Sumario El Vesubio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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Roberto Scandone y Massimo Cortini
Río de barro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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El Etna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Letterio Villari
La erupción de Krakatoa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 Peter Francis y Stephen Self
Las erupciones del monte Santa Elena . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 Robert Decker y Barbara Decker
Dinámica del volcán Kilauea . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46 John J. Dvorak, Carl Johnson y Robert I. Tilling
Caliente, caliente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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Calderas volcánicas gigantes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56 Peter Francis
Hielo y fuego. Una erupción volcánica bajo un glaciar . . . . 67
Hundimiento de los volcanes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69 Peter Francis y Stephen Self
Volcanes submarinos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77 Roger Hékinian
Fuentes termales del fondo del océano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86 John M. Edmond y Karen Von Von Damm
Riesgo volcánico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Juan Carlos Carracedo
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El Vesubio Roberto Scandone y Massimo Cortini
A pesar del medio siglo que dura su actual reposo, el Vesubio sigue siendo un volcán con peligro
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linio el Joven describió a Tácito tronco y luego se desparramaba como los sucesos dramáticos de si fuesen ramas, lo que, en mi opinión, agosto del 79 d.C. que provoca- se debería a que disminuyese el fuerte ron la destrucción de las ciudades de viento que la había hecho ascender o Pompeya, Herculano, Stabia y Oplon- a la influencia de su propio peso. A tis, y la muerte de su tío, el célebre ratos relucía de un blanco inmacunaturalista Plinio el Viejo, con las lado, mientras que en otros parecía siguientes palabras: sucia y salpicada de manchas, depen“La nube se elevaba, no se sabía con diendo de la cantidad de ceniza y de certeza de qué monte, visto desde tan tierra que hubiese levantado consigo. lejos, aunque luego se supo que era el [...] Las cenizas caían ya sobre las Vesubio. Su forma era más parecida naves, más calientes y más espesas a a la de un pino que a la de ningún otro medida que se acercaban; caían tamárbol, pues ascendía como un enorme bién trozos de piedra pómez, y piedras
1. ESQUEMA TRIDIMENSIONAL que representa el complejo Somma-Vesubio y los principales centros históricos de la zona.
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ennegrecidas, quemadas y partidas por el fuego; de pronto aparecieron escollos, resultado del derrumbe del monte, que impedían alcanzar la orilla.[...] Frecuentes y violentos terremotos sacudían las casas, haciéndolas ir de acá para allá, como si estuviese n desprendidas de sus cimientos.” El relato es dramático, pero muy preciso, y puede ser considerado como el primer documento de la vulcanología moderna. Las erupciones que presentan características similares a la descrita reciben el apelativo de plinia-
Toda la zona costera situada entre Nápoles y Castellammare di Stabia está ahora urbanizada.
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2. FOTOGRAFIA OBTENIDA durante una fase explosiva de la erupción de 1872, que cerraba uno de los numerosos ciclos de actividad histórica del Vesubio. En esa ocasión la pluma volcánica alcanzó una altura de al menos cinco kilómetros y fue empujada hacia el este por los vientos reinantes. Las
columnas de vapor que se ve expandirse en su base se deben o bien a una colada de lava, o al fenómeno que ahora se denomina onda de choque. La imagen está extraída del volumen Giorgio Sommer , fot ogr afo a Nap oli de la editorial Electra Editrice.
nas, en honor de los dos Plinios. Se Vesubio y sus causas; nos ocuparemos trata de erupciones explosivas de también de las erupciones recientes y excepcional violencia, en las que se de los mecanismos que las determinaarrojan materiales piroclásticos (pie- ron. Daremos, en fin, una valoración dra pómez, bombas volcánicas, lapilli de los riesgos asociados a los varios y cenizas), que puede llegar hasta tipos de actividad volcánica del decenas de kilómetros de distancia y Vesubio. cubrir zonas de centenares de kilómetros cuadrados. Las erupciones plinianas Estas erupciones son las más vion los últimos 25.000 años el lentas y peligrosas que pueda tener un volcán como el Vesubio, aunque no Vesubio ha sufrido al menos siete se hayan repetido tras la relatada. Las erupciones plinianas; a todas ellas les sucesivas erupciones conocidas en los siguieron períodos de actividad menos tiempos históricos han sido de dife- explosiva, durante los que probablerente naturaleza y de efectos menos mente el volcán expulsó lava, y por catastróficos. En este artículo vamos otros períodos de reposo. La duración a describir los fenómenos que ocurren de estos últimos es del orden de siglos. durante las erupciones plinianas del Los materiales expulsados durante la
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última erupción pliniana, la de 79 d.C., se pueden estudiar con detalle en Pompeya, Herculano y Oplontis. Los materiales situados en la base del afloramiento de Pompeya (los expulsados primero) se componen fundamentalmente de piedra pómez. Es ésta una roca volcánica de poca densidad, llena de huecos, derivada de un magma que contiene mucho gas y se enfría rápidamente. Podría comparársela a espuma de leche en ebullición que se congelase instantáneamente. Mezclados con ella se encuentran fragmentos de otras rocas de naturaleza diversa, transportados por el magma durante la explosión. Capas finas de cenizas volcánicas se hallan depositadas sobre la piedra pómez. La
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3. ESQUEMA DE LA ERUPCION pliniana del año 79, elaborado por M. P. Sheridan y sus colaboradores. En la primera fase hay emisión de piedra pómez por la ascensión del magma profundo y por la fracturación del conducto. Después de la disminución ocasional de la presión del gas en el conducto, la columna de piedra pómez se desplomó, dando origen a un flujo piroclástico. Hacia las seis de la mañana siguiente hubo una fuerte disminución de la actividad, debida al vaciamiento parcial de la cámara magmática. Las primeras infiltraciones de agua en la cámara produjeron explosiones freatomagmáticas. Durante la fase final el agua penetró abundantemente en la cámara magmática y resultó inmediatamente vaporizada, provocando la elevación del suelo. En seguida se produjo una explosión violentísima, acompañada de un fuerte terremoto y de ondas de choque, flujos piroclásticos y coladas de barro. Esta fase fue la que provocó el mayor número de víctimas en Pompeya.
mayor parte de los cadáveres hallados en Pompeya se encontró en el más bajo de estos niveles. Los productos piroclásticos de esta erupción se distribuyen por un área de forma casi elíptica, situada al sudeste del Vesubio, que tiene una extensión de centenares de kilómetros cuadrados. La dirección de
los vientos estratosféricos fue la responsable de tal dispersión, pues se ha calculado que la gigantesca nube de gas y de polvo de piedra pómez tuvo que alcanzar los 17.000 metros de altura. Los residuos que forman la base en Herculano son niveles de cenizas como
los de Pompeya, seguidos por depósitos desordenados de piedra pómez, mezclada con cenizas y con fragmentos de otras rocas, y cubierto todo ello por una colada de barro de más de diez metros de espesor. La composición química de la piedra pómez y de las cenizas producidas en estas erupciones es fonolítica y es diferente de la de otras lavas, como puedan ser las lanzadas entre 1631 y 1944 (tefritas leucíticas). Los magmas de las primeras tienen más sílice y elementos alcalinos (sodio, potasio) y menor proporción de calcio y de magnesio. La mayoría de los investigadores explica esta diferencia mediante un modelo en el que la diferenciación de los magmas de las erupciones plinianas se realiza a baja presión. En otras palabras, mientras que la emisión de las lavas es rápida, el magma de las erupciones plinianas se mantiene estacionado a varios kilómetros de profundidad durante cientos de años, enfriándose lentamente hasta alcanzar una temperatura de unos 850 grados centígrados. Al lugar donde el magma se encuentra retenido se le denomina cámara magmática. Cuando el magma se encuentra a
4. ESTA PIROXENITA, arrojada por el Vesubio en 1944, está formada por dos rocas diferentes soldadas entre sí. La más oscura se compone esencialmente de piroxeno y biotita (mica negra); la de color más claro, de piroxeno y olivino. Rocas de este tipo han sido arrojadas durante las fases explosivas de varias erupciones y suministran indicaciones muy útiles sobre la profundidad de la que provienen los magmas.
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5. ESQUEMA ESTRUCTURAL del Vesubio. Las líneas continuas de color indican las fracturas del edificio volcánico; allí donde las líneas son de trazos, las fracturas son colegidas. En la misma tonalidad de color están representadas las principales bocas de emisión, históricas y prehistóricas. Las grandes flechas de color representan los esfuerzos de distensión que actúan sobre las fracturas principales; las más pequeñas y de color más claro indican los esfuerzos locales. El movimiento en dirección sudoeste del bloque limitado por tales fracturas es probablemente el responsable de la actividad histórica del volcán. Las líneas de fractura identificadas en el mar con métodos sísmicos de reflexión están indicadas en gris; los “peines” muestran las partes sumergidas. poca profundidad, formando una cámara, el enfriamiento provoca la cristalización. Los minerales que se forman (piroxenos, es decir, silicatos de aluminio, hierro y magnesio) son más pesados y se van depositando lentamente en el fondo de la cámara; también tienen mayor abundancia de calcio y de magnesio y menor de sílice y de elementos alcalinos. Esta es la causa de que vaya cambiando lentamente la composición química del residuo y de que disminuyan en él tales elementos químicos. Investigadores de la Uni versidad de Pisa han calculado que tiene que cristalizar cerca del 70 por ciento del magma inicial para que la composición química del remanente, que en su origen es como la de la lava, se parezca a la de la piedra pómez de la erupción del año 79. Al conocerse el volumen de los materiales expulsados, se ha podido calcular el de la cámara magmática, que debió estar comprendido entre 2 y 2,5 kilómetros cúbicos. Otros datos mineralógicos permiten establecer que tuvo que encontrarse a una profundidad de entre tres y cinco kilómetros. La temperatura de la piedra pómez lanzada debió estar en torno a los 850 oC. Con todos estos datos y conociendo la conductividad térmica de las rocas, se ha calculado que el período de tiempo necesario para que la cámara magmática pasara de la temperatura inicial, entre 1200 y 1100 oC, a la de erupción tuvo que se r de unos 700 u 800 años, espacio de tiempo cuya magnitud concuerda con el período de reposo que precedió a la erupción del año 79. Entre los varios tipos de rocas que constituyen los materiales expulsados en las erupciones plinianas están las llamadas piroxenitas, constituidas principalmente de piroxeno, aunque también contengan otros minerales en
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menores proporciones. Su importancia es grande a la hora de comprender el origen de los magmas y los mecanismos que provocan las erupciones plinianas. De hecho, entre los cristales de piroxeno se encuentra líquido enfriado muy rápidamente (vidrio volcánico), mientras que faltan los minerales que se forman a una profundidad de varios kilómetros (plagioclasa, leucita). Estas características, entre otras, indican que tales rocas se formaron a gran profundidad (varias decenas de kilómetros) y luego fueron expulsadas
rápidamente, sin estacionarse a poca profundidad. Este hecho implica que incluso en las erupciones plinianas hay aporte desde las profundidades de magma nuevo y más caliente, que se mezcla con el ya evolucionado que se encuentra en la cámara. Estos sucesos provocan desequilibrios que puede originar la erupción. Tratemos por tanto de reconstruir los acontecimientos que provocaron la destrucción de las ciudades de Pompeya, Herculano, Stabia y Oplontis el año 79, basándonos en las cartas de
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ERUPCION FINAL
ESTADO DE REPOSO
λ A''
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ESTADO DE ACTIVIDAD PERSISTENTE
λ El
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ERUPCION INTERMEDIA
6. ESQUEMA DE BLOQUES de la actividad del Vesubio entre 1694 y 1944. Se puede describir a través de ciclos caracterizados por los estados de equilibrio indicados en los rectángulos. Las transiciones permitidas son sólo las indicadas por las flechas. Los parámetros reflejan la probabilidad de transición de un estado al otro.
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NOROESTE
SUDESTE
CAMARA MAGMATICA SUPERFICIAL
7. DISEÑO HIPOTETICO de la sección del Vesubio. Las cámaras magmáticas se encuentran a profundidad desconocida, pero que —al menos en lo que se refiere a las dos más pequeñas— se estima en torno a varias decenas de kilómetros. La profundidad, la estructura y las dimensiones de la fuente también se desconocen; es casi seguro que se encuentra en el manto superior. La cámara magmática de la superficie, que está insertada entre rocas calcáreas, es la de las erupciones plinianas. Las dos cámaras más pequeñas han originado la actividad histórica y han estado activas simultáneamente entre 1861 y 1881. Es probable que pequeñas cámaras magmáticas de este tipo hayan existido durante toda la historia del Vesubio.
apoyo de los gases, se derrumba por los flancos del volcán y se producen avalanchas de materiales hacia el PEQUEÑAS CAMARAS valle. Así es como resultó sepultada MAGMATICAS CAUSANTES Herculano. Mientras tanto, en Cabo DE LA ACTIVIDAD HISTORICA Miseno, Plinio el Viejo decide obser var el fenómeno de cerca, manda preACTIVA ENTRE 1861 Y 1944 parar una nave e invita a su sobrino ? a acompañarle. Este se excusa diciendo que tiene que estudiar un ACTIVA ENTRE 1754 Y 1881 libro; de este modo salva la vida y nos ? proporciona la descripción de los acontecimientos. Con el viento mis? ? tral a favor, Plinio el Viejo llega pronto a Herculano, pero no consigue atracar: un bajo fondo que antes no FUENTE existía impide que la nave se acerque. HETEROGENEA Bajo la lluvia de cenizas y todavía con viento favorable pone rumbo a Stabia, a donde llega casi al anochecer. La piedra pómez continúa cayendo durante toda la noche y violentos terremotos sacuden las viviendas del Plinio el Joven y en los conocimientos esté abriendo camino hacia la super- golfo. Al amanecer ya se han deposicientíficos actuales. Es el 24 de agosto ficie, lo que causa los terremotos. tado varios metros de piedra pómez, y la tierra hace ya varios días que Hacia las 13 horas puede verse desde pero parece haberse detenido su tiembla; los habitantes de la zona no Cabo Miseno una enorme pluma vol- caída, aunque las sacudidas contiestán especialmente asustados, pues cánica: se ha iniciado la fase paroxís- núan. Los habitantes de Pompeya se han habituado a este fenómeno. Es tica de la erupción. Empiezan a caer habían huido de la ciudad durante la probable que el magma que proviene en Pompeya las primeras lluvias de primera fase de la erupción; algunos, de gran profundidad se haya mez- piedra pómez y de cenizas. De vez en sin embargo, aprovechando la apaclado ya en la cámara magmática y se cuando el penacho volcánico, sin el rente calma y caminando sobre la pómez, vuelven a ella para tratar de salvar algo de sus pertenencias. 0,7080 Mientras, el agua de la capa freática ) r S
1754
6 8 /
r S
7 8
( A C I P O T O 0,7075 S I N O I C I S O P M O C
1794 1805?
1861
1868
1858
1895 1906
1872 1750
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1834
1800
1850 AÑO DE LA ERUPCION
1881-83 1900
1929
1944
1950
8. VARIACIONES de la composición isotópica del estroncio en las lavas vesubianas depositadas en época histórica. Los tres puntos disponibles para la erupción de 1944 y los dos puntos obtenidos sobre la lava de 1858 dan una idea de la reproducibilidad de las medidas. El hecho de que las rectas trazadas sean dos sugiere la existencia de dos cámaras magmáticas. En tales cámaras es probable que se produzca la mezcla progresiva de dos magmas de diferente composición isotópica.
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está penetrando en la cámara magaltas columnas de vapor; las cenizas, Actividad posterior mática parcialmente vacía y la eleempapadas en agua, se acumularon espués de la gran erupción del en los flancos del volcán y terminaron vada temperatura provoca su inmeaño 79 las noticias sobre la acti- por deslizarse cuesta abajo a gran diata vaporización. Dentro de la cámara se produce un fortísimo vidad del Vesubio se vuelven impre- velocidad, formando vastas colada s aumento de la presión: el volcán se cisas y esporádicas. Se sabe con cer- de barro (llamadas lahar ). Hubo hincha y se eleva. La línea de costa teza que las de los años 472 y 1139 otros terremotos, que tuvieron esperetrocede en todo el golfo; muchos fueron importantes, pero también cial intensidad en Herculano, cuando peces se quedan al aire. Un terremoto están documentadas otras menores. se produjo la fracturación del cono; y una violentísima explosión sacuden Se dispone de más datos tras la dos fisuras se extendieron por los el Vesubio; una nube de ceniza negra, invención de la imprenta y, a partir flancos sur y sudoeste del edificio cargada de escorias, hace retornar la de la segunda mitad del siglo XVI, la volcánico, y por ellas salía lava. Las noche a Capri y Miseno. Otras explo- historia del Vesubio se conoce con lavas recorrieron al principio cerca siones menos intensas cubren el golfo precisión y abundancia de detalles. de seis kilómetros en dos horas. La de cenizas; una colada de barro Tras un período de reposo de cerca de erupción terminó diecisiete días dessepulta Herculano durante diecisiete 150 años, el 16 de diciembre de 1631 pués, tras haber expulsado cerca de siglos. Tras esta fase, la actividad comenzó la erupción más grande del un centenar de millones de metros disminuye y la calma vuelve a reinar último milenio, precedida de terre- cúbicos de lava, junto con cantidades poco a poco sobre la región trastor- motos que sacudieron los alrededores ignotas de ceniza y lapilli. Hablanada. La dinámica de esta erupción durante varios meses. Una primera remos de los daños producidos por es muy parecida a la observada fase explosiva, probablemente rela- esta erupción en la parte final del durante la que se produjo en mayo de cionada con las interacciones entre el artículo. Si el Vesubio se reactivara, magma y el agua, produjo cenizas y lo haría probablemente con una erup1980 en el volcán Santa Elena.
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9. ESTA FOTOGRAFIA, cedida por el organismo provinci al de turismo de Nápoles, representa el cono del Vesubio durante la fase de actividad persistente que precedió a la fase de reposo iniciada en 1944. El cráter aparece completamente lleno
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de material efusivo y, dentro de él, está bien visible el cono del que salía el famoso penacho de humo que caracterizaba todas las vistas de Nápoles del período anterior a la segunda guerra mundial.
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10. MAPA DE LAS ZONAS que pueden verse afectadas por las coladas de fango de la vertiente norte del Vesubio. Los números
ción de este tipo, aunque quizá de menor violencia. Las erupciones efusivas terminales o subterminales han sido frecuentes entre 1631 y 1944; este tipo de erupciones comienza con la expulsión violenta de cantidades ingentes de lavas y materiales piroclásticos por el cráter central y sus alrededores. Las áreas afectadas por tales fenómenos pueden alcanzar extensiones de decenas de kilómetros cuadrados. Las erupciones laterales y excéntricas ocurren cuando las bocas erupti vas se localizan a cierta distancia del cono central; en algunos casos las bocas aparecen a más de dos kilómetros del cráter. Hay algunos ejemplos históricos de tales erupciones. Las bocas eruptivas se abrieron a lo largo de una línea de fractura situada al sur
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del 1 al 4 indican las cuencas con riesgo creciente. En la zona 5 pueden acumularse coladas en cotas inferiores a los 350 m.
del cono central en 1760, mientras que en 1794 y en 1861 lo hicieron por otra que discurría en dirección sudoeste. Estas erupciones, cuyas lavas cubren zonas como de unos diez kilómetros cuadrados, son muy peligrosas, porque las bocas pueden abrirse cerca de los núcleos habitados. El hospital de Torre del Greco, por ejemplo, está construido a pocos centenares de metros de las bocas de 1861. Entre 1694 y 1944 la actividad del Vesubio ha sido casi continua , con numerosas erupciones efusivas y explosivas y períodos de reposo no más largos de siete años. La actividad efusiva está siempre localizada en el cráter o a lo largo de líneas de fractura preferenciales; las más importantes son las ya mencionadas que discurren en las direcciones sur y
sudoeste. La fractura sudoeste (sobre la que está situado el pueblo de Torre del Greco, que ha sido acosado por la lava no menos de cuatro veces desde 1631) se introduce en el mar, como ponen de manifiesto los perfiles sísmicos de reflexión realizados en el golfo de Nápoles, que muestran que también en la parte marítima de la fractura ha habido actividad volcánica reciente. Hay otros datos geológicos que indican que esta misma estructura se extiende también en dirección nordeste. Todo ello, junto al conocimiento del ámbito de las deformaciones regionales, lleva a la conclusión de que la actividad reciente del Vesubio se debe a movimientos distensivos de su bloque meridional, que está delimitado por las dos fracturas antes descritas.
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11. AREAS CON DIFERENTE PROBABILIDAD de ser afectadas por coladas de lava y por bocas eruptivas en el caso de reanudarse la actividad efusiva del Vesubio. La vertiente
septentrional del volcán está protegida por el Monte Somma. Las probabilidades se han calculado según el recorrido de las coladas históricas y la morfología del volcán.
Modelos de la actividad efusiva en el período 1694-1944
cráter central se forma un cono y se mitidas entre los cuatro estados desexpulsan lavas; erupciones interme- critos son las indicadas por las flechas dias, con actividad más relevante: las en el esquema de la figura 6; por eje mlavas salen por la boca del cráter, o plo, no se puede pasar del estado de l conocimiento preciso de los puede producirse la apertura de nue- reposo al de erupción final. El tiempo datos vulcanológicos relativos al vas bocas en sus proximidades (bocas de permanencia en cada uno de ellos pe ríodo 1694-1944 y el elevado subterminales); erupciones finales, es una variable cuya probabilidad número de erupciones han permitido consistentes en la emisión de grandes viene descrita por una función expoestudiar este período con métodos volúmenes de lava, cenizas, bombas nencial del tipo: estadísticos. Se ha observado que la y lapilli en muy cortos espacios de ƒs (x ) = λ s e − s x , actividad volcánica del Vesubio tiempo y en muchos casos con formadurante el mismo puede describirse ción de una pluma volcánica. Las donde s indica el estado, x indica el mediante la recurrencia de ciclos erupciones finales, aunque menos tiempo de permanencia en un estado eruptivos similares. El esquema base peligrosas que las plinianas, son muy y es un parámetro característico que de estos ciclos comprende: un estado violen tas y pue den causar serio s describe la transición entre dos estade reposo durante el cual el conducto daños; duran algunos días y siempre dos. El hecho de que los tiempos de volcá nico está obstruido y la única son seguidas de la obstrucción del permanencia se distribuyan según actividad aparente es la emisión conducto. esta ley indica que los cuatro estados fumarólica; una actividad persisEl análisis de los datos ha demos- descritos son estados de equilibrio; tente: el conducto está abierto, en el trado que las únicas transiciones per- dicho de otra manera: durante el
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período de tiempo analizado, el volcán ha permanecido en uno de estos estados hasta que ha intervenido una pequeña perturbación, que podría consistir en un terremoto, incluso distante, en variaciones provocadas por las mareas terrestres o en cambios en la distribución de las aguas subterráneas. El análisis estadístico de los datos muestra diferencias entre la actividad de los períodos comprendidos entre 1694-1872 y 1872-1944. Du rante este último la duración de los estados de actividad persistente y de erupción intermedia es apreciablemente más larga que en el precedente, por lo que sus parámetros de transición son diferentes, hecho que, como veremos, puede ser relacionado con otros fenómenos. El Vesubio ha estado en reposo desde 1944 mientras que la probabilidad de que tal cosa se produjera, calculada con los parámetros del modelo precedente, es prácticamente nula. Esto no significa que sea un volcán apagado, sino que su fase actual no puede describirse ya como una sucesión de estados de equilibrio. En otros términos, el reposo actual del Vesubio puede ser similar a los que hubo entre 1631 y 1694, o bien al que precedió a la erupción de 1631. Si este período de reposo durase algunos siglos más, es muy probable que la reanudación de la actividad adoptase la forma de una erupción pliniana. El estudio de la composición isotópica del estroncio de las lavas proporciona datos adicionales importantes para reconstruir los mecanismos subyacentes a la actividad histórica del Vesubio. El isótopo del estroncio cuya masa atómica es 87 (87Sr) proviene de la desintegración radiactiva del rubidio 87. La composición isotópica se expresa mediante la relación entre el isótopo 87 del estroncio (que es radiactivo) y el isótopo 86, que no lo es. El comportamiento geoquímico del rubidio es bastante diferente al del estroncio, por lo que en muchos procesos geológicos (generación de magma, diferenciación o alteración superficial) se produce un enriquecimiento relativo de uno u otro de ellos, según las condiciones físico-químicas que determinen tales procesos. En el transcurso de la historia geológica de la Tierra las heterogeneidades químicas, sean laterales o verticales, han causado variaciones en la composición isotópica del estroncio en el manto terrestre. Rocas que tuvieron una ele vada relación Rb/Sr durante muchos millones de años presentarán en consecuencia una relación 87 Sr / 86 Sr igualmente grande. La composición
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isotópica de un magma es igual que la Conociendo los volúmenes de lava de la región del manto en que se ha emitidos y los coeficientes angulares formado. Los valores de composición de las dos rectas representadas en la isotópica del estroncio en las lavas son, figura 8, es posible calcular que el pues, un indicio químico muy impor- volumen de las dos cámaras magmátante que permite distinguir eventua- ticas profundas debería estar en torno les diferencias entre las zonas que han a 0,1 kilómetros cúbicos, mientras que dado origen a los magmas. el de la cámara magmática de la erupUn estudio detallado de la composi- ción de Pompeya debió ser de unos dos ción isotópica del estroncio en las lavas kilómetros cúbicos. Obviamente estas históricas del Vesubio ha puesto de cámaras magmáticas no se conciben manifiesto variaciones temporales como cavidades permanentes del intemuy características. La composición rior de la Tierra, sino que son abultadisminuye de forma lineal con el mientos producidos por la propia lletiempo, según dos rectas diferentes gada del magma. No hay prueba que tienen casi la misma inclinación. alguna que demuestre la persistencia Ciertos datos demuestran que las cau- de la cámara magmática de la última sas de tales variaciones se deben a erupción pliniana de Pompeya en la fenómenos que suceden a grandes pro- actividad efusiva de los tiempos posfundidades (varias decenas de kilóme- teriores. tros). Un modelo en el que se postula la presencia de dos magmas de difeEl riesgo volcánico rente composición isotópica, que se uede definirse como el resultado mezclan a gran profundidad, permite explicar la causa de estas variaciones de multiplicar la probabilidad de tan singulares. En efecto, cada una de que suceda un determinado fenómeno las variaciones representadas por las volcánico por los daños que provoque. dos rectas se puede explicar supo- Según esta definición, y aunque no sea niendo la existencia de una pequeña posible determinar con precisión la cámara magmática a gran profundi- probabilidad actual de que entre en dad (varias decenas de kilómetros); erupción, la densidad y el número de esta cámara estaría llena de un magma núcleos urbanos que hay en sus alrecuya composición isotópica sería dedores hacen del Vesubio un volcán mayor o igual a 0,70793. Otro magma de enorme riesgo. Resumiremos ahora de composición isotópica más baja la peligrosidad relacionada con cada (0,70720) se iría mezclando luego len- uno de los tipos de erupción que pudietamente con el primero; si el volumen ran producirse, según los datos dispode la cámara permaneciese constante, nibles. La emisión de lava, que ocurre en cada vez que un pequeño volumen de magma nuevo llegase de las profundi- todos los tipos de erupción salvo en las dades, otra cantidad igual de lava se plinianas, provoca ingentes daños ecoexpulsaría a la superficie. La conti- nómicos, pero es el fenómeno menos nuación del proceso haría que la com- peligroso para las vidas humanas; de posición isotópica de la lava expulsada hecho la velocidad de desplazamiento fuese disminuyendo progresivamente. de las lavas vesubianas ha sido siemEs muy significativo que el mo mento pre bastante baja. Depende de la veloen que se inicia la segunda recta (es cidad de emisión en la boca eruptiva, decir, cuando entra en actividad la de la pendiente y de la viscosidad de segunda cámara, en torno al año 1861) la lava. En 1631 se produjo probablecoincida con el momento en que cam- mente la mayor velocidad de emisión bia la actividad del Vesubio, como puso registrada por el Vesubio en tiempos de manifiesto el análisis estadístico de históricos, a pesar de lo cual no superó los datos. Además, los volúmenes los dos o tres kilómetros por hora. La medios de lava expulsada por unidad velocidad de emisión suele alcanzar su de tiempo aumentaron de forma apre- máximo en las fases iniciales de la ciable en el mismo período; es probable erupción y disminuye bastante rápidaque esto se deba también a la actividad mente; desde este punto de vista, pues, simultánea de ambos sistemas mag- los momentos más peligrosos de una máticos. Por otra parte, la mayor dura- erupción son los iniciales. La emisión de productos piroclástición de los estados de actividad persistente y de erupciones intermedias cos se verifica en prácticamente todos (situaciones en las que el magma sale los tipos de erupciones, pero puede con relativa lentitud) en este período adoptar modalidades muy diferentes. indica que tal vez hayan cambiado las Las erupciones plinianas arrojan un condiciones físicas que determinan la kilómetro cúbico o más de piedra expulsión. Este es uno de tantos pro- pómez y de cenizas, a pesar de lo cual blemas que permanecen abiertos por no es la fase más peligrosa. Un espesor ahora. de medio metro de ceniza que tenga
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una densidad de 1,1 gramos por cen- de productos sólidos y gaseosos tiene Pompeya se consideran ahora debidos tímetro cúbico representa una carga gran movilidad y, como cae en los flan- a esta causa. adicional de al menos 550 kilogramos cos del volcán, puede deslizarse velozLas coladas de barro, o “lahares”, se por metro cuadrado en el tejado de los mente cuesta abajo; este fenómeno se deben al desmoronamiento de mateedificios, lo que puede provocar el denomina flujo piroclástico, pyroclas- riales piroclásticos acumulados en los rápido derrumbe de edificios debilita- tic flow, y en el caso de Herculano flancos del volcán y empapados de dos; sin embargo, protegiéndose con originó depósitos de cerca de dos agua. El agua puede provenir directaropas pesadas, es posible permanecer metros y medio de espesor cuya tem- mente de los vapores emitidos o de al aire libre bajo la lluvia de cenizas y peratura estaría probablemente entre lluvias posteriores; tras la erupción de de piedra pómez; lo importante es no 100 y 350 grados centígrados. 1906, la gran acumulación de cenizas quedarse atrapados en lugares cerraOtro evento extremadamente peli- y las sucesivas lluvias provocaron dos donde pueda llegar a faltar el aire. groso, que puede producirse durante lahares hasta un año después de la La inesperada erupción de 1973 del las fases explosivas de incluso las erupción. Las áreas de deslizamiento vol cán de la isl a de Hei mae y, en erupciones pequeñas, es la llamada y de acumulación de lahares son preIslandia, cubrió completamente de onda de choque, base surge , identifi- ferentemente los valles; su destructiceniza el pueblo homónimo. Las casas cada al observar las explosiones vidad se debe tanto a su gran moviliestaban protegidas con tejados de nucleares; se trata de un anillo de gas dad como a su elevado peso específico. fuertes pendientes y las ventanas con en rápida expansión que circunda la Un instrumento muy útil para la barreras de plancha metálica; de esta base del hongo atómico. La onda de planificación territorial en las áreas forma, un año después de la erupción, choque se ha observado luego durante volcánicas es la zonificación volcánica; tras liberar a la ciudad de las cenizas, las fases explosivas de numerosas con este término se indica la subdivila gente pudo volver a sus casas. erupciones volcánicas. Resulta gene- sión del área volcánica en zonas con Los otros fenómenos que suceden ralmente de la interacción entre el diferente probabilidad de ser afectadurante las fases explosivas de las magma y el agua y se manifiesta por das por un determinado evento deserupciones son en cambio más peligro- la rápida expansión lateral de la fase tructivo. Los mapas que así se obtiesos. La columna volcánica se forma vapor, que arrastra consigo ce nizas y nen difieren según el tipo de erupción por la emisión continua de gas y de materiales sólidos. Su velocidad ini- y los fenómenos que se estén consideproductos piroclásticos; si la presión cial puede alcanzar los 180 kilómetros rando. Los esquemas de la figura 13, de los gases disminuye de repente, su por hora, lo que explica su gran capa- elaborados por G. P. L. Walker, indipropio peso hace caer a los materiales cidad destructiva. Los depósitos de can la extensión de las áreas que contenidos en la columna. La mezcla ceniza estratificada de Herculano y de podrían ser cubiertas por los produc-
12. FOTOGRAFIA DE UNA FASE EXPLOSIVA acaecida durante la erupción de 1944. Son claramente visibles el cono, ilumina-
VOLCANES
do por las escorias incandescentes, y los rayos que acompañan los fenómenos de ionización de la atmósfera circundante.
11
ISERNIA CASSINO
CAMPOBASSO
POMIGLIANO D'ARCO
3
SAVIGNANO 4 CASERTA
GAETA
BENEVENTO
OTTAVIANO NAPOLES
AVELLINO NAPOLES 1
A
SALERNO
2 3
TERZIGNO
1
2
B
EBOLI CAPRI
C
4 0
TORRE ANNUNZIATA
D 40
80
0
KILOMETROS
tos piroclásticos de una erupción pliniana del Vesubio. La parte oriental de la figura de la izquierda tiene una probabilidad mayor de sufrir la caída de materiales piroclásticos a causa de la orientación predominante de los vientos estratosféricos; naturalmente en las áreas más próximas al volcán se acumularán mayores cantidades de productos. Como muestra el esquema de la derecha, hay áreas en donde la acumulación de piedra pómez y de ceniza podría alcanzar los cuatro metros de espesor, con la consiguiente destrucción total de las propiedades; las flechas indican las zonas que pueden verse afectadas por los flujos piroclásticos y las ondas de choque. Es importante observar que, como se ha indicado antes, estas mismas áreas pudieran resultar también afectadas por las ondas de choque de erupciones que no sean plinianas. En lo que respecta a las zonas con mayor riesgo de ser afectadas por coladas de fango, están situadas en la vertiente septentrional del volcán y el riesgo no se limita a las erupciones plinianas. Observando el mapa de la figura 10, que refleja la configuración actual del volcán, se observa que las ciudades de Ottaviano, Somma Vesu viana, Trocchia y Pollena se encuen-
10 KILOMETROS
13. ESQUEMAS ILUSTRATIVOS de las zonas que pueden resultar afectadas por la lluvia de materiales piroclásticos durante las erupciones plinianas del Vesubio. El de la izquierda abarca una zona muy amplia que puede dividirse en cuatro regiones. En la 1 podrían acumularse lapilli y piedra pómez hasta espesores de al menos 25 centímetros, mientras que en la 2 podrían alcanzar más de un metro. Las regiones 3 y 4 son análogas, pero tienen menos probabilidad de verse afectadas a causa de la dirección
12
TORRE DEL GRECO
de los vientos dominantes. El esquema de la derecha muestra las zonas que podrían quedar recubiertas por espesores todavía mayores. En el sector A podrían superarse los cuatro metros y el material piroclástico podría ser de grandes dimensiones. El sector B es parecido, pero las probabilidades de lluvia de piroclastos son más bajas. La letra C indica las zonas que podrían ser afectadas por ondas de choque, flujos piroclásticos y coladas de fango. Nótese la abundancia de núcleos habitados ( D).
tran en las cuencas de acumulación de mayor riesgo, mientras que S. Anastasia está protegida por muros resultantes de lahares ya antiguos. Varias erupciones históricas demuestran que las coladas de fango pueden producirse también en la vertiente meridional. La probabilidad de que se abran bocas de emisión y de que surjan coladas de lava viene ilustrada en el esquema de la figura 11. Las vías preferentes de recorrido de las lavas se han dibujado siguiendo los valles principales, mientras que la probabilidad relativa de que determinado lugar sea afectado por la lava se ha determinado sobre bases históricas, en concreto contando el número de coladas que desde 1631 lo han alcanzado. La presencia del monte Somma impide el desvío de las coladas de lava hacia la parte septentrional del volcán. Las áreas de mayor peligrosidad se extienden hasta el círculo de los pueblos de Massa, S. Sebastiano, Torre del Greco, Boscotrecase y Terzigno. Torre del Greco en particular se encuentra sobre la importante línea de fractura antes descrita, inmediatamente por debajo de varias bocas eruptivas excéntricas que han tenido actividad histórica. No hay que considerar estos mapas
como instrumentos de previsión del recorrido de las lavas o de los lahares, ya que, habiéndose elaborado sobre bases estadísticas y sobre la configuración histórica del volcán, no pueden tener en cuenta los sucesos de violencia tal que puedan modificar la morfología del volcán; su utilidad está en el hecho de que señalan las zonas que requieren actuaciones urbanísticas particulares. Para dar una idea de los daños que puede provocar una erupción del Vesubio, consideraremos ahora la gran erupción de 1631 y la relativamente modesta de 1906. Los daños provocados por la primera se valoraron en 85.000 millones de liras de oro a principios de este siglo; cerca de 4000 personas perdieron la vida, además de 6000 cabezas de ganado; 44.000 personas buscaron refugio en Nápoles. Si hoy se repitiera exactamente una erupción de este tipo, incluso evacuando la zona con la rapidez suficiente como para salvar la vida de todos, probablemente se quedarían sin techo unas 600.000 personas y los daños económicos estarían en torno a varias decenas de billones de liras. En 1906 las víctimas fueron 216 y los heridos 112; la mayor parte de las muertes fue provocada por el derrumbe
TEMAS 8
de los tejados de edificios viejos, debido al peso de la ceniza. Otras se debieron a los lahares y a las emanaciones de gas; 6706 casas fueron destruidas por la erupción. Los daños económicos se pueden evaluar en torno a 10.000 millones de liras actuales, sin tener en cuenta el dinero gastado por las autoridades locales en reconstruir las obras de utilidad pública. El número oficial de personas que en siete días huyeron de los pueblos directamente amenazados fue de 34.000 pero, si se tienen en cuenta también las personas que huyeron de pueblos que no estaban en peligro inmediato, se llega a unas 50.000 personas evacuadas. Es importante notar que en 1906 los habitantes del área ves ubi ana est aba n aco stumbrado s desde hacía mucho tiempo a fenómenos volcánicos de intensidad a veces considerable. El largo período de reposo del volcán, que dura desde 1944, ha generado en muchos la con vicción de que el Vesubio está extinto; una reanudación inesperada de la actividad, aunque tuviese una inten-
sidad moderada, probablemente pro- bién notables variaciones en el nivel vocaría un gran pánico, la huida de del agua en los pozos. Un método muchas personas e ingentes daños desarro llado recientemente para la económicos. Este es uno de los muchos vigilancia de los volcanes consiste en motivos por los que tanto las autori- medir la concentración de radón en las dades como la población deben recor- aguas freáticas, concentración que dar que el Vesubio es un volcán activo aumenta en al menos un orden de y tener en cuenta una posible reacti- magnitud cuando se inicia la activi vación. Esta posibilidad no ha sido dad sísmica. Cuando varios de estos considerada hasta ahora y la urbani- fenómenos se manifiestan simultázación del área del Vesubio aumenta neamente, el volcán se encuentra en en desmesura, acrecentando propor- un estado anormal; sin embargo eso cionalmente los riesgos relacionados no significa en absoluto que vaya a con una erupción. producirse necesariamente una erup¿Es posible prever la reanudación ción. Sólo puede asegurarse que la de la actividad del Vesubio? Muchas probabilidad de una erupción ha erupciones vienen precedidas de una aumentado. El conocimiento actual de serie de fenómenos llamados premo- los fenómenos volcánicos no permite nitorios, que se pueden manifestar hacer previsiones determinísticas semanas, incluso meses, antes de la sobre el inicio, la evolución o la intenerupción. La ascensión del magma sidad de una erupción. El Observatorio viene acompañada de terremotos de Vesub iano , además de controlar la intensidad baja y media; el volcán actividad sísmica, realiza medidas comienza a deformarse y a menudo periódicas para detectar cualquier hay un aumento de la actividad de las deformación del suelo, tanto en el cráfumarolas y de su temperatura. ter como en los flancos del volcán, y Algunos días antes de varias erupcio- controla la temperatura de las fumanes del Vesubio se han observado tam- rolas y otros parámetros de interés.
Río de barro David Schneider
C
uando el monte Pinatubo, de las islas Filipinas, despertó en 1992 de un letargo de seis siglos, arrojó una enorme cantidad de materia volcánica. Las partículas pequeñas, llegadas hasta la parte alta de la atmósfera, se dispersaron. Pero el grueso de la erupción cayó sobre los habitantes de la zona en una suerte de lechada de cemento hecha de ceniza y lluvia. Los ocho kilómetros cúbicos de material expulsado por el volcán dejaron los contornos cubiertos de una gruesa capa de cenizas de potencia suficiente para abatir los edificios. El volcán cubrió el planeta con una manta de aerosoles estratosféricos que dispersaron la luz solar hasta el punto de enfriar la Tierra. Los efectos climáticos globales amainaron. No así el daño local. Persisten las coladas de cenizas volcánicas, que se forman al iniciarse una erupción volcánica violenta. Estos ríos viscosos de barro (derecha ) pueden ser devastadores, a menudo más que las propias explosiones. Los habitantes de los aledaños del Pinatubo, huidos, continúan esperando que la nueva superficie débil-
VOLCANES
mente consolidada se estabili ce, para volver. Pero después de permanecer cerca de 600 años dormido, no parece que el volcán tenga mucha prisa en retornar a la normalidad.
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El Etna Letterio Villari
Su actividad volcánica permanente lo convierte en un laboratorio natural insustituible para el estudio de los procesos eruptivos y de las técnicas de vigilancia
E
l Etna es el volcán activo babilidad de que se produzca una erupmás grande de Europa. Se ción por el daño económico que pudiera levanta junto a la costa nor- ocasionar— tenga decisiva importandeste de Sicilia y alcanza una cota de cia en la ordenación del territorio del 3345 metros sobre el nivel del mar Etna. (altura que adquirió en 1978). La hisUn corolario evidente es la necesitoria de sus frecuentes erupciones ha dad continua de obtener nuevos conollegado hasta nosotros gracias a una cimientos sobre las formas de ascenso nutrida serie de crónicas históricas, y de salida del magma, para que pueda que nos retrotraen hasta hace más de formularse un “modelo físico” acepta2000 años. ble del volcán, modelo que deberá Su historia eruptiva muestra perío- tener la flexibilidad necesaria para dos de actividad muy intensa, que han que se le pueda ir perfeccionando por producido modificaciones fisiográficas aproximaciones sucesivas conforme importantes de la morfología del edifi- progresen los datos disponibles. Por si cio volcánico y graves perturbaciones no fuesen suficiente justificación las en el desarrollo de la actividad humana consecuencias de carácter social, esta desarrollada sobre sus laderas. Merece exigencia viene reforzada por la abunespecial mención el ciclo de erupciones dancia de conocimientos científicos que se produjo durante el siglo XVII, la que pueden obtenerse del estudio de mayor de las cuales destruyó parte de los fenómenos volcánicos que con tanta la ciudad de Catania en el año 1669. frecuencia presenta el Etna. Al término de este ciclo se produjeron La cuenca del Mediterráneo es un importantes modificaciones morfológi- área dominada por procesos de convercas en la cumbre del volcán, con la for- gencia litosférica, que se han desarromación de un amplio cráter de llado probablemente a partir del Mesoderrumbe, cuyo diámetro actual es de zoico (hace unos 80 millones de años), unos tres kilómetros y medio. por efecto de las diferentes velocidades También en el siglo XX ha habido de apertura manifestadas a lo largo de episodios eruptivos de cierta impor- la dorsal centro-atlántica. La mayor tancia, aunque la energía liberada en velocidad de apertura a lo largo del ellos no pueda compararse con la de segmento meridional de la dorsal reslos producidos entre 1610 y 1669. pecto a la velocidad del segmento sepCabe recordar como una de las más tentrional, ha producido una aceleradestructivas la erupción de 1928, que ción relativa del bloque africano en afectó a la vertiente nororiental del relación a la masa continental eura volcán; la colada de lava se extendió siática, provocando en Africa una rotahasta las proximidades de la costa, ción antihoraria y llevándola a cerrarse destruyendo el pueblo de Mascali e contra Eurasia. El proceso de converinterrumpiendo las principales vías gencia entre Africa y Eurasia ha prode comunicación hacia el norte (carre- ducido extensos fenómenos de subducteras y líneas férreas). ción de la corteza oceánica “Tetis”, Los daños provocados por las pasa- interpuesta entre las dos masas contidas erupciones del Etna resultarían nentales, hasta su completa desapariinsignificantes si se los comparase con ción. los que producirían actualmente otras La actual situación geodinámica de intensidad comparable, dado el hace pensar que el proceso de converdesarrollo económico que experimenta gencia haya llegado a un estadio senil la región. Esta es la razón de que la de evolución, habiéndose realizado la val oració n del rie sgo vol cánico — colisión entre las masas continentales entendido como el producto de la pro- opuestas. Esta colisión se ha desarro-
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llado a través de una serie de sucesos diacrónicos, por la compleja geometría de los márgenes continentales opuestos. En consecuencia se ha producido, a lo largo de toda la franja de contacto, una intensa desarticulación que ha permitido la individualización de microbloques locales, en movimiento los unos respecto de los otros, así como respecto a las masas continentales africana y eurasiática, más amplias. El mosaico de bloques reconocibles en la cuenca del Mediterráneo es por lo tanto el resultado de la compleja interacción continental al final del largo proceso de convergencia.
L
a complejidad del cuadro evolutivo de la actividad volcánica de la cuenca Mediterránea refleja la más general que caracteriza la disposición geotectónica de la zona, conforme al papel que se le reconoce unánimemente al vulcanismo como indicador de los procesos geodinámicos. Las manifestaciones volcánicas que se han sucedido en la cuenca mediterránea están representadas sobre todo por magmas de naturaleza orogénica, lo que resulta coherente con la disposición estructural, dominada por procesos de convergencia litosférica. También ha habido situaciones locales de distensión tectónica que han favorecido la ascensión y la erupción de magma basáltico. Una de estas áreas es precisamente el margen oriental de Sicilia, donde se han producido intensas y continuas manifestaciones eruptivas de naturaleza basáltica desde finales del Mioceno (hace unos 10 millones de años), en una franja que se extiende tierra adentro hasta unos 30 o 40 kilómetros de la costa jónica. Su continuo desplazamiento hacia posiciones cada vez más septentrionales terminó por alcanzar la zona donde hoy se encuentra el volcán Etna. La actividad volcánica de la zona del Etna se inició en el Pleistoceno medio-
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superior (hace unos 700.000 años), ini- tiva se caracterizó por ser las efusio- adoptar la forma típica de un “estrato ciándose de modo predominante en nes de lava de naturaleza toleítica o volcán”. ambientes submarinos, pues la región transicional, cuya elevada fluidez, La historia evolutiva del Etna como estaba ocupada entonces por un amplio unida a la poca importancia de las estrato volcán está marcada por sucegolfo —conocido comúnmente con el manifestaciones explosivas asociadas, sivas alternancias de fases constructinombre de Golfo Pre-etneo— que se llevaron a la formación de un edificio vas y destructivas, testimoniadas por abría a lo largo de la costa de Sicilia y de suave morfología domiforme, típica las amplias depresiones caldéricas que que separaba el altiplano Ibleo, al sur, precisamente de los llamados “volca- se abren hoy sobre su flanco oriental y de la cadena de los montes Peloritani, nes de escudo”. que se han producido por el derrumbe al norte. de grandes masas, situadas en las A esto le siguió el levantamiento tecas características del magma evo- posiciones más altas de los edificios tónico de la zona, lo que, junto a la prolucionaron hacia productos cada volcánicos preexistentes. gresiva acumulación de los materiales vez más alcalinos y diferenciado s Una de las principales característieruptivos, provocó su emersión. Las (basalto alcalino, hawaita, murgerita, cas fisiográficas del Etna es precisamanifestaciones volcánicas posterio- tefrita y benmoreíta). También varió mente la presencia de un amplio anfires asumieron así un carácter predo- el carácter de las manifestaciones teatro, situado en la vertiente oriental minantemente atmosférico, formán- eruptivas, con un aumento creciente del edificio volcánico. Esta depresión, dose un edificio volcánico de escudo, de los fenómenos explosivos, lo que llamada Valle de Bove, está limitada que actualmente constituye la base de modificó la morfología del edificio vol- por paredes casi verticales cuyo períla estructura activa del Etna. cánico, cuyas vertientes resultaron metro mide cerca de 18 kilómetros y Esta primera fase de actividad erup- cada vez más pendientes, tendiendo a presenta una amplia abertura hacia el
L
1. FOTOGRAFIA DEL ETNA efectuada por el satélite Skylab en 1973. La imagen en falso color revela con extrema claridad algunas de las características fisiográficas más destacadas del edificio volcánico. Inmediatamente a la derecha (Este) de la zona superior puede verse la gran depresión en forma de anfiteatro denominada Valle del Bove; es resultado de sucesivos derrumbes
VOLCANES
de calderas. Estos fenómenos afectaron el edificio volcánico del Etna, cuyo eje eruptivo principal se ha ido desplazando continuamente desde oriente hacia occidente. También puede apreciarse un gran numero de cráteres adventicios sobre los flancos. Su distribución superficial no es resultado de la casualidad, sino que parece condicionada por zonas de debilidad estructural.
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2. MAPA que muestra la interacción entre las masas litosféricas africana y eurasiática (arriba); está dominada por un proceso de convergencia que ha llevado a la total desaparición del océano que inicialmente se interp onía entre ellas (Tetis). La colisión continental causó el desmembramiento y la consiguiente individualización de microbloques dotados de movimientos relativos entre ellos. La línea de color rojo representa el límite entre la masa continental africana y la eurasiática; las de color un poco más claro indican los límites de los microbloques reconocibles en el área mediterránea. Se produjeron así situaciones locales de distensión que favorecieron el ascenso y la erupción del magma basáltico. Como se observa en la figura de la página derecha, una de estas zonas se encuentra justo en el margen oriental de Sicilia, donde se ha desarrollado un difuso vulcanismo basáltico (meseta iblea y Etna). La disposición distensiva se produce por la rotación antihoraria del segmento jónico (oriental), que ha prosegui-
este. Probablemente es el resultado de la reunión de varias calderas, debida a repetidos derrumbes individuales. Su existencia testimonia la evolución de los ciclos eruptivos que terminan formando calderas. Una prueba adicional de que este tipo de fenómenos se repiten en el Etna, aunque no sean frecuentes, la constituye la presencia de otras estructuras diferentes en forma de caldera (Cráter Elitico, Valle del Leone y Cráter del Piano), formadas en fechas más recientes pero que ya se encuentran parcialmente cubiertas por los materiales eruptivos posteriores. Todos estos derrumbes de calderas se alinean en dirección ONO-ESE y muestran una constante migración hacia posiciones cada vez más occidentales. La presencia de las calderas, que suele ir asociada con materiales eruptivos relativamente diferenciados, así como su ubicación, inducen a pensar que este tipo de estructura se produce en condiciones que corresponderían a prolongadas permanencias del magma
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do su avance hacia el noroeste, tras la colisión continental que tuvo lugar a la altura del segmento siciliano (occide ntal). Este avance ha determinado, por una parte, una situación de tensión en la que se da un cierto vulcanismo basáltico y, por otra, una situación de compresión propensa a otro andesítico (arco volcánico de las islas Eolie). Los signos utilizados tienen la siguiente interpretación: 1 — basamento cristalino (complejo calabrés); 2 — unidad de los Apeninos (com plejo siciliano); 3 — plataforma carbonatada iblea; 4 — sucesiones postorogénica y tardógena (Neógeno y Cuaternario); 5 — vulcanismo andesítico de arco (islas Eolie); 6 — vulcanismo basáltico del área en tensión (Etna, montes Ibleos e isla de Pantelleria); 7 — restos volcánicos sumergidos; 8 — alineamientos estructurales; 9 — sistema de fallas normales del margen jónico de Sicilia; 10 — límite de convergencia inactivo; 11 — límite de convergencia activo; 12 — zona de distensión de la llanura abisal de Messina.
en situaciones relativamente superficiales, facilitando su diferenciación.
tos son muy variables, pudiendo alcanzar en algunos casos volúmenes considerables de hasta 90 millones de unque el cráter central del Etna metros cúbicos (900 metros de diámesea muy destacado, presenta tam- tro en la base y 300 metros de altura). bién un gran número de bocas adicio- Aunque esto sea así, especialmente en nales, algunas de las cuales parecen tiempos históricos, existen pruebas independientes del sistema principal geológicas (desplome de calderas, de alimentación, que han o riginado la amplias zonas de piroclastos, coladas formación de varios centenares de piroclásticas locales, etc.) de que en conos adventicios por los flancos del tiempos pasados hubo fases en que la edificio volcánico, hasta la cota de actividad fue sobre todo de tipo exploaproximadamente 100 metros sobre el sivo. nivel del mar. La distribución de estos Los episodios eruptivos por el cráter conos y de las fracturas eruptivas aso- principal del Etna son más frecuentes ciadas no parece casual o meramente que los producidos a diversas alturas condicionada por una simetría radial, por los flancos del edificio volcánico. El sino que más bien está ligada a la cráter principal se encuentra casi orientación de la estructura tectónica siempre en erupción, por lo que esta de la zona. actividad se caracteriza con el adeLa mayoría de las erupciones del cuado termino de “persistente”. Está Etna son del tipo efusivo con fenóme- constituida por un espectro relativanos locales de desgasificación asocia- mente amplio de fenómenos, entre los dos, lo que resulta en la formación de que se encuentran la actividad estromconos de escorias, que suelen alinearse boliana, las efusiones lentas, las fuensegún una fractura eruptiva clara. Las tes de lava y las explosiones volcánidimensiones de tales edificios parási- cas, entre otros. Recordemos que los
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eventos eruptivos más importantes volúmenes med ios emi tid os en el producidos en tiempos históricos fue- mismo período por los cráteres de la ron los de la parte superior del Etna, zona superior, resulta una emisión que provocaron vistosas modificacio- total media de magma de entre 0,4 y nes fisiográficas, entre las que se 0,5 metros cúbicos por segundo. encuentra la formación de una caldera de derrumbe (Cráter del Piano) en el stos valores son claramente infeaño 1669, al término de un ciclo de riores a los que se obtienen si se erupciones que ha sido el más violento hace un cálculo equivalente para el de los últimos tiempos. período de tiempo considerado como el Tras esta fase eruptiva paroxística, más “productivo” de la época histórica, tanto las erupciones de la cumbre es decir, entre 1610 y 1669, pues entoncomo las de los flancos se han desarro- ces las emisiones superaron los 0,83 llado con mayor regularidad. Durante metros cúbicos por segundo. Las erupel presente siglo, las manifestaciones ciones más catastróficas del Etna que casi continuas del cráter superior del se recuerdan se produjeron pues en el noroeste, formado en 1911, junto a las siglo XVII, destacando entre ellas la de más esporádicas erupciones del cráter 1669, que concluyó el ciclo y fue la rescentral han constituido un telón de ponsable de la destrucción parcial de fondo prácticamente constante, carac- la ciudad de Catania. terizado por una velocidad media de Las características petrológicas de colada de unos 0,2-0,3 metros cúbicos los materiales expulsados por el Etna por segundo. A esto hay que añadir las llevan a la conclusión bastante segura erupciones individuales de los flancos, de que el origen de su magma se cuyas características se reflejan en la encuentra en el manto superior, debajo tabla de la figura 4 para las más impor- de la corteza continental, que, en esta tantes. zona, posee un espesor de entre 35 y También se han producido muchas 40 kilómetros. otras erupciones de menor importanLas hipótesis relativas a la salida de cia. Una estimación del volumen medio la masa magmática, tanto desde el de magma expulsado por la actividad punto de vista cinemático como del volcánica de flanco durante el siglo XX dinámico, son en cambio mucho más asciende a unos 0,25 metros cúbicos especulativas. Los modelos propuestos por segundo. Si se suma esta cifra a los pueden dividirse básicamente en dos
E
VOLCANES
grupos contrapuestos, cuyo principal elemento de contraste es la supuesta geometría del “dique magmático” situado bajo la corteza. La presencia generalizada de productos eruptivos relativamente diferenciados entre las rocas volcánicas del Etna hace que goce de amplia aceptación la idea de que los procesos de diferenciación magmática se realizan en la zona situada bajo la corteza, donde el magma permanece como etapa de su ascensión hacia la superficie. Los factores que condicionan primordialmente estos procesos de diferenciación son el tiempo de permanencia en condiciones más o menos superficiales y la presión reinante. Hay investigadores que piensan que el dique magmático que alimenta la mayoría de las erupciones del Etna está situado a pocos kilómetros de profundidad y en cambio tiene una gran extensión horizontal. Esta masa magmática superficial ejercería la función de “pulmón” en la dinámica del volcán, que se vería muy afectada por los procesos de alimentación y de drenaje del dique superficial. Pero hay hipótesis alternativas, según las cuales la disposición del dique magmático del Etna sería predominantemente vertical, siendo el resultado de los sistemas de fractura
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3. EN LOS CRATERES SUPERIORES DEL ETNA se producen con cierta frecuencia violentas explosiones. La imagen superior registra una de ellas, acaecida en diciembre de 1971, tras algunos meses de completa quietud. La causa de tales eventos está en la oclusión temporal de los cráteres por el derrumbamiento parcial de sus paredes. Los gases confinados siguen presionando hasta que se produce la liberación violenta del conducto al expulsarse el material que lo obstruía. La fotografía inferior muestra el fascinante espectáculo nocturno de una erupción
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volcánica; es el mayor “reclamo” turístico para los visitantes del Etna. Cuando las erupciones se limitan a la parte alta del volcán, sin amenazar las zonas habitadas o cultivadas, su función t urística constituye un elemento positivo para el balance socioeconómico de la región. Este tipo de actividad se presta muy bien, por otra parte, a la observación científica, ya que permite que los investigadores trabajen en condiciones más relajadas que cuando hay problemas de protección civil, lo que sucede cuando el teatro eruptivo se desplaza a cotas más bajas.
TEMAS 8
AÑO
DURACION (DIAS)
VOLUMEN DE LOS MATERIALES (METROS CUBICOS)
COTA SOBRE EL NIVEL DEL MAR Y VERTIENTE (METROS)
LONGITUD DE LA FRACTURA ERUPTIVA (KILOMETROS)
COTA INFERIOR ALCANZADA POR LA COLADA (METROS)
1910
26
44 ¥ 106
2350 - 1950 SUR
2,0
740
1911
13
88 ¥ 106
2250 - 1650 NORTE
2,0
550
1923
32
97 ¥ 106
2500 - 1800 NORTE
2,0
600
1928
18
43 ¥ 106
2600 - 1200 NORDESTE
3,8
25
372
171 ¥ 106
2800 - 2250 ESTE
1,5
800
69
78 ¥ 106
3000 - 1800 NORDESTE
3,0
600
1950-51
1971
4. DATOS RELATIVOS a las principales erupciones del Etna durante este siglo. No se registran más que las que afectaron a
regionales que atravesarían todo el espesor de la corteza continental y se extenderían hasta la misma fuente magmática situada bajo ella. A favor de esta hipótesis habla el hecho de que entre los materiales emitidos por el volcán no se encuentren elementos que demuestren interacciones importantes entre el magma y las rocas circundantes de la corteza, cosa que cabría esperar en el caso de que el dique superficial tuviese una gran extensión horizontal. Otro dato que parece confirmar la mayor validez de esta segunda hipótesis resulta de prospecciones sísmicas realizadas conjuntamente por grupos de investigadores italianos e ingleses. La finalidad del experimento era detectar la presencia y reconstruir la forma de eventuales cuerpos que se hallasen situados debajo de la corteza y fuesen capaces de atenuar de manera importante la propagación de la energía sísmica. Los resultados obtenidos indican la presencia de tales cuerpos, si bien su disposición horizontal parece limitarse a un eje de orientación NE-SO, lo que resulta coherente con la dirección de las principales estructuras tectónicas regionales. La aceptación de una u otra alternativa influye en la formulación de las hipótesis relativas a los mecanismos de penetración y de erupción del magma. Lo que resulta indudable es la implicación de la estructura tectónica regional, sea como fuente de estímulos que perturben el precario equilibrio de la masa magmática o como discontinuidades de la corteza que permitan que el magma ascienda con facilidad y alcance la superficie.
VOLCANES
las zonas medias y bajas de las laderas del volcán y que representaron una seria amenaza para regiones habitadas o cultivadas.
El tipo de actividad volcánica que ha ticas y organizativas que presenta la caracterizado al Etna en los últimos programación de investigaciones sistiempos se presta con singular eficacia temáticas en cualquiera de ellos. a la realización de investigaciones dirigidas a la definición de un modelo sigs evidente, por otro lado, que los resultados obtenidos en el Etna, o nificativo del aparato eruptivo. El estado de actividad persistente del vol- en cualquier otro volcán cuya activicán y su fácil accesibilidad represen- dad permita observaciones sistemátitan elementos de insustituible valor cas, no pueden transferirse ni aplipara afrontar el estudio de los proce- carse sin más a otros sistemas sos eruptivos. Es ilógico buscar res- volcánicos, más que tras la adopción puestas a las muchas cuestiones pen- de las necesarias cautelas críticas. dientes sobre los fenómenos volcánicos Toda posible extrapolación debe tener utilizando modelos que no puedan en cuenta las características indivisometerse a comprobaciones experi- duales del sistema volcánico de que se mentales rigurosas. El Etna repre- trate, las más importantes de las cuasenta, en tal contexto, un laboratorio les son la composición del magma y el natural insustituible y peculiar que contexto estructural que lo hospede. permite experimentos de dimensiones temporales y espaciales adecuadas en aspectos no reproducibles ni simulaBIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA bles de otra manera. La continuidad DER ETNA. Sartorius Von Walterschausen, de su actividad eruptiva favorece la Leipzig, 1880. contrastación frecuente de la metodoSTRUCTURE AND EVOLUTION OF MOUNT logía adoptada, lo que permite modifiETNA . A. Rittmann en Philosophical car las hipótesis de trabajo en base a Transactions of the Royal Society of Lonlos nuevos conocimientos que se vayan don, vol. 274, pp. 5-16, 1973. adquiriendo. La red de estaciones insEVOLUTION OF A SECTION OF THE AFRICAEUROPE P LATE B OUNDARY: P ALEOMAGtrumentales de que se dispone para la NETIC AND VOLCANOLOGICAL E VIDEN toma y la transmisión automática de CE FROM S ICILY. F. Barberi, L. Civetta, datos, que abarca los aspectos sísmiP. Gasparini, F. Innocenti y L. Villari en cos, clinométricos y magnéticos de Earth and Planetary Science Letters, forma regular, constituye un valioso n.o 22, pp. 123-132, 1974. recurso empírico a disposición de los Carta geologica del monte Etna scala investigadores de todos los países. 1:50.000. Progetto Finalizzato GeodinaEntre los varios centenares de volmica. Instituto Internacional de Vulcanología, 1979. canes activos que hay en el mundo son HE F EEDING OF THE E RUPTIVE A CTIVITY T muy pocos los dotados de actividad ON E TNA V OLCANO . T HE R EGIONAL persistente. La simple enumeración S TRESS F IELD AS A CONSTRAINT TO de sus nombres (Niragongo y Erta ’Ale MAGMA UPRISING AND ERUPTION. G. Frazen Africa; Kilauea y Yehue en el Pacízetta y L. Villari en Bulletin Volcanolofico; Erebus en la Antártida) permite gique, vol. 44, n.o 3, 1981. darse cuenta de las dificultades logís-
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La erupción de Krakatoa Peter Francis y Stephen Self
Comienzan a explicarse las explosiones que arrasaron la mayor parte de esa isla de Indonesia hace más de un siglo. Los depósitos volcánicos y la cronometría de las ondas atmosféricas atmosféricas y marinas aportan los principales elementos de juicio juicio
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n la mañana del 27 de agosto de durante el mismo período fueron entre con mayor detalle. Los miembros del 1883, una serie de explosiones 0,5 y 0,8 grados Celsius inferiores a lo comité visitaron el escenario de la volcáni vol cánicas cas a rach rachas as culm culminó inó normal. erupción el día 15 de octubre de 1883 con la sacudida paroxística que acomLa reputación de Krakatoa como y en varias ocasiones más después de pañó a la destrucción de la mayor erupción volcánica clásica no se debe esa fecha. Cartografiaron las nuevas parte de Krakatoa, una pequeña isla sólo a la fecha en que ocurrió; se la islas y los restos de las antiguas y del estrecho de la Sonda. Los tsuna- ganó también por su violencia. La midieron las variaciones de las curvas mis (maremotos) desencadenados por erupción, una de las primeras en ser batimétricas del fondo oceánico. El la erupción mataron a más de 30.000 objeto de una intensa investigación propio Verbeek recogió muestras de personas en las vecinas islas indone- científica, se produjo en plena era vic- las proyecciones volcánicas, que él y sias de Java y Sumatra. El aconteci- toriana, cuando la ciencia disfrutaba su equipo examinarían mejor al miento atrajo la atención mundial y de un auditorio amplio y entusiasta. microscopio. las subsiguientes investigaciones La erupción del volcán Tambora, en el científicas reavivaron, con importan- archipiélago indonesio de Sumbawa, as conclusiones que Verbeek tes aportaciones, el abandonado en 1815, despertó, en comparación, extrajo de todas aquellas pruebas campo de la vulcanología. Sin embargo, escaso interés, a pesar de que fue serían, en su mayor parte, extraordihasta ahora no habían podido expli- mucho más potente. Se estima que nariamente sagaces. Por ejemplo, carse algunos de los principales acon- Tambora proyectó entre 150 y 180 basándose en la exploración batimétecimientos de la secuencia eruptiva kilómetros cúbicos de pumita y ceniza; trica y en la medición del área de lluen función de los procesos volcánicos Krakatoa vomitó sólo 20 kilómetros via de ceniza hizo una estimación de subyacentes. Abordamos aquí las tres cúbicos. La erupción de Tambora oca- la cantidad de material arrojado por cuestiones más debatidas del origen sionó la muerte de más de 90.000 per- el volcán tan ajustada que se ha acepde la erupción: ¿Qué la provocó? ¿Por sonas, directamente o a consecuencia tado sin modificación substancial qué hubo tantas explosiones violen- de los tsunamis y del hambre que le hasta la actualidad. Encontrándose tas? ¿Cuál fue la relación entre los siguieron. En aquella época, sin con que, entre las muestras que había devastadores tsunamis y las grandes embargo, nadie relacionó el tiempo recogido, predominaba el material explosiones? excepcionalmente frío de Europa y magmático sobre la roca antigua, proCuando Krakatoa entró en erup- América del Norte del verano de 1816 puso correctamente que el viejo cono ción, las explosiones se escucharon con la erupción de Tambora del año volcánico no había volado por los aires, desde Australia central, Manila, Sri anterior. (La erupción está necesitada sino que se había hundido en el mar Lanka y hasta en la isla Rodrigues, a de un estudio serio.) al agotarse la cámara magmática submás de 5000 kilómetros de distancia, La Royal Society de Londres y el yacente. en el océano Indico. En todo el mundo gobierno holandés, a la sazón admiLa historia detallada de la erupción, se detectaron ondas atmosféricas de nistrador colonial de las islas de Indo- basada en relatos de los testigos, baja frecuencia (demasiado baja para nesia, publicaron extensas memorias merece una lectura atenta. Nos censer audible); en Tokio, a 5863 kilóme- sobre la erupción de Krakatoa poco traremos aquí en los sucesos de la tros de distancia, los barómetros después de producirse. La memoria de secuencia eruptiva que parecen correregistraron un aumento de presión de la Royal Society recalca los efectos lacionarse con el emplazamiento de 1,45 milibares. Las olas generadas por atmosféricos mundiales de la erup- depósitos volcánicos, ya que es en esa la erupción atravesaron el Pacífico y ción. De sus 494 páginas, 312 se dedi- correlación donde deben fundarse las cruzaron el Atlántico: se detectaron caron a los “insólitos fenómenos ópti- reconstrucciones de lo que ocurrió. con mareógrafos en el golfo de Viz- cos de la atmósfera, 1883-6, incluLa secuencia eruptiva se ha detercaya, a 17.000 kilómetros de distan- yendo efectos crepusculares, aparición minado en su mayor parte gracias a cia. El polvo y los gases inyectados en de coronas, neblinas, soles y lunas los documentos recopilados por los la atmósfera por la erupción provoca- coloreados, etcétera”. La memoria administradores holandeses que ron, en los meses subsiguientes, espec- publicada por el comité holandés, diri- vivían muy por encima de la línea de taculares puestas de sol en todo el gida por el ingeniero de minas y geó- costa en Java y Sumatra, o en ciudamundo. Las temperaturas medias logo Rogier D. M. Verbeek, describe des del interior, y a las memorias elaregistradas en el hemisferio norte los aspectos geológicos de la erupción boradas por los oficiales de guardia en
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1. UN CONO VOLCANICO BISECADO BISECADO es todo lo que quedó de la isla de Krakatoa, situada en el estrecho de la Sonda, después de la erupción del 27 de agosto de 1883. La isla estaba formada originariamente por tres conos volcánicos, alineados aproximadamente de noroeste a sudeste. Parece que la chimenea principal de las erupciones de 1883 se encontraba entre los dos conos más septentrionales. En las últimas fases de la secuencia eruptiva, dos tercios de la isla se sumergieron en el mar al derrumbarse el techo de la cámara magmática infrayacente. La cara norte del cono meridional, Rakata, que quedó erguida los barcos que atravesaban el estrecho de la Sonda; algunos de ellos navegaban cerca de Krakatoa durante la etapa más violenta de la erupción. La descripción de la naturaleza y estratigrafía de los depósitos volcánicos se basa fundamentalmente en el estudio de campo realizado por uno de nosotros (Self) y por Michael R. Rampino, del Instituto Goddard de Estudios Espaciales, de la NASA. Estudiamos y tomamos muestras de los depósitos cuando visitamos la isla, en 1979, durante el desarrollo de una amplia investigación de los efectos atmosféricos de las erupciones volcánicas. Las cartas de navegación de Krakatoa y áreas colindantes del estrecho de la Sonda, levantadas antes de la erupción, muestran que la isla constaba de tres conos volcánicos alineados aproximadamente de noroeste a sudeste. El mayor de los conos, Rakata, de 813 metros de altura, se hallaba en el extremo sur de la cadena. Un cono más pequeño, Danán, quedaba en el centro y, el menor, Perbuwatán, en el extremo septentrional. Las coladas de lava que rodeaban Perbuwatán denunciaban actividad en un pasado geológico reciente; allí se registró una erupción de pumita en 1680. Dos pequeñas islas próximas a Krakatoa
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en el borde de la nueva caldera (depresión submarina formada por el desplome), perdió la base de apoyo, y se derrumbó en el mar. Se aprecian claramente la estructura interna del viejo cono volcánico (con rocas blanqueadas por alteración hidrotermal en las inmediaciones de la chimenea central), los diques de alimentación (columnas oscuras), que descienden hasta la cámara magmática, y las capas alternantes de coladas de lava y niveles de ceniza, que constituyen el cono. También se distingue en esta litografía del Album de Krakatoa la capa de pumita blanca depositada a ambos flancos del cono.
—Sertung y Rakata Kecil (Rakata efectos solían atribuirse a terremotos. Pequeña)— y el extremo sur de la pro- Aunque se registró alguna actividad pia Krakatoa probablemente fueran sísmica en agosto, durante la fase culretazos del borde de la caldera sumer- minante de la erupción, en este estagida: un gran cráter volcánico formado dio casi toda la energía parece que se por derrumbe. transmitió por el aire. Cuando Perbuwatán despertó con El Perbuwatán continuó su erupuna serie espectacular de explosiones ción intermitentemente a lo largo de ensordecedoras el 20 de mayo de 1883, mayo, junio y julio, si bien con una tras dos siglos de inactividad, la erup- actividad irrelevante. Según el capición llegó por sorpresa. Krakatoa tán Ferzenaar, un topógrafo holandés estaba deshabitada y sólo la visitaban que visitó Krakatoa el 11 de agosto, ocasionalmente pescadores y leñado- los árboles seguían erguidos, aunque res. Por ello, cualquier actividad a despojados de hojas por la lluvia de pequeña escala que pudiese haber cenizas. Ferzenaar anotó que una precedido su despertar pasó desaper- capa de ceniza de unos 50 centímetros cibida. Hubo un período de notable de espesor cubría la isla. Hoy sólo pueaumento de actividad sísmica en torno den verse muy limitados afloramienal estrecho antes de la erupción, pero tos de la ceniza, de grano fino a medio, a nadie se le ocurrió establecer corre- correspondientes a esta fase de la laciones entre esta actividad y Kraka- erupción. toa. Las explosiones relativamente pequeñas persistieron en agosto y cula erupción de mayo del Perbu- minaron en las imponentes explosiowatán llegó acompañada de explo- nes del 26 y 27 de ese mes. La activisiones que se oyeron a más de 150 kiló- dad fue entonces de magnitud tal que metros de distancia. A esa lejanía, resulta difícil atar cabos para reconsoscilaciones de presión atmosférica de truir exactamente lo que ocurrió; longitud de onda muy larga tuvieron muchos detalles seguramente se han energía suficiente para parar relojes, perdido. Nadie que se encontrara sacudir puertas y ventanas y tirar cerca del volcán sobrevivió. Las lámparas del techo. Puesto que las reconstrucciones de la secuencia erupondas de presión eran inaudibles, sus tiva en ese crucial período se basan
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2. DOS ISLAS NUEVAS, Steers y Calmeyer, aparecieron en el estrecho de la Sonda, al norte de Krakatoa. Se formaron por la exposición, por encima del nivel del mar, de los materiales depositados en el fondo del estrecho, vertidos en sucesivas coladas piroclásticas: nubes de pumita y ceniza pegadas al suelo, arrastradas por gravedad y fluidificadas por gases calientes. Las coladas avanzaron una distancia media de 15 kilómetros desde la chimenea, gran parte del trayecto por deba jo del agua o sobre la superficie. El material material caliente provocó
la vaporización explosiva del agua; algunas de las numerosas explosiones de gran potencia que se registraron ya avanzada la secuencia eruptiva quizá f ueran explosiones secundarias de de Krakatoa Krakatoa muestra este tipo. Esta cromolitografía del Album de un gran cráter de explosión secundaria de Calmeyer. Recuerda mucho a los que se formaron en las coladas piroclásticas del monte Santa Elena que penetraron en el lago Spirit. Los depósitos se erosionaron muy pronto y las dos islas desaparecieron bajo las aguas.
fundamentalmente en registros ins- La diferenciación entre ellos atiende trumentales y en los depósitos volcá- fundamentalmente al tamaño; los nicos. Las enormes explosiones del 27 fragmentos menores de dos milímede agosto generaron olas de aire fortí- tros suelen considerarse cenizas.) simas, que se grabaron en un manó Aunque los depósitos de pumita y metro registrador de la fábrica de ga s ceniza procedentes de esta fase de la de Yakarta, que conservó así un regis- erupción se acumularon en espesores tro de su duración y amplitud relativa. de más de 20 metros en las islas de La duración y magnitud de los tsuna- Sertug y Rakata Kecil, y los barcos que mis se registraron en los mareográfos se encontraban a menos de 20 kilómeinstalados en el estrecho. tros del volcán informaron de una En razón de la naturaleza y secuen- abundante caída de ceniza acompacia de las capas de ceniza depositadas ñada de grandes clastos (fragmentos) podemos dividir las fases culminantes de pumita que sobrepasaban los 10 de la erupción en dos estadios. Empe- centímetros de diámetro, la densa lluzando a las 13:00 horas del 26 de via de ceniza tuvo una extensión limilimiagosto, una serie de explosiones a tada. En Sumatra y en la parte occiintervalos de unos 10 minutos creó dental de Java la lluvia de ceniza fue una columna de erupción más o meno s escasa. permanente por encima de la isla, que, según los testimonios, alcanzó una las 5:30 horas del día 27 de agosto , altura de unos 25 kilómetros. Las el carácter de la erupción cambió explosiones produjeron la proyección espectacularmente. A lo largo del día de materiales: pumita y ceniza eleva- hubo muchas explosiones de enorme das en la atmósfera por una columna potencia. La mayor explosión, la que de gas caliente en convección. (La se oyó hasta en la isla de Rodrigues, pumita y la ceniza son materiales se produjo a las 9:58 horas; estuvo aso vít reo s es espon pon jo joso soss ori gin ado s por ciada al mayor de los tsunamis, cuya enfriamiento de magma burbujeante. cresta se estima en unos 40 metros y
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provocó la mayoría de las bajas sufridas en las costas cercanas. Durante este período, las explosiones se caracterizaron por la formación de coladas piroclásticas, así como una columna permanente de material proyectado en el aire. Las explosiones del 27 de agosto, más que continuas, parece que fueron paroxísticas. Cada sacudida proyectaba gran cantidad de pumita y ceniza por los aires, a veces a alturas de hasta cinco kilómetros. La consistencia del material, sin embargo, era demasiado densa y pesada para permanecer suspendida en el aire; en su mayor parte caía inmediatamente al suelo, donde formaba nubes bajas incandescentes que, arrastradas por la gravedad y fluidificadas por gases calientes, se desplazaban por la isla y el mar. Parte de la ceniza se elevó aún más por las corrientes de convección creadas en la atmósfera por calentamiento local. Las nubes de ceniza resultantes debieron alcanzar una altura de unos 40 kilómetros. La ceniza de esas nubes cayó sobre una extensa área; las costas cercanas se sumieron en la oscuri-
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dad y se registró lluvia de cenizas en lugares tan alejados como las islas Cocos, a 1850 kilómetros de distancia de Krakatoa. Las coladas piroclásticas dejan un depósito característico llamado ignimbrita; tales depósitos constituyen la mayor parte del material arrojado por Krakatoa. Dado que el material de las coladas piroclásticas estaba fluidizado (presentaba densidad y viscosidad bajas) por gases calientes, hacían aquéllas un uso extraordinariamente eficaz de la energía cinética adquirida al caer de lo alto de la columna de erupción, y recorrían largas distancias horizontales. Se sedimentaron depósitos de ignimbritas de hasta 40 metros de espesor, extendiéndose hasta 15 kilómetros de distancia del emisor primario, que, según se cree, estaba entre Danán y Perbuwatán.
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arece que las coladas piroclásticas se propagaron preferentemente hacia el norte y noroeste, cubriendo las islas y el fondo del mar circundante con un manto de ignimbrita. La distribución probablemente se debió al elevado cono de Rakata, el cual empu jaba hacia el norte el material que caía de la columna de erupción. Los relatos de incendios causados por cenizas calientes procedentes del área de alrededor de Kalimbang, al sur de Sumatra, prueban que algunas de las coladas avanzaron hasta 40 kilómetros al nordeste. Está claro que los daños se produjeron por flujos horizontales, y no los causó la caída vertical de ceniza: en un caso, los supervivientes describieron que los gases calientes soplaban a través de las tablas del suelo de la casa. El 28 de agosto, el barco holandés Gouverneur-Generaal Loudon zarpó de Telok-Betong, en Sumatra, rumbo a Yakarta, en Java, a través del estrecho de la Sonda, al norte de Krakatoa. El estrecho apareció de pronto demasiado somero en algunos puntos para permitir la navegación; en otros, islas flotantes de pumita lo bloqueaban. El barco se vio obligado a desviarse considerablemente de su ruta acostumbrada hacia el este, navegando hacia el oeste y finalmente pasando por el sur de Krakatoa. La ruta del barco siguió aproximadamente el borde exterior de la ignimbrita que se había depositado en el fondo del mar. El mapa hidrográfico detallado del equipo de Versbeek, levantado a mediados de octubre, registra los cambios topográficos producidos por la erupción. Los dos tercios septentrionales de la isla de Krakatoa habían desaparecido. Las líneas de costa de
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Sertung y Rakata Kecil se habían mente, colgado del borde sur de la calensanchado hasta tres kilómetros con dera, con su cara norte virtualmente los depósitos de pumita y ceniza. Ade- sin apoyo. El flanco del volcán se desmás, la parte sur, no sumergida, de lizó entonces en el mar, dejando tras Krakatoa apareció rodeada de depósi- de sí un cono volcánico espectaculartos de ignimbrita blanca. La mayoría mente bisecado, todo lo que queda de del material volcánico, sin embargo, la isla de Krakatoa. fue a parar al mar. Zonas del estrecho de la Sonda, que antes alcanzaban de l escaso progreso conseguido hasta hace poco en la compren20 a 60 metros de profundidad, se rellenaron de ignimbrita. En el estre- sión de lo que ocurrió en Krakatoa se cho, hacia el norte de Krakatoa, la explica en parte por la poca atención ignimbrita emergida por encima del prestada a las características físicas nivel del mar formó dos islas, más de los depósitos volcánicos, en especial tarde llamadas Steers y Calmeyer. a los dejados por las coladas piroclásEn la vieja caldera prehistórica se ticas. Verbeek estudió la petrología de formó una nueva, que en su borde los depósitos y C. E. Stehn (quien meridional se hallaba a 290 metros de visitó el área en 1927, cuando la erupprofundidad y que colmataba parcial- ción de un nuevo volcán, aún submamente la antigua. La distribución de rino, en el interior de la caldera rebasó los depósitos de flujo piroclástico en la superficie) estudió su estratigrafía. los lados norte y este de Rakata Howel Williams, de la Universidad de sugiere que se depositaron antes de California en Berkeley, realizó una formarse la caldera, lo que viene a importante aportación en 1941, al indicar que la cámara magmática se indicar que la mayor parte de la derrumbó en una fase tardía de la pumita expuesta se había emplazado secuencia eruptiva. La mayor parte de por coladas piroclásticas, y no por la la isla se hundió en el mar cuando caída de material lanzado a la atmóscedió el techo de la cámara, pero el fera. Sólo en los últimos decenios, sin cono de Rakata quedó, aparente- embargo, los vulcanólogos han empe-
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B O R N E O
S U M A T R A
MAR DE JAVA TELOK BETONG KALIMBANG
VLAKKE HOEK (FARO)
TANJONG PRIOK
BAHIA LAMPUNG
I. SEBESI KRAKATOA
ANGER YAKARTA
J A V A
FIRST POINT (FARO)
3. KRAKATOA ERA UNA PEQUEÑA ISLA DESHABITADA, situada unos 32 kilómetros al oeste de la parte más angosta del estrecho de la Sonda, entre las islas indonesias de Sumatra y Java. Más de 30.000 víctimas se cobró la erupción, que destruyó la mayor parte de la isla. La mayoría las abatieron los tsunamis que barrieron las costas bajas de las islas próximas. No obstante, a lo largo de la costa este de la bahía de Lampung, al sur de Sumatra, se encontraron algunos cuerpos sepultados en ceniza, probablemente de personas que murieron por efectos de coladas piroclásticas, que habían recorrido sobre la superficie del mar más de 40 kilómetros, desde Krakatoa, y que todavía guardaban suficiente calor para abrasar. Los nombres del mapa corresponden a las localidades mencionadas en el gráfico de la secuencia eruptiva que se muestra en la figura 6; los modernos han reemplazado a sus equivalentes del siglo XIX .
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4. EFECTOS GLOBALES de la erupción de Krakatoa, representados en un mapamundi. Se ha indicado la extensión afectada por la lluvia de cenizas ( trazo azul), la extensión en la que se oyeron las explosiones ( trazo rojo) y la extensión en la que los efectos atmosféricos causados por la ceniza volcánica y los aerosoles inyectados en la atmósfera superior se describieron antes del 22 de septiembre de 1883 ( trazo negro y discontinuo ) y hasta finales de noviembre de ese año (trazo negro continuo). (En recuadro negro se señala el territorio que cubre la figura 3.) La ceniza de la erupción cayó sobre una superficie de 700.000 kilómetros cuadrados, la mayor extensión de lluvia de cenizas jamás producida por
una erupción volcánica en tiempos históricos. La explosión mayor originó densas nubes de ceniza fina sobre el estrecho de la Sonda, que probablemente atenuaron el ruido con gran eficacia. Quizá por ello la gente que vivía en los litorales de Java y Sumatra, que pronto serían víctimas de los tsunamis originados por la erupción, no oyeron las explosiones, que sí percibieron los habitantes de lugares tan distantes como Australia central. Un estudio llevado a cabo por el físico británico Rollo Russell sobre la trayectoria y velocidad de la nube alta, basado en informes de efectos atmosféricos, proporcionó la primera prueba para los modelos de circulación estratosférica.
zado a descifrar el significado de cier- a la primera cuestión: ¿qué provocó la y se generalizó hasta incluir las pritas características físicas de los depó- erupción? Las principales erupciones meras explosiones. Las erupciones sitos volcánicos: tamaño de grano y volcánicas han tenido su causa en la volcánicas provocadas por la interacestructura interna, entre ellas. Estos súbita descompresión de magma, que ción violenta del agua con el magma, rasgos de los depósitos de Krakatoa se está saturado o sobresaturado en llamadas erupciones freatomagmátiestudiaron por primera vez cuando gases, como dióxido de carbono y vapor cas, pueden tener lugar, en efecto, uno de nosotros (Self) y Rampino visi- de agua. Los volátiles disueltos pue- cuando el magma calienta y fractura taron la isla en 1979. den desprenderse por dos vías. La pre- la roca que encierra un manto de agua En cierto modo no debe sorprender sión de la cámara magmática crece subterránea, o cuando el agua de mar que esos aspectos de los depósitos no gradualmente cuantos más volátiles consigue penetrar en la cámara magse examinaran antes. La mayoría de abandonan la solución; cuando la pre- mática. La mezcla de agua subterrála ignimbrita se depositó en el mar, y sión supera la resistencia de las rocas nea o del mar con el magma, tremenlas islas de ignimbrita, Steers y Cal- suprayacentes, el magma fuerza una damente explosiva, suele originar meyer, se erosionaron rápidamente y salida a la superficie. Segunda vía: a depósitos característicos de ceniza de desaparecieron de la superficie. Los través de un proceso tectónico, así el grano muy fino y de gran dispersión. depósitos caídos en las islas viejas corrimiento de tierras forzado por un abe esperar que la intrusión de también se erosionaron enseguida. terremoto o el movimiento a lo largo Verbeek observó, dos meses después de fallas localizadas por encima de la grandes cantidades de agua de de la erupción, que en los depósitos se cámara magmática, que crea una mar enfríe el magma, de modo que el habían excavado barrancos de laderas abertura que provoca la descompre- material expulsado, especialmente la escarpadas de 40 metros de profundi- sión instantánea. No hay pruebas de ceniza más fina, se refrigere antes en dad. La topografía, sumamente irre- que ningún proceso tectónico desenca- una erupción freatomagmática que en gular, quedó envuelta en una exube- denara la erupción del Krakatoa, por otro tipo de erupciones. Los datos de rante y pronto impenetrable vegeta- lo que la explicación debe buscarse en campo recogidos en Krakatoa son algo ción. Hoy, los depósitos sólo pueden procesos desarrollados dentro de la ambiguos en este aspecto. Por un lado, los primeros depósitos caídos del aire muestrearse desde embarcaciones, al propia cámara magmática. pie de los escarpes costeros. La mayo Verbeek propuso que las explosio- en Rakata Kecil, sólo a 2,3 kilómetros ría de las cuestiones sobre la erupción nes finales empezaron cuando pene- de la supuesta chimenea, estaban tan todavía giran en torno a las caracte- tró agua del mar en la cámara mag- calientes que los fragmentos de rísticas físicas de los depósitos. mática y reaccionó violentamente con pumita vítrea poseían blandura sufiEl estudio de los depósitos propor- el magma caliente. Esta hipótesis se ciente para soldarse unos con otros ciona la base de nuestras respuestas aceptó ampliamente en cierta época, tras su deposición. La naturaleza de
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estos depósitos así acumulados hace de coloraciones blanquecinas se lla- provocan su fragmentación explosiva improbable que el material proyec- man silíceos; forman minerales con cuando la presión interna de aquéllas tado se hubiese enfriado por contacto gran contenido en sílice, como cuarzo excede su resistencia. En una imprecon agua. y feldespatos. Los magmas oscuros se sionante serie de experimentos de Por otro lado, George P. L. Walker, denominan máficos; forman minera- laboratorio, J. Stewart Turner, de la de la Universidad de Manoa en Hawai, les ricos en magnesio y en hierro, como Facultad de Investigaciones Geológiha señalado que la naturaleza de algu- el piroxeno. cas de la Universidad Nacional de nos de los depósitos de ignimbrita La mayoría de los depósitos de Australia, y Sparks y Huppert han revelan que el magma se enfrió con Krakatoa están formados por pumita demostrado la importancia del conteagua. Los núcleos de los grandes clas- dacítica pálida que contiene pocos nido en volátiles del nuevo magma en tos de pumita son más porosos que la cristales minerales. Pero los hay muy el proceso de mezcla, o contaminación, periferia. Además, los clastos tienen distintos: presentan vetas o bandas de de la cámara magmática. El nuevo una costra exterior que podría haberse vidrio oscu ro inte rcaladas entr e el magma basáltico puede ser rico en formado por enfriamiento súbito. vidrio claro, y algunos clastos son com- volátiles, mantenidos en disolución Estos datos sugieren que los clastos pletamente oscuros. La pumita más por la presión correspondiente a la estuvieron inicialmente más calientes oscura también incluye cristales de profundidad a la que se formó dicho que la matriz de ceniza que los composición distinta de la propia de magma. El movimiento convectivo rodeaba, y que se enfriaron de fuera los de la pumita clara. Tal mezcla de transporta el material rico en volátiadentro. Pero cabe también que el pumitas no es rara en los depósitos les hasta niveles menos profundos de agua de mar enfriase la ignimbrita al piroclásticos. Se ha sugerido que la cámara magmática, donde la presalir por la chimenea o al depositarse. puede formarse cuando su magma sión ambiental es menor. Conforme (La mayor parte de depósitos visibles basáltico caliente hace intrusión en un sube el magma, los volátiles escapan en la actualidad están a nivel del magma claro riolítico o dacítico y rápidamente de la solución, aumenta mar.) ambos se mezclan. la presión en la cámara magmática y Las pruebas geológicas, por consiLa intrusión de nuevo magma se posibilita la erupción explosiva. guiente, no indican con claridad que basáltico caliente en la base de la na pieza importante de la docuhubiese contacto directo explosivo cámara de magma dacítico puede cauentre el agua del mar y el magma sar un violento movimiento convectivo mentación histórica en que se caliente en la cámara magmática o en en la cámara. Los magmas silíceos basa la hipótesis según la cual la erupel conducto de Krakatoa. No obstante, tienden a ser menos densos que la ción de Krakatoa debióse a contamipuesto que la chimenea se hallaba mayoría de los magmas máficos, en nación magmática salió a la luz próxima al nivel del mar, parece pro- gran medida por su diferente compo- durante la preparación de este artíbable que hubiera explosiones freáti- sición. Se cree que la mayoría de las culo. El 27 de mayo de 1883, poco descas de pequeña entidad, tal vez ya cámaras magmáticas dacíticas están pués de la primera de las explosiones avanzada la erupción, quizás a partir estratificadas de acuerdo con su com- del Perbuwatán durante ese mes, un del atardecer del 26 de agosto; mas no posición, con el magma más silíceo en grupo de por lo menos 86 personas, debieron producir contacto directo el techo y los materiales más máficos, entre ellas el ingeniero de minas entre el agua y el magma. Tales explo- algo más densos, debajo. Tal sistema holandés J. Schuurman, visitó Krakasiones debilitarían el techo de la es estable. Stephen Sparks y Herbert toa. Schuurman escribió una memocámara magmática principal ocasio- Huppert, de la Universidad de Cam- ria detallada de esa visita; señalaba nando una descompresión súbita y la bridge, han propuesto, sin embargo, que 60 centímetros de “ceniza” oscura emisión de grandes volúmenes de que si en la cámara hace intrusión cubrían 30 centímetros de “pumita” de magma vesicular. Nosotros propone- magma basáltico caliente puede ini- color claro. También recogió muestras mos, sin embargo, que la interacción ciarse un movimiento convectivo por del material proyectado, que postedel agua y el magma fue una causa sobrecalentamiento del nivel adya- riormente se analizaron. Las muesadicional, no el motivo principal de la cente; éste se hace así menos denso tras de pumita eran de composición erupción. que el magma silíceo que tiene encima. similar a la pumita dacítica arrojada Una segunda posibilidad es que el por las explosiones de agosto. La a naturaleza de los propios frag- magma basáltico caliente se man- ceniza gris, en cambio, ofrecía una mentos de pumita apunta hacia tenga en el fondo de la cámara y la composición basáltica. Así pues, otro mecanismo más verosímil como convección violenta se produzca al parece probable que en la primera fase desencadenante de la erupción. El enfriarse. Entonces, se desprenden los de la erupción, poco después de la emi vidrio esponjoso de la pumita incluye volátiles de la solución y los cristales sión inicial de magma dacítico, se un escaso número de cristales mine- sedimentan, disminuyendo la densi- arrojara una pequeña cantidad de rales, que empezaron a formarse en la dad del líquido hasta que se hace más magma basáltico. Ello indica que en cámara magmática antes de la erup- baja que la de los niveles superiores. mayo subyacían al volcán magmas de ción. (Cuando el magma se enfría ¿Por qué el movimiento convectivo composiciones notablemente diferendeprisa, se forma vidrio; el enfria- provoca la explosión? En general, la tes, lo que contribuye a confirmar la miento lento favorece la formación de erupción de magma basáltico tiende a hipótesis de que las explosiones de cristales.) La composición de la pumita ser menos explosiva que la de la mayo- agosto se originaron por contaminay de algunas inclusiones cristalinas ría de magmas silíceos, porque es ción magmática resultante de la intrudepende de la composición del magma menos viscoso y las burbujas de gas sión de nuevo magma basáltico. del que surgieron. La composición de originadas por los volátiles salen de la Aunque sea imposible probar que los magmas varía desde basalto, mate- solución con facilidad, filtrándose a fue esa contaminación magmática la rial oscuro relativamente pobre en través de la propia masa o exhalán- que provocó la erupción de Krakatoa, sílice, hasta riolita, material gris claro dose; en cambio, las burbujas forma- las experiencias de laboratorio de rico en sílice, pasando por los interme- das en magmas silíceos, más viscosos, Sparks y Huppert demuestran de dios de andesita y dacita. Los magmas quedan bloqueadas en su interior y manera convincente que el meca-
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nismo es plausible. Eso mismo se ha propuesto para explicar otras erupciones importantes, como la del Askja, en 1875, en Islandia, y la del Santa María, en 1902, en Guatemala, localidades donde se han encontrado también mezclas semejantes de pumitas. Sin embargo, la hipótesis de la contaminación magmática deja un problema sin resolver. Aunque se suponga que la contaminación magmática inició la erupción, no está claro por qué algunas de las explosiones de la secuencia alcanzaron esa violencia.
rial sólido. Sólo permanece una masa por el depósito de las ignimbritas. Los turbulenta de gas y partículas finas; cráteres se parecen extraordinariatales flujos, aún calientes, probable- mente a los producidos por las explomente alcanzaron Kalimbang, en la siones secundarias que ocurrieron bahía de Lampong. cuando las coladas piroclásticas arroUna colada piroclástica depositada jadas por el monte Santa Elena, en hace 6000 años por la erupción del vol- mayo de 1980, penetraron en el lago cán Koya, en la isla japonesa de Spirit. Por otra parte, Verbeek observó Kyushu, aporta pruebas de que la que los niveles más altos de ceniza de interacción de la ignimbrita caliente la isla de Sebesi eran de grano extraorcon el agua del mar puede ser, en algu- dinariamente fino y estaban constituinas circunstancias, tan explosiva dos casi exclusivamente de vidrio. como imaginamos intuitivamente. Esta ceniza fina y escasamente cristaWalker, basándose en el estudio de lina bien pudo provenir de la deposiestos depósitos, explica que las explo- ción tras las fuertes explosiones secunayamos con la segunda cuestión siones ocasionadas por la penetración darias. Por todo ello proponemos que, planteada ¿Por qué la erupción de coladas en el mar producen lluvias aunque las gigantescas sacudidas de de Krakatoa estuvo acompañada de de cenizas sobre muchos miles de kiló- Krakatoa ocurridas a las 9:58 de la explosiones múltiples? Podríamos metros cuadrados. El carácter distin- mañana del día 27 de agosto probablehallar una primera razón considerán- tivo de estos depósitos de ceniza es que mente respondieran a la expulsión del dolas, por lo menos a algunas de ellas, su espesor y el tamaño de grano varían magma que generó coladas piroclástiexplosiones secundarias ocasionadas poco con la distancia del origen, dis- cas, al menos algunas de las explosiopor la penetración de coladas piroclás- tribución que indica que la ceniza se nes más fuertes de la secuencia erupticas en el mar. No conocemos bien qué originó en explosiones de extraordina- tiva siguieron a la penetración de colaocurre cuando un gran volumen de ria fuerza. das piroclásticas en el mar. colada piroclástica entra en contacto Los depósitos de Rotoehu arrojados os mayores estragos los producon el agua del mar; son contados los hace 50.000 años por el núcleo volcáejemplos hasta ahora descritos. ¿Des- nico de Okataina, en Nueva Zelanda, jeron los grandes tsunamis desenplaza la colada el agua y se mueve por demuestran que esas capas de ceniza cadenados por la erupción. A pesar de el fondo del mar, o avanza sobre la pueden presentar escasa cristalini- la intensa investigación de que han superficie del agua? Parece ser que se dad. Walker sostiene que los cristales sido objeto, continúan sin determidan ambas cosas, aunque lo que tenga se separan de los fragmentos de su narse la causa o causas que los provoexactamente lugar dependerá, a buen pumita madre por un proceso natural can. Los tsunamis suelen producirse seguro, de las características de la de selección. Mientras la colada corre por un movimiento vertical súbito del colada. hacia el mar, los cristales más densos fondo del mar, forzado, corriente Al entrar la colada en el mar, la se sumergen y se levanta el polvo de mente, por un terremoto. En los años parte inferior, densa y formada prin- pumita. El aventado de los cristales 1960 se argumentó que los tsunamis cipalmente por pumita, material de la ceniza acompaña las explosiones de Krakatoa fueron ocasionados por vítreo de grano fino y fragmentos de que se producen cuando la colada un mecanismo similar al de la formarocas no volcánicas más antiguas, penetra en el mar, a la vez que poten- ción de la caldera. En ese punto el debe sumergirse en el agua. La parte tes torbellinos tamizan las nubes de debate se centra en averiguar cuándo superior, más difusa y turbulenta, ceniza producidas por las explosiones y con qué rapidez se derrumbó el techo constituida fundamentalmente por y arrastran el polvo ardiente. de la cámara magmática, así como en pumita y ceniza fluidificadas por Con este distanciamiento en el determinar si los tsunamis estuvieron gases calientes, quizás adquiera tran- tiempo, resulta difícil, por supuesto, precedidos por un descenso del nivel sitoriamente una densidad global determinar exactamente qué ocurrió del mar, como podría esperarse cuando menor que la del agua del mar y se cuando las coladas piroclásticas pene- el agua se precipitase a llenar la caldesplace sobre la superficie. Conforme traron en el mar. Las ilustraciones dera recién formada. No se ha resuelto la turbulencia se torna menos eficaz, contemporáneas, sin embargo, mues- la datación exacta del derrumbe de la los clastos mayores se desprenden y el tran grandes cráteres circulares en caldera, pero parece que se produjo en flujo termina por quedarse sin mate- Calmeyer, una de las islas originadas una fase bastante avanzada de la secuencia, después incluso de algunos de los grandes tsunamis. Los datos 5. DIBUJOS DE KRAKATOA, antes y después de la erupción, reconstruidos a parrelativos a la segunda cuestión tamtir de mapas hidrográficos contemporá neos. La isla estaba formada por tres conos bién son algo confusos. En algunos volcánicos: Rakata, Danán y Perbuwatán. Las islas de Sertung y Rakata Kecil, y puntos, localizados a lo largo del estretal vez el propio extremo sur de Krakatoa, eran restos del borde de una caldera cho de la Sonda, la llegada de la mayoprehistórica. Dos depresiones submarinas ( grabens) próximas a las islas indican que en esa zona la corteza estuvo sometida a esfuerzo en extensión, lo que quizá ría de los tsunamis se caracterizó por menguara la corteza lo suficiente para alojar la cámara magmática que produjo la una subida del nivel del mar. Sin erupción de 1883. La mayor parte del magma se proyectó en forma de coladas pi- embargo, aparentemente se registraroclásticas, que depositaron en el fondo del mar una capa de ignimbrita de hasta ron también algunas retiradas, aun40 metros de espesor. Las coladas se desplazaron preferentemente hacia el norte que la mayoría de los mareógrafos se y el nordeste, porque el alto cono de Rak ata actuaría de barrera por el sur. Las dos hallaban muy lejos de Krakatoa para nuevas islas, Steers y Calmeyer, correspondían a las zonas donde la ignimbrita que una retirada inicial, pequeña, asomaba por encima del nivel del mar. Cuando la erupción agotó la reserva de quedara registrada. magma, la cámara se derrumbó formando una nueva caldera, en la que se hundió Se aducen tres causas posibles de la mayor parte de la isla, que desapareci ó de la superficie. La caldera de 1883 debió de ser alargada, puesto que el derrumbe siguió las líneas de falla de los grabens . los tsunamis. Para algunos investiga(Los dibujos no respetan la escala.) dores, las erupciones submarinas, al
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6. SECUENCIA ERUPTIVA DE KRAKATOA, reconstruida a partir de varias fuentes: diarios y cuadernos de notas de los administradores holandeses y otros habitantes de islas próximas, apuntes tomados por oficiales de guardia en barcos que
navegaban por el estrecho de la Sonda, acontecimientos registrados por un manómetro de una fábrica de gas de Yakarta y por mareógrafos emplazados a lo largo del estrecho de la Sonda y, ocasionalmente, observaciones de personas, que a
igual que las cargas de profundidad, esta posibilidad nos parece la más podrían crear una cúpula de agua que, verosímil. al propagarse hacia fuera, provocarían el tsunami. Verbeek propuso en a correlación del tiempo de llegada 1884 que el mayor de los tsunamis se de las olas a distintos puntos había generado por el desprendi- situados a lo largo del estrecho de la miento de la mitad norte del cono vol- Sonda con los acontecimientos de la cánico de Rakata hacia el interior de secuencia eruptiva es crítica a la hora la caldera recién formada. A Verbeek de inclinarse por el origen de las olas. también debemos una tercera hipóte- El establecimiento de la cronología se sis: el súbito desplazamiento de agua ha visto complicado por dos problepor las proyecciones volcánicas “llovi- mas. Primero, no todos los tsunamis das” sobre el mar podrían haber ini- eran verdaderos tsunamis, es decir, ciado el movimiento de las olas. Dado ondas que se hubiesen propagado únique fueron muchos kilómetros cúbicos camente por el agua. Segundo, existe de material los que penetraron en el una probada dificultad a la hora de mar en forma de coladas piroclásticas, correlacionar la secuencia eruptiva
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con las perturbaciones atmosféricas registradas por el manómetro de la fábrica de gas de Yakarta y las olas registradas por los mareógrafos situados a lo largo del estrecho. Muchas de las olas, especialmente las que se registraron en puntos ale jados del volcán, parecen haberse propagado con extraordinaria celeridad, más cercana a la velocidad de las ondas atmosféricas que a las velocidades típicas de las olas marinas. La velocidad de propagación de una ola en el agua es proporcional a la profundidad del medio. En concreto, la velocidad de la ola es igual a la raíz cuadrada de la aceleración de la gravedad
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tando olas en regiones distantes de la explosión. El mecanismo de acoplamiento es complejo; la cantidad de energía transferida depende fundamentalmente de la resonancia, es decir, de las frecuencias de vibración natural de la atmósfera y del océano. No obstante, el principio general que rige la interacción puede expresarse de manera simplificada como sigue: puede considerarse que el océano es sensible a los aumentos y disminuciones de presión atmosférica de tal forma que tiende a mantener el equilibrio hidrostático. Los aumentos de presión atmosférica hacen que descienda la superficie del océano y, las disminuciones de presión, la elevan. Así, el peso de la columna océano-atmósfera sobre cada unidad de superficie se mantiene lo más constante posible. Harkrider y Press reconocieron la analogía entre una explosión nuclear y otra volcánica e indicaron que el mismo tipo de fenómeno explicaría los tsunamis anómalos que siguieron a la erupción de Krakatoa.
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ubo que acometer una paciente investigación para determinar la causa de los tsunamis que inundaron los litorales del estrecho de la Sonda. Debía discriminarse la llegada de las olas, registrada por los mareógrafos en varios puntos a lo largo del estrecho, de la llegada de olas secundarias levantadas por los tsunamis en las zonas cerradas, como las bahías, precisamente donde estaban instalados la mayoría de los mareógrafos. Había que trazar luego el recorrido de los tsunamis desde su punto de origen, teniendo en cuenta las refracciones, o cambios de velocidad, debidas a la variación de profundidad del agua en veces se encontraban en zonas tan alejadas como la propia Sudáfrica. Los números el estrecho. En 1981, I. Yokoyama, del de las casillas de color expresan la magnitud relativa de los tsunamis. La de las explosiones se expresa por la altura de las flechas. Sólo se han representado algunas Observatorio Volcánico Usu, en Japón, analizó la refracción de las olas de de las explosiones principales. Krakatoa y publicó un mapa odográfico (del tiempo de desplazamiento) de multiplicada por la profundidad del bieron explicación hasta muchos años los tsunamis. Basándose en este agua. Las olas de Krakatoa alcanza- más tarde. En 1955, al disponerse de mapa, llegó a la conclusión de que ron Honolulú en sólo 11 horas, una microbarógrafos capaces de registrar algunos de los menores se produjeron velocidad de propagación que implica- pequeñas variaciones de presión por la penetración de las proyecciones ría una profundidad media de 17 kiló- atmosférica, Maurice Ewing, del vol cánicas en el mar , pero que el metros. La profundidad media del Observatorio Geológico Lamont mayor de los tsunamis, que alcanzó fondo del océano es mucho menor: Doherty, y Frank Press, del Instituto Yakarta a las 12:16 horas del 27 de unos cuatro kilómetros. Además, se de Tecnología de Massachusetts, agosto, debió seguir a una erupción observaron olas atribuidas a la erup- demostraron que las ondas sísmicas submarina. John H. Latter, del Departamento ción en partes del océano donde no transmitidas por tierra firme podían había justificación racional para espe- acoplarse a la atmósfera. En 1967, de Investigación Científica e Indusrar su aparición. Llegaron olas hasta David G. Harkrider, de la Universi- trial de nueva Zelanda, arribó a conel lado opuesto de cadenas de islas, dad Brown, y Press demostraron que clusiones algo diferentes en un artíbarrera que no podían haber supe- los largos trenes de pulsaciones de culo publicado ese mismo año. Empezó rado. presión producidas en la atmósfera por establecer una cronología de los Estas anomalías se apreciaron poco por explosiones nucleares transmitían acontecimientos lo más exacta posible después de la erupción, pero no reci- parte de su energía al océano, levan- partiendo de los registros del manó-
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metro de la fábrica de gas de Yakarta ni con el acontecimiento explosivo des- tal importancia. Dada la velocidad de y del mareógrafo del puerto de la capi- encadenante. La mayor onda atmos- propagación de la ola, el gran tsunami tal indonesia. Calculó los tiempos de férica, ocasionada por la gran explo- que llegó a las 12:16 se habría origilas explosiones de Krakatoa a partir sión que alcanzó a oírse por todo el nado en Krakatoa hacia las 9:45, es de los tiempos de llegada de las ondas océano Indico, arribó a Yakarta a las decir, antes de que tuviese lugar la de presión atmosférica a Yakarta, 10:08 horas. Considerando la veloci- mayor explosión. Latter estaba conteniendo en cuenta los ocho minutos dad de propagación en la atmósfera y vencido de la precisión de su cronomeque invierten en el trayecto y los cinco otros factores, debió producirse en tría, meticulosamente investigada, y minutos de diferencia horaria entre Krakatoa por una explosión a las 9:58. estaba seguro de que podía haber una Yakarta y Krakatoa. Entonces, basán- El mareógrafo de Yakarta registró relación causal entre grandes ondas dose en el cronometraje de las explo- una gran ola casi exactamente al atmosféricas y olas, y por ello llegó a siones y en el mapa de tiempos de des- mismo tiempo que la onda de presión la conclusión de que el tsunami no se plazamiento de tsunamis obtenido por atmosférica alcanzaba la fábrica de originó en Krakatoa, sino en un punto Yokoyama, según el cual el tiempo que gas. Dado que el tiempo de desplaza- más próximo al puerto de Yakarta, en tardaba un tsunami desde Krakatoa miento de las olas desde Krakatoa una distancia correspondiente al hasta Yakarta era de dos horas y 25 hasta Yakarta viene a ser de un par tiempo de diferencia. Utilizó entonces minutos, demostró que el cronómetro de horas y 25 minutos, y que Latter el mapa de Yokoyama para demostrar del mareógrafo de Yakarta estaba des- no pudo obtener pruebas de un acon- que el punto de origen del tsunami ajustado en tres minutos y medio res- tecimiento que ocurriese en Krakatoa generado por la gran explosión de las pecto al manómetro. Establecida la a las 7:40, concluimos que la gran ola 9:58 estaba a unos 10 o 15 kilómetros cronología de los hechos, Latter se produjo por acoplamiento de las de distancia de Krakatoa. Tal punto demostró que los tiempos de llegada a ondas atmosféricas con el agua. El corresponde aproximadamente al Yakarta de las ondas atmosféricas y verdadero tsunami ocasionado por la margen alejado de la nueva isla de de las olas producidas por algunos de explosión de las 9:58, que tenía una Calmeyer. Otros análisis cronométrilos fenómenos de la secuencia erup- amplitud mucho mayor que el falso, cos de explosiones y de las olas empativa se correlacionaban. no llegó a Yakarta hasta las 12:16 rejadas llevaron a Latter a la concluPero había casos en que la ola horas. sión de que por lo menos tres de los marina no podía correlacionarse con A esta altura del razonamiento, los tsunamis de Krakatoa los debieron la correspondiente onda atmosférica detalles cronométricos revisten capi- provocar las grandes coladas piroclás-
7. LAS COLADAS PIROCLASTICAS son masas de material volcánico incandescente fluidificado por gases calientes ( presentan, por tanto, una densidad y viscosidad más bajas que las de una acumulación de material sólido). Conforme la colada se desplaza, se diferencia en su interior una zona baja, más densa, en la que el flujo es laminar, y una zona superior, ligera, en la que el flujo es turbulento. Cuando la colada llega al mar, los materiales más densos se hunden en el agua, pero la parte superior de la colada presenta temporalmente menor densidad que el agua, y por tanto se desplaza sobre la super-
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ficie. Al disiparse la fluidización, el material que queda se hace más denso y en su mayor parte penetra en el mar. El proceso continúa hasta que sólo queda una nube turbulenta de ceniza y vapor. El material caliente puede ocasionar explosiones secundarias cuando se sumerge en el agua. Sostienen algunos autores que el proceso de selección que tiene lugar en la propia colada, y el aventado de la ceniza por las explosiones secundarias, producen una ceniza vítrea fina que se distribuye sobre una gran área con las explosiones secundarias. R. Verheek descubrió depósitos así cerca de Krakatoa.
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ticas que avanzaban por el mar, similares a la que formó la isla de Calmeyer. 1 5 0
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8. MAPA ODOGRAFICO basado en los tiempos de llegada de los tsunamis, registrados por mareógrafos instalados en distintos puntos del estrecho de la Sonda. Hubo que separar primero los tiempos de llegada de los tsunamis de l as llegadas de trenes de ondas secundarias producidas al penetrar aquéllos en las bahías donde se encontraban la mayoría de los mareógrafos. Se trazó luego su recorrido remontando en el tiempo; se determinó la velocidad en cada in stante a partir de la profundidad del mar por el que avanzaban. Las curvas (trazos de color ) se obtuvieron a partir de las trayectorias y tiempos de recorrido de varios tsunamis (trazos grises), lo que permitió establecer el tiempo de llegada de uno cualquiera desde Krakatoa hasta un punto de la costa. Las áreas inundadas aparecen en color. ) 80 A U G A E D S O 60 R T E M I L I M (
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9. LOS MAREOGRAFOS Y UN MANOMETRO DE YAKARTA registraron las principales explosiones y los subsiguientes tsunamis ocurridos el 27 de agosto de 1883. Un manómetro de la fábrica de gas (color ) registró fortuitamente la llegada de las ondas de presión originadas por las expl osiones. El gran pico del registro del 26 de agosto no guarda relación con la explosión; p udo producirse por un aumento de la presión de gas en el depósito controlado por el manómetro. El mareógrafo de Tan joung Priok (puerto de Yakarta) ( negro) registró la llegada de las olas levantadas por las mismas explosiones. Algunas de las olas, violentísimas, excedieron el alcance del aparato. Los picos de trazo discontinuo son las estimaciones del desplazamiento del nivel del mar basadas en varias observaciones, tal es como el número de peldaños de una escalera que salía del fondo del puerto que quedaron cubiertos por el agua. El mayor de los picos corresponde al tsunami que, generado por la explosión de las 9:58, alcanzó Yakarta a las 12:16. Los picos siguientes incluyen olas secundarias levantadas por el tsunami en el puerto y en el estrecho.
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unque los tsunamis de Krakatoa son, que se sepa, los mayores de los generados por coladas piroclásticas, ese mismo mecanismo se ha demostrado responsable de tsunamis que siguieron a la erupción de otros volcanes. En 1980, Juergen Kienle y Samuel E. Swanson, del Servicio Geológico de los Estados Unidos, comunicaron que el tsunami de nueve metros que barrió completamente English Bay, Alaska, después de la erupción del volcán Augustine en 1976, lo desencadenó una colada piroclástica que penetró en la bahía. Un nuevo volcán, Anak Krakatoa (“Hijo de Krakatoa”) se ha levantado aproximadamente en el lugar que ocupaba el antiguo cono de Danán antes de la erupción de 1883. Se trata de un volcán antaño submarino, cuyo cono emergió a finales de enero de 1928. Desde entonces, sucesivas erupciones han ido llenando gradualmente con lava y coladas piroclásticas la porción septentrional de la caldera de 1883. El foco de actividad volcánica se está desplazando hacia el sur; probablemente siga la misma fisura que determinó la alineación de los conos volcánicos en la isla primitiva. Quizá termine por formarse una gran isla alineada como la vieja, de noroeste a sudoeste. Una nueva Krakatoa renace, como el ave fénix, de las ceniza s de sus restos.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA THE KRAKATOA ERUPTION. R. D. M. Verbeek en Natur e, volumen 30, número
757, páginas 10-15; 1 de mayo de 1884. THE ERUPTION OF KRAKATOA AND SUBSEQUENT PHENOMENA. Dirigido por G. J.
Symons. Trübner & Co., 1888. T HE K RAKATOA AIR -S EA WAVES: AN EXAMPLE OF PULSE PROPAGATION IN COUPLED SYSTEMS. David Harkrider y Frank Press en The Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, volu-
men 13, números 1-3, páginas 149-159; julio, 1967. TSUNAMIS OF VOLCANIC O RIGIN : SUM MARY OF CAUSES, WITH PARTICULAR REFERENCE TO KRAKATOA , 1883. J . H . Latter en Bulletin Volcanologique, volu-
men 44, número 3, páginas 467-490; 1981. THE 1883 E RUPTION OF KRAKATAU. Stephen Self y Michael R. Rampino en Nature, volumen 294, número 5843, páginas 699-704; 24/31 de diciembre de 1981.
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Las erupciones del monte Santa Elena Robert Decker y Barbara Decker
El ciclo de la actividad actual del volcán forma parte de otro ciclo mayor, de 4500 años de duración. Sus violentas erupciones más recientes fueron predichas por los vulcanólogos que se encontraban en la zona
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na de las erupciones volcánicas más estrechamente vigilada y de las que se han tomado más fotografías, además de haberse obtenido abundante información directa, fue la violenta erupción del monte Santa Elena, ocurrida el 18 de mayo de 1980. También fue la primera erupción volcánica registrada en los 48 estados contiguos de la Unión desde que tuvieron lugar, entre 1914 y 1917, las erupciones mucho menos importantes de Lassen Peak. La del Santa Elena desplazó 2,7 kilómetros cúbicos de rocas volcánicas (entre los que cabe contar 0,5 kilómetros cúbicos de magma nuevo, es decir, rocas en estado líquido), que devastaron una zona de más de 500 kilómetros cuadrados, produciendo una de las mayores avalanchas que registra la historia. Y sólo fue superada en magnitud, en los últimos tiempos, por las erupciones del Santa María (Guatemala, 1902), del Krakatoa (Indonesia, 1883) y del Katmai (Alaska, 1912), que emitieron, respectivamente, unos 5, 6 y 12 kilómetros cúbicos de ma gma (volúmenes reducidos, si atendemos a la densidad de la roca solidificada). La misma erupción del Katmai resulta insignificante, comparada con otras erupciones más antiguas cuyas enormes deposiciones de ceniza y roca, que alcanzaron un espesor comprendido entre decenas y centenares de metros, cubrieron miles de kilómetros cuadrados. Así ocurrió, por ejemplo, en Japón, Nueva Zelanda, América Central, en el oeste estadounidense y en muchas otras regiones volcánicas del mundo. El vo lumen de los materiales expulsados por esas erupciones descomunales osciló entre 100 y más de 1000 kilómetros cúbicos. ¿Fue el vulcanismo prehistórico, en punto a intensidad, superior a la intensidad máxima que hoy en día
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cabe imaginar, o es acaso que la expe- es decir, una cada segundo durante riencia humana sobre el particular nueve horas. Utilizando otra compaabarca un lapso de tiempo demasiado ración se puede afirmar que la enercorto? La mayoría de los geólogos se gía generada por el Santa Elena el 18 inclinan por lo segundo. Las erupcio- de mayo fue del orden de unas 100 nes del último siglo fueron, probable- veces superior a la capacidad de promente, pequeñas muestras de la ener- ducción de todas las centrales eléctrigía volcánica que la Tierra encierra cas de los Estados Unidos. aún en su interior. l monte Santa Elena ha entrado Desde que se produjo la erupción del monte Santa Elena se ha intentado en erupción en 20 ocasiones, cuantificar la energía en ella liberada, como mínimo, a lo largo de los últicomparándola con la energía despren- mos 4500 años, justificando así la dida en las explosiones nucleares. La denominación que recibió de los comparación es útil, pero se presta a indios del noroeste americano: Loowit ciertos equívocos. No sólo se trata de (Dama de Fuego). Antes de las erupuna fuente de energía completamente ciones de 1980, el Santa Elena había distinta, sino que difiere también el entrado en actividad, por última vez, ritmo de su liberación, es decir, la entre 1831 y 1857. Se trata de uno de potencia. La energía térmica y mecá- los 15 volcanes principales de la cornica liberada en el monte Santa Elena dillera de las Cascadas que, desde el el 18 de mayo de 1980 se cifró en torno Lassen Peak (California), se dirige, a los 1,7 1018 joule. Puesto que una hacia el norte, hasta el monte Gariexplosión nuclear de un megatón baldi (Columbia Británica). Dicha libera unos 4,2 1015 joule, la erup- cordillera forma parte del “círculo de ción del Santa Elena fue equivalente fuego”, conjunto de cordilleras volcáa una explosión de 400 megatones, es nicas que rodean, sin apenas solución decir, unas ocho veces superior a la de continuidad, el océano Pacífico. En mayor explosión nuclear jamás produ- las zonas de subducción esas cordillecida. La comparación puede inducir a ras cabalgan las placas tectónicas en engaño, porque casi toda la energía de movimiento de la cuenca del Pacífico, la explosión nuclear se transforma en que se hunden, por debajo de las prienergía mecánica y térmica en un momento, de modo que la potencia casi instantánea en watt de una explo- 1. MODELOS GRAFICOS, realizados sión nuclear tiene esencialmente el mediante ordenador, del monte Santa Elena antes de la erupción explosiva del mismo valor que la energía en joule 18 de mayo de 1980 (arriba) y después (un joule por segundo equivale a un de ella (abajo). Se aprecian los efectos watt). En la erupción del Santa Elena, de la erupción que eliminaron los últilos 1,7 10 18 joule se disiparon en mos 400 metros de la cumbre de la monnueve horas; ello viene a equivaler a taña, dejando un cráter de 750 metros una potencia media de unos 5 1013 de profundidad. La nube de cenizas alwatt (1,7 1018 dividido por 32.400 canzó ese día más de 20 km de altura. Estos bloques-diagrama cartografían el segundos). La producción continua de accidente geográfico desde el nordeste. energía por parte del volcán podría Fueron realizados por el programa Diparangonarse, pues, con la detonación gital Elevation Model en el Western de una serie de 27.000 bomb as del tipo Mapping Center del Servicio Geológico de las que cayeron sobre Hiroshima, de los Estados Unidos.
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meras, por el oeste, norte y este. La por la velocidad de las placas que Juan de Fuca, situadas inmediatasubducción de las placas del Pacífico sufren subducción y se hunden bajo mente al oeste; dicha velocidad de conproduce violentos terremotos y aporta las placas marginales. En Indonesia y vergencia es de dos o tres centímetros las rocas fundidas y la presión nece- Japón, donde la velocidad de la sub- por año. sarias para activar los volcanes del ducción es de seis o siete centímetros A principi principios os de los años sesen sesenta, ta, círculo de fuego. Ciñéndonos a los por año, se asiste, como mínimo, a una Dwight Crandell y Donal Mullineaux, tiempos históricos, se cifra en unos erupción volcánica por año. En la cor- del Servicio Geológico de Estados 400 el número de los volcanes que se dillera de las Cascadas, la baja fre- Unidos, intentaron valorar los rieshan mostrado activos en los bordes cuencia con que se producen las erup- gos que comportaban los volcanes de la cuenca del Pacífico ciones parece estar relacionada con la apagados, aunque activos en potenLa importancia de la actividad vol- velocidad de convergencia, pequeña, cia, de la cordillera de las Cascadas. cánica parece estar regida, en parte, de la placa norteamericana y de la de Comenzaron su programa con un
2. MAPA GEOLOGICO de la región devastada el 18 de mayo. La zona de color intenso representa los depósitos piroclásticos. La zona rayada corresponde a las caídas de ceniza y, la de color intermedio, a la extensión donde los árboles fueron
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derribados. En la zona de color claro los árboles permanecieron en pie, pero sus hojas murieron por el calor. El color gris claro señala los depósitos formados por las avalanchas y, el gris oscuro, por las coladas de barro.
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estudio de los depósitos volcánicos existentes en las cercanías del monte Rainier, situado 75 kilómetros al nornordeste del Santa Elena. El Rainier había entrado en erupción, en alguna ocasión, entre 1820 y 1854. Guiados por las dataciones de erupciones anteriores hechas con carbono 14, y siguiendo la opinión de los geólogos de que lo sucedido antes puede repetirse de nuevo, Crandell y Mullineaux predijeron, de forma general,
los riesgos potenciales de cada uno de encontraban domos de lava demasiado los volcanes que estudiaron. viscosa para salir de sus crátere cráteres, s, grandes lluvias de cenizas volcánicas con l informe de Crandell y Mulli- gran cantidad de trozos de pumita, neaux sobre el monte Santa Elena coladas de piroclastos (fragmentos a apareció en 1978. Llegaron a la conclu- elevada temperatura cuarteados y fluisión de que tenía unos antecedentes dizados por la actividad eruptiva), colapésimos: durante los últimos 4500 años das de lava y coladas masivas de barro había sido el más activo y explosivo de que se desplazaban por los valles flucuantos existían en los 48 estados con- viales que irradiaban del volcán. El tiguos de la Unión. En este período, intervalo medio entre los períodos entre sus materiales eruptivos se eruptivos era de 225 años.
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3. MAPA TECTONICO, donde se muestra la relación existente entre la placa norteamericana y las de Juan de Fuca y del Pacífico, situadas ambas al oeste. En la zona de subducción, la placa de Juan de Fuca se hunde bajo la pl aca de Norteamé-
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rica, originando los volcanes de la cordillera de las Cascadas (triangulitos negros). Las partes coloreadas indican depósitos volcánicos de edad inferior a dos millones de años. Datos recogidos por el Servicio Geológico.
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Basados en su propia investiga- a la combustión de sulfhídrico. El 30 agua hasta el 18 de mayo se estima ción, Crandell y Mullineaux avanza- de marzo se contabilizaron noventa y en 1014 joule. ron: “En el futuro, el monte Santa tres pequeñas erupciones de vapor de Mientras persistía la gran actividad Elena entrará probablemente en agua y ceniza. sísmica (unos 50 terremotos de magerupción intermitentemente y de nitud 3, o superior, por día) se produjo forma violenta, tal como lo ha venido l primero de abril, los sismógrafos otro hecho de carácter amenazador. El haciendo en la historia geológica más registraron el primer temblor vol- 27 de mayo, varios observadores reciente. Estas futuras erupciones cánico, vibración del suelo más o habían notado ya que el hundimiento atentarán contra la salud y la vida menos continua que se observa en por falla del bloque de la cumbre de la humanas, las propiedades, la agricul- muchos volcanes activos. Se desconoce montaña parecía ir acompañado de tura y la prosperidad económica, en la causa exacta que origina un tem- una prominencia o levantamiento del general, de una zona extensa... Las blor de este tipo, si bien se cree que elevado flanco norte del cono volcácaracterísticas propias del comporta- refleja el movimiento del magma o el nico. La prominencia continuaba miento del volcán sugieren que el ruido producido por la liberación de aumentando a principios de abril, intervalo actual de quietud no tendrá gas previamente disuelto en el mismo. manifestándose gracias a una red una duración larga, del orden del Para entonces, la nueva erupción cada vez mayor de grandes grietas que milenio, y lo más probable es que se volcánica, la primera que se producía afectaba al manto de hielo y nieve. Los produzca una erupción en los 100 en la cordillera de las Cascadas desde mapas fotogramétricos realizados por próximos años, quizás incluso antes que el Lassen Peak se apagara en el Servicio Geológico de los Estados de finalizar el siglo.” 1917, ya había atraído la curiosidad Unidos, a partir de fotografías aéreas Muchas erupciones volcánicas van de la gente. Nolan Lewis, director de tomadas el 12 de abril, demostraron precedidas de enjambres de terremo- los Servicios de Emergencia del dis- que la prominencia tenía un diámetro tos de pequeña intensidad. Si bien no trito de Cowlitz (estado de Washing- de casi dos kilómetros y que ya había todos los volcanes de la cordillera de ton), donde se encuentra el monte experimentado un levantamiento del las Cascadas disponían de una vigi- Santa Elena, informó que “el domingo orden de los 100 metros. lancia sísmica, el Santa Elena sí la (30 de marzo) la buena visibilidad pere las campañas sobre el terreno tenía afortunadamente. La Universi- mitía distinguir las carreteras que dad de Washington había instalado, suben hasta la montaña; parecían tan llevadas a cabo a finales de abril en el flanco oeste del volcán, un sis- concurridas como las calles de Seattle y principios de mayo se dedujo que la mógrafo que estaba conectado con a las horas punta”. Cuando el peligro prominencia continuaba aumentando Seattle por telemet ría. El 20 de marzo de que se produjeran erupciones vio- hacia el norte, de forma más o menos de 1980, a las 3 horas 47 minutos de lentas se fue haciendo cada vez más horizontal, a razón de unos 1,5 metros la tarde (hora del Pacífico), se produjo evidente, el gobernador, Dixy Lee por día. La zona de deformación rápida bajo la montaña un terremoto de Ray, ordenó reforzar el bloqueo de las se encontraba directamente por magnitud 4 en la escala Richter. carreteras que conducen hasta el encima del centro de la zona sísmica, situada dos kilómetros más abajo. La Cuando a este acontecimiento tan monte. poco frecuente le siguieron un número Las pequeñas erupciones de vapor opinión general de los observadores cada vez mayor de terremotos loca- de agua y ceniza continuaron produ- que allí se hallaban era que la persisles, se vio claramente que se estaba ciéndose, algunas de ellas en forma tencia de los enjambres sísmicos y la desencadenando un importante de explosiones aisladas, mientras que importante deformación de la topograenjambre de seísmos. Con objeto de otras se manifestaban como surtido- fía constituían una prueba clara de mejorar los registros y localizar los res rítmicos de varias horas de dura- que el magma se iba inyectando a poca temblores, se instalaron sismógrafos ción. Las columnas de vapor y ceniza profundidad bajo el volcán. Esperaban adicionales. se elevaban hasta tres kilómetros por que se produjera una erupción imporencima de la cumbre. El cráter se tante o una avalancha en la cara norte l 25 de marzo, la energía sísmica agrandó hasta formar una sola hon- en expansión. El único problema condesprendida por el enjambre donada de 500 metros de largo por 300 sistía en saber cuánto tardaría y cuál alcanzó su ritmo máximo al regis- de ancho y 200 de profundidad. Las sería su violencia. trarse 47 terremotos de magnitud 3, o cenizas estaban compuestas por fragRobert Christiansen, investigador superior, en un período de 12 horas. mentos de roca volcánica antigua y encargado del programa de vigilancia Los terremotos se producían a poca las emisiones de gas, constituidas por del Servicio Geológico de los Estados profundidad bajo la zona de la ver- pequeñas cantidades de dióxido de Unidos, analizó la actividad secuentiente norte de la montaña. Las pri- carbono, dióxido de azufre, sulfhídrico cial histórica de otros volcanes, espemeras explosiones pequeñas de vapor y ácido clorhídrico, además de por cialmente la del volcán de Lassen de agua llegaron dos días más tarde, grandes cantidades de vapor de agua. Peak, el único de la cordillera de las empezando a las 12 horas 36 minutos La razón de que ocurrieran erupcio- Cascadas con una erupción bien obserde la noche y dando origen a un nuevo nes explosivas de poca importancia vada. Hizo también lo propio con el de cráter, de unos 70 metros de diáme- obedecía, seguramente, seguramente, a que el agua Bezymianny, en la península de Kamtro, en la zona de la cumbre q ue estaba subterránea existente en las partes chatka (costa pacífica de la Unión cubierta de nieve y hielo. Se formaron altas del cono volcánico, calentada por Soviética), que sufrió una violenta también, en la nieve y el hielo, gran- encima de su punto de ebullición, se explosión en 1956. Christiansen condes grietas de dirección este-oeste, transformaba súbitamente en vapor, cluyó que la evolución más probable señal de que en la zona de la cumbre en un proceso parecido a lo que acon- que seguiría el Santa Elena se asemese estaba produciendo el hundimiento tece en un géiser, pero con la energía jaría a la erupción del Lassen, de 1915. de un bloque por falla. El 29 de marzo suficiente para incorporar partículas No podía excluirse, sin embargo, una se abrió un segundo cráter. De noche de ceniza y producir un cráter de erupción de las características del y desde el aire se podían observar lla- explosión. La energía desprendida Bezymianny. Cabía, en una tercera mas azuladas, debidas, seguramente, por todas las explosiones de vapor de posibilidad, que cesara toda actividad
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4. FOTOGRAFIAS TOMADAS ANTES Y DESPUES de los fenómenos volcánicos del monte Santa Elena, donde se observa la extensión del nuevo cráter. Realizó la superior uno de los autores (Robert Decker) en junio de 1970, cuando la cumbre, que se distingue desde el nornordeste, tenía una altura de 2950 metros, estando su base situada a unos 1000 metros de altura. La foto-
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grafía inferior fue tomada por Ray Foster, de los laboratorios Sandia, en julio de 1980. El cráter, visto desde el norte, ti ene dos kilómetros de diámetro. La altitud de su borde superior está comprendida entre 2400 y 2550 met ros y la de su base entre 1800 y 1900. Las coladas de piroclastos recubren la mayor parte de la zona del primer plano de la fotografía. La devastación es total.
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sin que se produjera una erupción de importancia. Entretanto, el 7 de mayo, después de unas dos semanas de poca actividad visible, volvieron las pequeñas explosiones de vapor de agua y ceniza. Aunque la actividad sísmica no había remitido y la prominencia había ido aumentando de forma constante, la falta de una actividad visible espectacular indujo a los residentes en esta región a poner en entredicho el mandato gubernativo que mantenía cerrada la zona aledaña. Durante los días 15, 16 y 17 de mayo continuaron produciéndose los terremotos y creció
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la prominencia, pero no había indicios de vapor de agua o de gases. A las 7 en punto de la mañana, hora del Pacífico, del 18 de mayo, Dorothy y Keith Stoffel, geólogos de Washington, subieron en un avión ligero en el aeropuerto de Yakima, cercano al
monte Santa Elena, y despegaron para realizar su primer vuelo de reconocimiento. Hicieron varias pasadas alrededor y por encima del volcán. No apreciaron actividad alguna, por más que la mañana era soleada y la visibilidad, buena. A las 8 horas 32 minu-
5. VISTAS VERTICALES del monte Santa Elena, tomadas antes y después de la erupción, el 1 de mayo de 1980 (izquierda) y el 19 de junio de 1980 (derecha), por un avión U-2 de la NASA. La cumbre se encuentra en la parte inferior derecha. La película utilizada es sensible al infrarrojo y los positivos aparecen aquí en u n color arbitrario. Las zonas en rojo corresponden al verde de la vegetación, formada en gran parte por abetos rojos. Las zonas grisáceas de la foto de la derecha fueron devastadas por la erupción del 18 de mayo. En esta foto, y sobre la cumbre, una nube de humo sale del cráter.
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tos, un terremoto de magnitud 5,1, localizado debajo del flanco norte, sacudió la montaña. En ese instante preciso, los Stoffel se encontraban encima de la cumbre, observando desde una altura de 400 metros. Se fijaron en cómo empezaban a caer fragmentos de hielo de las abruptas laderas del cráter. Quince segundos más tarde, se convirtieron en los testigos más próximos del inicio de una enorme erupción volcánica desencadenada por uno de los mayores deslizamientos de terreno que registra la historia. “Todo el flanco norte del cráter de
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la cumbre comenzó a convulsionarse instantáneamente cual masa gigantesca”, explicaría luego Dorothy Stoffel. “La masa se contraía y agitaba sin avanzar lateralmente. El flanco septentrional entero de la cumbre empezó luego a desplazarse hacia el norte, a lo largo de un plano de deslizamiento subterráneo.”
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nos segundos más tarde se produjo una gran explosión. Es curioso que los Stoffel no la sintieran ni oyeran, a pesar de encontrarse exactamente al este de la cumbre. Desde su posición, la nube de la explo-
sión inicial parecía adquirir, lateralmente hacia el norte, la forma de hongo y descender luego por las laderas. No había tiempo que perder, si querían mantenerse con vida. A pesar de lanzarse en picado a toda marcha, para ganar velocidad, la nube grisácea en expansión les alcanzó; por fin escaparon de ella virando hacia el sur. Detrás de ellos, un hervidero gigantesco de nubes de ceniza iba ganando altura, impulsadas hacia el norte y el noroeste. Hacia el este, las nubes, que no paraban de crecer, adquirían formas de hongo ondulante iluminadas por rayos.
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6. MOMENTO DE LA ERUPCION del 18 de mayo (a los 20 segundos de su inicio) registrado por Keith y Dorothy Stoffel, geólogos que sobrevolaban la montaña en aquellos
momentos. El comienzo de la avalancha precedió a la erupción. Los Stoffel pudieron escapar, pese a ser atrapados por la nube.
En la avalancha que se había for- subterránea sobrecalentada se convir- ros de uno a dos metros de diámetro. mado, y de la que habían sido testigos tió inmediatamente en vapor. Al Más allá de esta zona se produjo otra, desde el aire, más de dos kilómetros mismo tiempo, se produjo la explosión de 10 a 15 kilómetros de ancho, donde cúbicos de rocas cuarteadas y de hielo de los gases disueltos en la masa mag- el derribo de árboles fue general, de los neveros se precipitaron en el mática situada a poca profundidad, de pudiéndose observar cómo saltaban lago Spirit y en el afluente norte del reciente intrusión en el núcleo supe- en astillas los abetos rojos de primera río Toutle. Al fluidificarse por el vapor rior de la montaña. La explosión del calidad que allí había. En los límites de agua en explosión, la avalancha vapor de agua y la del magma, junto más periféricos de la zona de destrucsufrió una rápida aceleración, alcan- con la gigantesca avalancha, se com- ción, los árboles se mantuvieron en zando velocidades del orden de 250 binaron para originar una explosión pie, pero sus troncos, calcinados, se kilómetros por hora. Un lóbulo de esta lateral constituida por nubes de vapor perdieron sin remisión. masa gigantesca se encajó en el brazo de agua (con trozos de roca en suspenoccidental del lago Spirit, siguiendo sión) densas y a elevada temperatura a primera impresión que producía hacia el norte por el valle que se con- (hasta 300 grados C), lanzadas hacia la observación de la zona catastinúa en esa dirección. Otro lóbulo el norte, desde el flanco abierto de la trófica era la de que una especie de adyacente barrió otro valle con tal montaña, a velocidades comprendidas conmoción, o gran onda de choque, ímpetu que sobrepasó una cresta de entre 100 y 400 kilómetros por hora. había derribado los árboles en una 360 metros de altura que lo limita por La explosión de vapor de agua y su dirección radial a partir de la cumbre el norte. El grueso de las rocas fluidi- carga fluidificada de fragmentos de donde se había originado la explosión. ficadas descendió como en un embudo rocas volcánicas devastaron 550 kiló- Impresión que no podía mantenerse, por el valle del río Toutle, formando metros cuadrados de terreno monta- empero, con las señales allí existenun depósito de topografía irregular, ñoso al noroeste, norte y nordeste del tes. Los supervivientes que se enconaccidentada por numerosos y diminu- monte Santa Elena. Las nubes negruz- traban en los límites de la zona devastos montículos, de 21 kilómetros de cas que barrieron el suelo rodaron por tada sólo oyeron una explosión modelargo, de uno a dos de ancho y con un encima de cuatro valles importantes, radamente fuerte, un estruendo, dos espesor de hasta 150 metros. La ener- y de sus correspondientes crestas divi- o tres minutos antes de que la nube gía gravitatoria de la avalancha fue sorias, alcanzando zonas distantes negra, con sus vientos huracanados y a elevada temperatura, descendiera de unos 5 1016 joule (el equivalente hasta 28 kilómetros. aproximado a 12 megatones). La destrucción fue total. En los pri- sobre ellos. La velocida d del frente de Como la gran avalancha de hielo y meros kilómetros fueron levantados las nubes de explosión cargadas de roca rebajó súbitamente la presión en de cuajo y barridos, por la explosión vapor de agua era muy inferior a la el interior del cono volcánico, el agua arrasadora de la nube, árboles ente- velocid ad del sonido. De cerca, los
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7. DOMO DE LAVA formado por el cráter entre el 13 y el 20 de junio. Tenía 300 metros de anchura por 65 d e alto y fue destruido posteriormente por la erupción del 22 de julio. Mau-
rice y Katia Krafft, científicos del Centro Vulcanológico de Cernay (Francia), son los autores de este documento fotográfico.
árboles derribados presentaban una se ennegrecieron por el lado encarado de dos maneras. El calor de las aguas disposición en forma de remolinos de a la zona de explosión. subterráneas que salieron al exterior turbulencia y de líneas de corriente de forma repentina habría producido curvadas. l carácter fluidizado de las masas 4,4 1010 kilos de vapor y el calor adiEn la vecindad de la región devasde fragmentos transportados por cional de los 0,06 kilómetros cúbicos tada, los árboles se tumbaron hacia la onda explosiva se hace mucho más de fragmentos magmáticos habría las pendientes descendentes del valle, patente en los depósitos de las vertien- convertido otros 8,8 1010 kilos de incluso cuando esto implicaba que lo tes empinadas. Allí, después de la agua en vapor. El total de los 1,3 1011 hacían en dirección a la fuente que ori- deposición inicial, las coladas secun- kilos de vapor de agua ocuparían un ginó las impetuosas nubes. darias originaron depósitos de relleno, volumen de 220 kilómetros cúbicos a Al parece r, la gravedad activó la de decenas de metros de espesor, en 100 grados C y a la presión atmosfémasa densa y fluidificada cuando dis- las cubetas y fondos de valle. El volu- rica. La masa de agua subterránea minuyó la energía de la explosión ini- men total de los depósitos de explosión sobrecalentada que se supone existía cial de vapor de agua. Luego, al men- alcanzó unos 0,18 kilómetros cúbicos. en el interior del volcán (3,75 1011 guar los vientos turbulentos internos, De esta cantidad, unos 0,06 kilóme- kilos) venía a triplicar la cantidad las cenizas y los trozos de roca que tros cúbicos eran de origen magmá- necesaria para suministrar el voluestaban en suspensión en las densas tico, formados por rocas volcánicas men calculado de vapor de agua. Esta nubes se sedimentaron sobre la super- recién constituidas. La energía calorí- energía y los valores del volumen de ficie topográfica, formando depósitos fica liberada por esta componente vapor son sólo estimaciones aproximaque disminuyen de espesor a medida magmática se cifró en 2 1017 joule. das, pero dan resultados razonables si que aumenta su distancia a la fuente Otra fuente de energía, que proba- los consideramos referidos a la zona de origen, pudiendo ésta variar entre blemente influyó en la explosión del de 550 kilómetros cuadrados de extenun metro y un centímetro. Fragmen- vapor de agua, fue la derivada de las sión devastada por las nubes de la tos angulares de hasta varias decenas aguas subterráneas sobrecalentadas explosión lateral que asolaron el de centímetros de diámetro, tanto de del volcán. Admitiendo una porosidad terreno. El depósito final de la explorocas volcánicas antiguas como recien- del 15 por ciento para un volumen de sión fue una capa de ceniza húmeda, tes, a elevada temperatura, fueron dos a tres kilómetros cúbicos, empa- con un espesor máximo de seis centítransportados en las nubes de explo- pados de agua a una temperatura metros, que contenía, en muchos punsión hasta 10 y 15 kilómetros. Hasta media de 175 oC, ello supone una adi- tos, las conocidas bolas de barro, del siete kilómetros de distancia por el ción de energía equivalente a 10 17 tamaño de un guisante, que los vulcanoroeste y norte, y 18 por el nordeste, joule. El vapor de agua de la nube de nólogos denominan lapillis de acrelos árboles quedaron chamuscados y explosión se originó, verosímilmente, ción. Estas acreciones se originaron
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8. CORTES TOPOGRAFICOS correspondientes al monte Santa Elena a lo largo de los meses siguientes: agosto de 1979 (línea continua de la parte superior ), 1 de mayo de 1980, al formarse una prominencia en la vertiente septentrional de la montaña ( línea de trazos superior ), y primero de julio de 1980 (línea de trazos inferior ). La zona en color de la derecha, situada bajo los cortes topográficos, señala la región donde se originaron los miles de seísmos del enjambre producido entre el 20 de marzo y el 18 de mayo. Cuanto más vivo es el color, tanto mayor es la densidad de los terremotos localizados. Los datos pertenecen al Servicio Geológico de los Estados Unidos y al Departamento de Geofísica de la Universidad de Washington.
alrededor de núcleos formados por las gotas de lluvia condensadas a partir de las nubes de vapor de agua.
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acia las 9 de la mañana del 18 de mayo había terminado lo peor de la erupción. Pero la columna vertical prosiguió rugiendo, alcanzando alturas superiores a 20 kilómetros durante la mayor parte del día, hasta que empezó a disminuir a las 5 horas 30 minutos de la tarde. La fuente originaria de esta columna de gases y ceniza, en explosión casi continua y que se elevaba rápidamente, yacía en la masa magmática, en efervescencia y a poca profundidad, que se iba engullendo, progresivamente, a profundidades mayores. La abrasión producida por la correspondiente expulsión hacia arriba continuaba agrandando el cráter en forma de herradura que la avalancha y las explosiones laterales habían formado en un principio.
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Durante todo el día soplaron a gran altura vientos de componente nordeste y, a media mañana, la ceniza empezó a caer sobre las ciudades de la zona central del estado de Washington. En la ciudad de Yakima, a 150 kilómetros de distancia, la primera caída de cenizas formó una capa, de coloraciones claras y oscuras, finamente entremezcladas, constituida por fragmentos, del tamaño de los granos de arena, de rocas oscuras y de cristales de feldespato de colores más claros. Sobre esta capa se depositó otra de mayor espesor, formada por partículas del tamaño de las del limo, constituidas por vidrio volcánico. Treinta kilómetros al norte de Yakima, la caída de cenizas formó una capa de unos 20 milímetros de grosor. Hacia el este, la ceniza de grano fino alcanzó un espesor aún mayor, llegando a más de 70 milímetros en las proximidades de Ritzville, que se encuentra a 330 kilómetros del monte Santa Elena. En
este último lugar, la textura de la ceniza parecía polvo de talco. En los aledaños de Spokane (estado de Washington) y a 430 kilómetros al nordeste del volcán, las cenizas alcanzaron sólo un espesor de cinco milímetros, pero hacia las 3 de la tarde la visibilidad se redujo a tres metros y la oscuridad era casi absoluta. Cerca del mediodía del día 19 cayeron sobre Denver trazas de ceniza. Sólo tres días tardó la nube en atravesar los Estados Unidos. El peso de la ceniza caída contabilizada equivalía a 0,15 kilómetros cúbicos de magma y representó una liberación de energía térmica de 5 1017 joule. Los estudios de las pequeñas cantidades de ceniza que cayeron fuera de la zona donde se midió su espesor, y la existencia de aerosoles que se mantuvieron en la estratosfera durante mucho tiempo, formados por partículas muy finas de ceniza y de ácido sulfúrico, señalan una dispersión adicional de magma equivalente a un volumen de 0,1 kilómetros cúbicos. A partir de la experiencia adquirida en otras erupciones que han lanzado a la estratosfera polvo y aerosoles, puede afirmarse que esas partículas tan finas tardaron un año o dos en caer a tierra.
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as inundaciones y coladas de barro constituyeron otro aspecto importante de la erupción. Las coladas estaban formadas por una mezcla líquida acuosa de cenizas volcánicas y de finas partículas de roca que presentaban la consistencia del cemento húmedo. La cubierta de cenizas cercana a la montaña y las rocas cuarteadas de la avalancha suministraron el material sólido, mientras que el agua adicional procedía probablemente de diversas fuentes: de la fusión de hielo y nieve, del agua del lago Spirit y del afluente septentrional del río Toutle desplazada por el sedimento de la avalancha, del agua procedente de la rotura del sistema hidrotermal que no se convirtió instantáneamente en vapor y del vapor condensado. El primer máximo de las coladas de barro en el afluente meridional del río Toutle, cerca del lago Silver, se produjo a las 10 horas 50 minutos de la mañana del 18 de mayo. Sobrepasó en 30 centímetros el nivel máximo de las inundaciones registradas a lo largo de la historia. La colada de barro de mayores proporciones se produjo en el afluente septentrional del Toutle, haciéndose máxima cerca de las 7 de la tarde y destruyendo la estación de aforo cercana al lago Silver. La altura de las señales dejadas por el agua y el
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barro indicaba que había sobrepa- vapor de agua y nubes de ceniza hasta sado, en nueve metros, los niveles de dos kilómetros de altura. Las coladas las inundaciones de que se tengan de ceniza y de pumita se prolongaron noticia. hasta el atardecer del 18 de mayo, con Aguas abajo del río Toutle, los sedi- un volumen total de 0,25 kilómetros mentos fangosos taponaron los cauces cúbicos y una energía térmica de 3,3 del río Cowlitz y produjeron una dis- 1017 joule. minución muy notable de la profundidad en la fracción navegable del l coste humano de la erupción Columbia. Se depositaron unos 0,1 puede reputarse grande. Muriekilómetros cúbicos de barro. Aproxi- ron o desaparecieron sesenta y dos madamente el mismo volumen de personas. Las pérdidas económicas, agua intervino en la movilización de sobre todo en la industria maderera, las coladas de barro. rebasaron los mil millones de dólares. Algo después de la avalancha inicial De todos modos, el mayor daño ha y de la erupción explosiva de vapor de sido, quizá, de tipo psicológico: la agua, empezaron a descender rápida- gente que vive al noroeste de la cordimente, por la vertiente septentrional llera de las Cascadas veía, en esos voldel monte Santa Elena, las coladas de canes, unos guardianes estáticos y piroclastos, constituidas por cenizas silenciosos, que de pronto se han confinas y bloques de pumita, que salie- vertido en amenaza preocupante. ron al exterior a través de las zonas A la enorme avalancha y a la erupde rotura producidas en el cráter ción del 18 de mayo les siguieron recién formado. Estas emulsiones flui- explosiones menores de ceniza el 25 dificadas de rocas a elevada tempera- de mayo, el 12 de junio, el 22 de julio, tura y de fragmentos de vidrio me zcla- el 7 de agosto y entre el 16 y 18 de octudos con gases volcánicos sobrecalenta- bre. La extrusión de domos de lava visdos salieron del cráter por debajo de cosa en el interior del cráter se prola nube ascendente, ya que tenían dujo entre el 13 y el 20 de junio, el 8 y mayor densidad que esta última. Una el 9 de agosto y el 18 y 19 de octubre. serie de coladas sucesivas descendie- El volumen total de magma arrojado ron por la vertiente septentrional a en las erupciones comprendidas entre velocidades de hasta 100 kilómetros el 15 de mayo y el 19 de octubre fue de por hora, recubriendo el primer desli- unos 0,05 kilómetros cúbicos, estizamiento de terreno y los depósitos de mándose su energía en 1,7 1017 joule, explosión, hasta alcanzar el borde cantidad que es de un orden de magmeridional del lago Spirit. Cuando nitud menor que la correspondiente a estas coladas de piroclastos a elevada la erupción del 18 de mayo. Aunque la temperatura (300-370 oC) entraron en erupción del 25 de mayo se produjo de contacto con el agua, desencadenaron noche y con mal tiempo, parece ser que explosiones secundarias, lanzando marcó su comienzo un aumento brusco
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12 JUNIO
22 JULIO 7 AGOSTO
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de los temblores volcánicos a las 2 horas 28 minutos de la madrugada. A las 2 horas 45 minutos, el radar del Servicio Meteorológico Nacional indicó que la columna de ceniza había alcanzado 14 kilómetros de altitud. Al cabo de una hora había perdido altura, pero el volcán continuó arrojando nubes de ceniza menores durante todo el día. Se emitieron nuevas coladas de piroclastos, formados por cenizas y bloques de pumita, que cubrieron parte de la zona del flanco septentrional del Santa Elena que ya habían barrido las primeras coladas de piroclastos. Si bien la erupción de ceniza fue mucho menos voluminosa que la del 18 de mayo, variaron mucho más las direcciones del viento, cayendo una fina capa de ceniza sobre gran parte del occidente de los estados de Washington y Oregón, incluida el área metropolitana de Portland. Las explosiones del 12 de junio fueron parecidas a la del 25 de mayo. El temblor volcánico empezó por la tarde, produciéndose a las 19 horas 5 minutos la primera emisión de ceniza, que alcanzó una altura de cuatro kilómetros. A las 9 horas 9 minutos de la noche se desencadenó una erupción de ceniza mucho mayor, que alcanzó 15 kilómetros; terminó rápidamente, caída la medianoche. Al día siguiente, la observación desde un helicóptero reveló que otra serie de coladas de piroclastos, de espesores comprendidos entre 2 y 10 metros y temperaturas máximas de 600 grados C, había descendido hacia el Spirit. Tras la erupción del 12 de junio empezó a for-
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PEQUEÑO ENJAMBRE DE SISMOS SUPERFICIALES 1 15 1 15 JUNIO JULIO
9. CUATRO TIPOS DE ACTIVIDAD asociados con las erupciones, representados en estos gráficos: enjambres de terremotos, formación de la prominencia, emisión del gas dióxido de azufre y temblores volcánicos. Las principales erupciones se indican por
VOLCANES
9:58 PM
3500
A T C E R I D N A I O D A C I L D U E M M U C A I A A 13 R I 1 ¥ 10 T G E R JOULE M E A N E R G O T O F R O P
MARZO
16 OCTUBRE
1
15 AGOSTO
PEQUEÑO ENJAMBRE DE SISMOS SUPERFICIALES 0 1 15 1 15 SEPTIEMBRE OCTUBRE
) S A C I R T E M S A D A L E N O T ( E R F U Z A E D O D I X O I D E D A I R A I D N O I S I M E
líneas verticales. La deformación máxima de la prominencia y la energía sísmica están relacionadas con el período anterior a la erupción del 18 de mayo. (Datos del Servicio Geológico y el Departamento de Geofísica de la Universidad de Washington.)
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FECHAS
TIPO DE ENERGIA
20/3-18/5
Energía sísmica
20/3-18/5
Energía de deformación
27/3-14/5
Energía térmica de las explosiones de vapor
1,8 × 1013 2 × 1016 1014
18/5
Energía gravitatoria de la avalancha
18/5
Energía térmica de la avalancha
2 × 1017
18/5
Energía térmica de los depósitos de explosión
2 × 1017
18/5
Energía hidrotérmica
18/5 18/5 18/5 25/5-20/10 20/3-20/10
5 × 1016
1017
Energía mecánica de las explosiones Energía térmica de la nube de cenizas de altitud
3 × 106 8,3 × 1017
Energía térmica de las coladas de piroclastos Energía térmica de las erupciones después del 18/5
3,3 × 1017 1,7 × 1017 1,9 × 1018
Energía total 1013
1014
10. SEIS TIPOS DE ENERGIA liberada en las erupciones. Las fechas de la liberación de energía se dan en la columna de la izquierda. La energía sísmica, la energía de deformación y la energía térmica de las explosiones de vapor de agua fueron
1015
1016 1017 1018 1019 (JOULE) liberadasENERGIA durante el período anterior a la erupción del 18 de mayo. Se ha seguido una escala logarítmica para las barras horizontales. La última barra (en color ) refleja la energía total liberada hasta octubre.
marse, en el cráter de explosión, un ros y aviones. Las coladas piroclástidomo de lava que el 15 del mismo mes cas emitidas por la abertura volcánica tenía 200 metros de anchura por 40 de durante la segunda y tercera explosioalto y estaba surcado por grandes y nes de ceniza descendieron por la verresplandecientes grietas. El domo tiente septentrional del volcán hacia continuó elevándose, a razón de seis el lago Spirit. Richard Hoblitt, del Sermetros por día, y el 20 de junio había vicio Geológico de los Estados Unidos, alcanzado su altura máxima de 65 fue testigo presencial del fenómeno y metros. lo describió de esta manera: Estuvo en calma hasta el 22 de julio. “Estábamos volando de este a Aq ue ll a ma ña na , se re gi st ra ro n oeste, y aproximadamente a una pequeños terremotos superficiales, milla al norte de la abertura del vollocalizados bajo la zona del cráter. El cán, cuando empezó la segunda erupnúmero de terremotos aumentó a lo ción. Instantes más tarde, durante largo del día pero no se detectó ningún los cuales el ritmo de emisión del gas temblor volcánico. De repente, a las 5 aumentó, se formó un surtidor de horas 14 de la tarde, y con el cielo des- cenizas hasta alcanzar unos 500 pejado, propio de un día de verano, metros por encima de la abertura. A empezó a salir una gran nube de medida que las proyecciones del surceniza procedente de la montaña. El tidor se arqueaban y caían en las cerradar señaló que la parte superior de canías de la abertura, producían una esta nube alcanzaba los 14 kilómetros. colada de piroclastos que descendía Una segunda nube de ceniza entró en rápidamente hacia el norte, alejánerupción a las 6 horas 25 minutos de dose del anfiteatro. Salimos hacia el la tarde y llegó a una altura de 18 kiló- oeste lo más rápidamente que pudimetros en sólo siete minutos 23 segun- mos.” Poca gente que haya visto tan dos, con una velocidad media de 2,2 de cerca una colada piroclástica ha kilómetros por minuto. El tercer sur- sobrevivido para contarlo. tidor de cenizas, y el más largo, empezó Estas nuevas coladas de ceniza y a las 19 horas 1 minuto y duró más de bloques de pumita tenían un espesor dos horas, elevándose a una altura comprendido entre uno y dos metros. máxima de 14 kilómetros. Su temperatura se midió al día Los geólogos y los bomberos del Ser- siguiente, siendo el valor máximo vicio Forestal, avisados del aumento obtenido de 705 grados C, a una prode los terremotos superficiales de fundidad de 1,5 metros. Las nubes de pequeña intensidad, habían abando- ceniza derivaron hacia el nordeste el nado la zona, pero las erupciones se 22 de julio, observándose caídas de siguieron observando desde helicópte- ceniza de poca importancia en la parte
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central y occidental del estado de Washington. La erupción del 22 de julio vino precedida por un cambio en el tipo de emisión gaseosa. Las emisiones de gas cambiaron de nuevo a principios de agosto y los temblores volcánicos empezaron el 7 de agosto, inmediatamente después del mediodía. Advertidos por estas dos señales, los investigadores que se encontraban en las zonas de peligro fueron evacuados. A las 4 horas 26 minutos de la tarde, se iniciaba una erupción que originó una nube de ceniza que alcanzaría los 13 kilómetros de altura. Pequeñas coladas de piroclastos barrieron la parte situada por debajo de la zona de rotura, en la vertiente septentrional de la montaña, mientras que otras erupciones, más pequeñas aún, continuaron produciéndose al final de la tarde y al anochecer, seguidas de una gran explosión a las 10 horas 30 minutos de la noche. Entre el 8 y el 9 de agosto se formó en el cráter un nuevo domo de lava. Transcurrieron dos meses en que predominó la tranquilidad. Pero el 16 de octubre volvieron los terremotos de pequeña intensidad, parecidos a los que habían precedido a la erupción del 22 de julio. Cuando el enjambre aumentó, se dio orden de alerta a primeras horas de la noche. A las 21 horas 58 minutos, se produjo una erupción. Cuatro explosiones de ceniza, ocurridas durante los dos días
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siguientes, lanzaron nubes hasta 14 nica (Hawai) y explosivos en zonas de kilómetros de altura y destruyeron el corteza continental (Yellowstone). domo de lava formado en agosto. El monte Santa Elena ha permitido Algunas erupciones se acompañaron ensayar adecuadamente las técnicas de pequeñas coladas de piroclastos, de predicción de erupciones volcánique descendieron por la vertiente cas. Para ello no hay que ceñirse a un norte de la montaña. Cenizas de colo- solo aspecto, sino que deben valorarse res claros cayeron hacia el sur y todos los factores posibles y luego sudeste, recordándole a la ciudad de interpretarlos a la luz de la experienPortland que el monte Santa Elena cia geológica. Recordemos, entre estos seguía activo. Entre el 18 y el 19 de factores, las estadísticas de las erupoctubre apareció un nuevo domo de ciones ocurridas a lo largo de la histolava, el mayor de los surgidos hasta ria y la reconstrucción de las estadísentonces. ticas de las erupciones prehistóricas, Las erupciones de los volcanes pre- mediante datación y cartografía geosentan un carácter explosivo extraor- lógicas. De las técnicas geofísicas citedinariamente variable. En las islas mos la vigilancia (en los volcanes actiHawai, las efusiones de lava incandes- vos o potencialmente activos, o en sus cente son arrojadas espectacular- cercanías) de la sismicidad, la deformente al aire sin producir daño mación de la superficie topográfica, alguno, y las coladas de roca fundida los campos magnético y eléctrico y las descienden lentamente por las ver- temperaturas. Las técnicas geoquímitientes desde los cráteres. Completa- cas incluyen la vigilancia del volumen mente distintas son las gigantescas y composición de los gases, líquidos y explosiones que destruyen montañas sólidos emitidos por los volcanes. Las enteras, y que se producen cuando una repetidas observaciones visuales reaparte importante de la energía calorí- lizadas desde el suelo y desde el aire fica del magma se convierte en trabajo proporcionan importantes datos sobre mecánico. Una de las medidas del la evolución de la actividad volcánica. carácter explosivo de los volcanes es La mayoría de los volcanes del mundo la naturaleza de sus productos. Las ni siquiera reciben este tipo de atenerupciones de tipo efusivo se caracte- ción básica; por descontado, tampoco rizan por sus coladas de lava, mien- son vigilados por los instrumentos de tras que las erupciones explosivas se gran perfección disponibles hoy en distinguen por lanzar fragmentos en día. forma de ceniza volcánica, pequeños trozos de roca y bloques. En las islas n el monte Santa Elena, unos Hawai, cerca del 98 por ciento de los métodos funcionaron mejor que productos de erupción son lavas efu- otros. Los datos de su actividad histósivas, mientras que en los volcanes rica nos sitúan las erupciones durante que bordean el Pacífico ocurre casi lo el período comprendido entre 1831 y contrario, es decir, el 90 por ciento de 1857, lo cual, si bien permite clasifilos productos de las erupciones son car al volcán como activo, nos informa fragmentos de roca. sobre un lapso de tiempo demasiado corto para que pueda tener significado os volcanes se localizan en tres estadístico. La cartografía geológica y ámbitos de tectónica peculiar. Los las dataciones permitieron establecer volcanes de cada una de ellas difieren veinte períodos eruptivos, con emisión notablemente de los de las otras en lo de productos diversos, durante los que a su comportamiento explosivo se últimos 4500 años, demostrando la refiere. Tal como hemos visto, los vol- existencia de una serie de caracteres canes del círculo de fuego se levantan distintivos importantes. Los intervaa lo largo de las zonas de subducción, los de inactividad determinaron dos donde se produce la convergencia de poblaciones: la de 100-150 años y la de las placas tectónicas. Estos volcanes 400-500 años. Los dos últimos interson, generalmente, de tipo explosivo. val os de ina ctiv idad, anteri ore s a Los volcanes de fisura se localizan en 1800, fueron del tipo de corta durazonas de divergencia de placas y sus ción. Los materiales eruptivos demoserupciones son de tipo más efusivo, traron también que eran frecuentes especialmente las submarinas profun- las explosiones de ceniza y piroclastos das. Sin embargo, si la erupción de los y que las erupciones históricas del volcanes fisurales se produce con poca monte Santa Elena afectaban a granprofundidad de agua, o en la corteza des zonas. Fue este tipo de análisis el continental, puede entonces ser explo- que llevó a Crandell y a Mullineaux a siva. Los volcanes de los focos térmi- predecir la peligrosidad del volcán. cos, que atraviesan las placas tectóniEn 1980, la vigilancia sísmica del cas, son generalmente efusivos cuando enjambre de terremotos en aumento se localizan en zonas con corteza oceá- localizados bajo el monte Santa Elena
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alertó, con una semana de anticipación, sobre las pequeñas erupciones explosivas. La fotogrametría y las medidas electro-ópticas de distancia dieron cuenta de la impresionante deformación de la superficie topográfica asociada a la prominencia creciente de la vertiente norte de la montaña. No hubo cambios en el ritmo de la sismicidad o en el de la deformación del suelo antes de la erupción del 18 de mayo, pero el hecho de que estos fenómenos prosiguieran fue para todos un aviso de que algo importante estaba ocurriendo bajo el volcán. Este aviso permitió al gobernador Ray y al Servicio Forestal de los Estados Unidos mantener su orden de clausura de la zona, a pesar de las continuas peticiones de libre acceso a ella. Su firmeza salvó millares de vidas. En los meses siguientes al 18 de mayo de 1980, se previeron con éxito las pequeñas erupciones explosivas, pero no por ello menos significativas, del 12 de junio, 22 de julio, 7 de agosto y 16 de octubre. Varias horas antes de las erupciones del 12 de junio y del 7 de agosto se produjeron temblores volcánicos, y también horas antes de las erupciones del 22 de julio y del 16 de octubre se registraron pequeños terremotos anormales debajo mismo de la montaña. Una serie de anomalías en las características de las emisiones de gases y de las deformaciones menores de la superficie topográfica precedieron, igualmente, en horas o en días, a algunas de las erupciones producidas con posterioridad al 18 de mayo.
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ualquier cambio de las características globales observado por los aparatos de vigilancia despierta sospecha y la experiencia ayuda a valorarlo. Se han registrado falsas alarmas, inevitables por lo demás en los temas de predicción aleatoria. Los medios técnicos no han resuelto aún el viejo problema de discernir el grado de certeza que nos faculta para dar, sin precipitación, la señal de alarma real.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA VOLCANOLOGY.
Howel Williams y A. R. McBirney. Freeman, Cooper and Co., 1979. FIRE AND ICE: THE CASCADE VOLCANOES . Stephen L. Harris. Pacific Search Press, 1980. 1980 ERUPTIONS OF MOUNT ST. HELENS. Dirigido por Peter W. Lipman y Donal R. Mullineaux. U.S. Geological Survey Professional Paper n. o 1250, 1981.
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Dinámica del volcán Kilauea John J. Dvorak, Carl Johnson y Robert I. Tilling El Kilauea es uno de los volcanes mejor estudiados del mundo. Su observación ha ayudado a comprender el comportamiento de los volcanes activos y anticiparse a otras erupciones destructivas posibles
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l filo de la medianoche del día 2 de enero de 1983, junto con nuestros colegas del Observatorio Vulcanológico de Hawai asistimos al inicio de una de las erupciones más prolongadas y extensas que se recuerdan en la historia. Una oleada de temblores, así como la continuada hinchazón del terreno en torno del volcán Kilauea, indicaban que la tierra se estaba desgarrando lentamente bajo la creciente presión de la roca fundida, en su ascenso hacia la superficie. Casi a las veinticuatro horas del comienzo de esta actividad, apareció un resplandor rojo por el horizonte este. Al mismo tiempo, cesaron los temblores y fueron reemplazados por la inconfundible vibración rítmica — como latidos de un corazón— de la lava brotando en borbotones del subsuelo. El volcán Kilauea continúa en erupción hoy en día. Desde 1983, sus coladas de lava han cubierto casi unos 100 kilómetros cuadrados, y han añadido unas 120 hectáreas de superficie a la isla de Hawai. Los últimos episodios de actividad del Kilauea han destruido más de 180 viviendas y hecho evacuar a cientos de personas. Las mencionadas efusiones también han tenido importantes consecuencias positivas: el estudio del comportamiento del Kilauea ha ayudado a predecir erupciones y aminorar así las pérdidas de vidas humanas y propiedades que ocasionen, como sucedió el año 1991 en la del monte Pinatubo, en las Filipinas. Por otra parte, el volcán Kilauea ofrece un mirador único para observar los procesos geológicos que operan en el interior de la Tierra. Las perforaciones geológicas más profundas apenas penetran allende 10 kilómetros, una seiscientava parte de la distancia al centro del planeta, mientras que las coladas de lava arro jadas por el Kila uea proporcionan muestras directas de materiales procedentes de decenas o tal vez centena-
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res de kilómetros de profundidad. Cada episodio eruptivo ofrece una inestimable demostración de los procesos volcánicos que han formado más del 80 % de la superficie subaérea y subacuática total de la Tierra. El Kilauea es el más activo entre los cinco volcanes que han formado la isla de Hawai, y sus erupciones han sido presenciadas a lo largo de los siglos por los habitantes de la Polinesia. Ellos le dieron el nombre de Kilauea, que significa “nube de humo que asciende”. Los nativos de Hawai atribuían la actividad volcánica a las acciones de la diosa Pele, cuyo hogar tradicional es Halemaumau (“casa del fuego eterno”), el vasto cráter que se abre en la cima del Kilauea. Dicho cráter ha sido escenario de una repetida actividad volcánica, al menos desde 1820, fecha de los primeros documentos que lo describen. La mitología hawaiana indica que los primitivos habitantes de la Polinesia poseían un conocimiento sorprendentemente profundo de las islas que habitaban. Según la leyenda, las islas Hawai van creciendo en antigüedad del sudeste al noroeste del archipiélago. Confirman esta progresividad las técnicas de datación modernas, que requieren la medición precisa de elementos radiactivos en muestras de rocas. En efecto, la gran isla Hawai es la más joven de este archipiélago; se ha formado en el último millón de años y
sigue creciendo todavía. Los volcanes más antiguos de este rosario insular se sitúan a unos 5000 kilómetros al noroeste, cerca de las islas Aleutianas, y datan aproximadamente de 70 millones de años.
1. COLADAS DE LAVA de la erupción del Kilauea. Han transformado el paisaje de Hawai. Desde 1983 hasta 1986 el volcán expulsó emisiones aisladas de lava muy espectaculares, como la que se observa al fondo de esta fotografía de 1985. La roca fundida fluye ahora del subsuelo de un modo más tranquilo y continuado. Y es ésta la manifestación más recient e de una dilatada acción geofísica que ha ido formando la cadena entera de volcanes hawaianos a lo largo de los últimos 70 millones de años.
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La ordenada progresión de antigüe- central de esta placa, lejos de cualdad de las islas Hawai y su ubicación quiera de los lugares (loci) de activien mitad del océano Pacífico parece en dad mencionados. principio desconcertante. Se acepta generalmente que la mayor parte de l misterio de la presencia del la actividad geológica de la Tierra está Kilauea y otros volcanes de asociada a los movimientos de poten- intraplaca análogos fue explicado en tes bloques de rocas de la corteza y de 1963 por J. Tuzo Wilson, de la Unila zona superior del manto terrestre, versidad de Toronto. La distribución muchos de los cuales delimitan los de edades de las islas hawaianas, grandes continentes. Estos bloques, o razonaba Wilson, confirma el lento placas, yacen sobre materiales más avance de la corteza oceánica sobre calientes y deformables de la zona infe- un punto relativamente fijo y situado rior del manto. En los márgenes entre a gran profundidad, por donde placas, donde la superficie terrestre se asciende el material fundido del comprime o se disgrega, tienden a pro- manto terrestre, al cual denominó ducirse volcanes y fuertes movimien- “punto caliente”. Según su teoría, a tos sísmicos. El famoso “anillo de medida que la placa del Pacífico profuego” que rodea al océano Pacífico, cede hacia el noroeste, el punto caliente formado por los volcanes de las Filipi- origina una sucesión lineal de volcanas, Japón y Alaska, delimita la placa, nes. Los geofísicos han señalado la enorme, del Pacífico. No obstante, el posible existencia de al menos 100 volcán Kilauea se asienta en la región puntos calientes en todo el globo, pero
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el de Hawai es el más enérgico y el mejor conocido. Partiendo de las edades relativas de las islas hawaianas, Wilson calculó que la placa del Pacífico se desplaza por término medio unos nueve centímetros por año. Las recientes mediciones de las posiciones relativas de las masas de tierra, obtenidas de la temporización de señales radioeléctricas procedentes del espacio interestelar, han confirmado que el fondo del océano Pacífico está avanzando hacia el noroeste con velocidad casi exactamente igual a la anteriormente mencionada. Cada volcán de éstos, transportado y alejado de la fuente magmática por la placa del Pacífico, se extingue al cabo de aproximadamente un millón de años, y entonces el material magmático procedente del punto caliente aflora a la superficie en una localización contigua, iniciando así la
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2. EL PUNTO CALIENTE DE HAWAI representa una fuente de calor anómala de larga duración, que origina el ascenso de material de la zona profunda del manto. Se trata de un punto que ha permanecido bastante fijo durante decenas de millones de años; a medida que la placa del Pacífico se desplaza hacia el noroeste, los aparatos volcánicos más antiguos se extinguen y otros nuevos aparecen, por lo que las islas son cada vez más jóvenes hacia el sudeste del archipiélago. Este punto caliente es el que en la actualidad alimenta de magma a los cinco volcanes de la isla de Hawai, incluido el Kilauea.
formación de un nuevo aparato volcánico. Cabe suponer que tal fue el origen de la cadena entera de islas. En 1971, W. Jason Morgan, de la Universidad de Princeton, describió con una precisión mayor la naturaleza del proceso responsable del vulcanismo del archipiélago de Hawai. Según su hipótesis, los puntos calientes eran manifestaciones superficiales de estrechos penachos constituidos por materiales extraordinariamente ardientes que ascienden a través del manto terrestre. Aunque las rocas del manto sean nominalmente sólidas, están sometidas a temperaturas tan elevadas y presiones tan intensas que alcanzan la fluidez, formando gigantescas corrientes que ascienden y descienden lentamente por el interior de la Tierra. En una situación de este tipo, se generan puntos calientes por encima de la corriente que sube; seme jante flujo ascendente debería producir no sólo un centro de actividad volcánica (locus), sino también una protuberancia más extensa, en la superficie que rodea el punto caliente. Las mediciones del perfil de la Tierra indican que el fondo oceánico, en varios centenares de kilómetros alrededor de la isla mayor de Hawai, está realmente elevado unos pocos kilómetros sobre la corteza circundante. El modelo de pluma de manto no indica dónde se origina el material magmático del punto caliente. Los
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análisis de la composición mineral de las lavas hawaianas revelan que éstas se clasifican al menos en dos categorías químicamente distintas. Una de estas categorías de lavas es muy probable que derive de la misma zona materia prima para las erupciones del superior del manto que suministra las volcán Kilauea. Para conocer más en detalle las actirocas basálticas en las dorsales oceánicas, donde se produce la separación vidades de un volcán es necesario de placas y ascienden rocas fundidas establecer un contacto muy próximo y calientes que forman el nuevo suelo con una de estas infernales manifesmarino. (El ejemplo más conocido de taciones. Con tal finalidad, Thomas A. este fenómeno lo constituye la dorsal Jaggar, Jr., uno de los primeros en Centro-Atlántica, la cual emerge del estudiar los procesos del vulcanismo nivel del mar al atravesar Islandia.) activo, fundó el Observatorio VulcanoEn cuanto al origen de la otra catego- lógico de Hawai en 1912. Este centro ría química de lavas del Kilauea, es se levanta sobre el Uwekahuna (“acanmuy poco lo que se sabe; numerosos tilado de las lamentaciones de los geoquímicos sospechan que la consti- sacerdotes”), peñón de 100 metros de tuyen minerales procedentes de una altura desde donde los antiguos sacerzona inferior del manto que mantiene dotes observaban el cráter Halemauuna misma composición química mau. Al presenciar los desmanes de la desde la formación del planeta Tierra. ardiente diosa Pele, los sacerdotes advertían que el suelo del Halemaun su ascenso desde las regiones mau a menudo se desplomaba abrupprofundas, el material sólido tamente, al tiempo que aparecía el sufre una notable relajación de la pre- rojo resplandor de una erupción a lo sión, lo que posibilita la fusión de algu- largo de un flanco del cráter, lo cual nos de los minerales componentes. interpretaban como que Pele se trasDebido a su menor densidad, la parte ladaba por un camino subterráneo fundida —más ligera— de las rocas desde el Halemaumau hasta las zonas asciende, separándose del residuo más bajas del Kilauea. Desde esa sólido a medida que migra hacia zo nas misma posición privilegiada en Uwemenos profundas. (La roca fundida kahuna, los autores, y numerosos recibe el nombre de magma mientras colegas, han sido testigos de la irrefrese encuentra en el subsuelo, y el de nable furia del Kilauea. lava cuando aflora a la superficie.) Los Las características superficiales del experimentos de laboratorio indican volcán son bastant e complej as. Su que el material magmático ascendente cima se eleva suavemente hasta una se congrega en bolsas, y esos tanques cota de más de mil metros sobre el de roca líquida se abren paso a través nivel del mar, y más de seis mil resde la zona superior sólida del manto y pecto al fondo oceánico. El cráter la corteza, creando para ello grietas Halemaumau constituye la zona cenlenticulares por las que fluyen. Cuando tral de una caldera, región amplia y el magma alcanza la zona superior de poco profunda que alcanza hasta cinco la corteza, proporciona el calor y la kilómetros de diámetro en algunos
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lugares. Dos largas y elevadas dorsa- su cima, bien dentro del volumen del resultado sumamente eficaz para el les, también denominadas zonas de volcán. seguimiento de los procesos de deforfractura (rift), parten desde la cumEn las postrimerías de la década de maciones leves en el volcán Kilauea, bre; remedan en cierto modo la estruc- los sesenta, Richard Fiske y Willie y ello nos ha permitido conocer la protura de las dorsales oceánicas. La Kinoshita, ambos adscritos al Obser- fundidad y el volumen del magma zona de fractura que se extiende hacia vatorio Vulcanológico de Hawai, con- encerrado. la región sudoeste se halla en un rela- firmaron la profundidad estimada por tivo reposo. Casi toda la actividad Mogi y encontraron que el centro de os expertos han iniciado ya la reciente del Kilauea se concentra a lo la zona de deformación se desplazaba investigación del interior del largo de la otra fractura, dirigida ocasionalmente dentro de la región Kilauea, sirviéndose de técnicas de hacia el este, la cual llega hasta más cimera del Kilauea. Este comporta- tomografía, poderoso método de análide 100 kilómetros de distancia de la miento indica que el embolsamiento sis desarrollado para la obtención y el cima volcánica, bastante dentro del magmático no consiste en una cavidad examen de imágenes en medicina. Los océano Pacífico. Ambas zonas de rift única, sino en una serie de cámaras geólogos que adoptan este enfoque exase encuentran rodeadas por un gran conectadas, que se rellenan de magma minan las ondas sísmicas que han número de fallas paralelas, grietas y a diferentes ritmos. pasado a través del volcán, y de los conos rocosos expulsados en las erupEn el pasado, los geofísicos se apo- cambios de velocidad y dirección que ciones anteriores. yaban en las técnicas normalizadas de sufren dichas ondas a lo largo de su tralevantamiento topográfico para medir yectoria pueden inferir la estructura medida que se aprende a inter- los continuos cambios experimenta- interna del sistema volcánico. Debido pretar el lenguaje del volcán, el dos por el Kilauea. Este método de tra- al estado de tensión permanente del Kilauea va narrando elocuentemente, bajo requiere realizar repetidas medi- terreno que rodea al Kilauea, no escaa través de continuos cambios morfo- ciones en cientos de puntos de referen- sean las señales sísmicas, y así no pasa lógicos, los procesos que se esconden cia escogidos sobre la superficie del un mes sin que se produzca un terrebajo su piel. En los años diez de nues- volcán. Afortunadamente, en los últi- moto de intensidad 4,0 por lo menos, tro siglo, Jaggar observó que la región mos años ha entrado en servicio una suficiente para hacer sonar una vajicimera del volcán sufría ondulaciones red de satélites en órbita alrededor de lla. A finales de los ochenta, Phyllis Horeiteradas, de lentos levantamientos la Tierra: el sistema de posicionado Liu, que trabajaba entonces en el Insdel terreno y rápidas subsidencias mundial (“Global Positioning Sys- tituto de Tecnología de California, posteriores, procesos que a menudo tem”, o GPS). Estos satélites transmi- obtenía imágenes tomográficas del coincidían con alguna actividad erup- ten señales de radio que son captadas embolsamiento magmático situado tiva a lo largo de las zonas de rift. Pro- por receptores distribuidos por toda la bajo la cima del Kilauea. Sus mapas puso que tales movimientos eran cau- superficie del volcán, los cuales poseen muestran que este reservorio yace a sados por una lenta acumulación del la capacidad de obtener medidas de unos pocos kilómetros de profundidad. magma en un embolsamiento superfi- sus posiciones relativas con precisión Pudiera extrañar que tras su largo cial localizado exactamente debajo de de unos pocos centímetros. A medida recorrido a través del manto terrestre la cima del volcán, seguido por una que el material magmático fluye desde hasta la corteza, este magma ascenimportante y rápida extrusión de este la base del volcán, la superficie del dente se detuviera para acumularse magma cuando se produce una erup- terreno suprayacente sufre ligeras en un embolsamiento tan cercano a la ción. En el modelo de Jaggar el embol- deformaciones, en elevación o hundi- superficie. Michael Ryan, del Servicio samiento magmático actúa como una miento, y de esta manera modifica las Geológico Americano en Reston, atriespecie de globo enterrado en el sub- posiciones de los puntos tomados como buye tal comportamiento a las pequesuelo del Kilauea, que, cuando se llena referencia. El sistema GPS nos ha ñas diferencias en densidad entre el de nuevo material magmático, se infla y hace levantar la superficie del terreno, produciéndose después la subsidencia de la misma al extruirse el magma y por consiguiente vaciarse el tanque. Los modelos teóricos predicen que una pequeña cavidad presurizada semejante a un globo, empotrada en la tierra, produciría un levantamiento superficial del terreno con una morfología de bóveda. Estas predicciones han logrado una rotunda confirmación merced a las mediciones topográficas de la elevación del terreno realizadas en la cúspide del Kilauea y de varios otros volcanes activos. En 1958, Kiyoo Mogi, del Instituto de Investigaciones Sísmicas de Tokyo, utilizó un modelo teórico de cavidad a presión, en unión de datos sobre los movimientos superficiales observados en el 3. LA MAYOR DE LAS ISLAS HAWAI aloja hasta cinco volcanes, pero sólo el Kilauea Kilauea, para estimar que el embolsa- persiste en erupción. Se considera apagado el de Kohala, y los de Mauna Kea y miento magmático yace a solamente Hualalai han estado inactivos durante 4000 años y 190 años, respectivamente. La tres a cuatro kilómetros por debajo de última erupción del Mauna Loa se produjo en 1984.
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cuerpo magmático ascendente y los materiales rocosos encajantes que forman la parte más alta del volcán. A medida que el magma asciende hacia la superficie, los gases disueltos se escapan de esta solución, igual que se libera el dióxido de carbono del agua de soda al abrirse la botella; el magma, pues, se desgasifica y se rellenan de burbujas los materiales encajantes. Por culpa de esos espacios huecos llenos de gas, la lava extruida en un proceso eruptivo presenta una densidad del 10 al 20 % menor que la que poseía cuando estos materiales se encontraban en el subsuelo; en cierto sentido, el volcán flota sobre el tanque magmático subyacente. Con el tiempo, las coladas de lava
del Kilauea se van enterrando, recubiertas por otros flujos de lava de erupciones posteriores. A una determinada profundidad bajo la superficie del volcán, el peso de este apilamiento de coladas lávicas aplasta y cierra la s citadas burbujas. Por tanto, a medida que la profundidad aumenta, las lavas sufren una mayor presión litostática hasta alcanzar valores de densidad que igualen la que caracteriza el cuerpo magmático; este equilibrio se establece a unos tres kilómetros por debajo de la superficie del volcán Kilauea, explicándose de este modo la profundidad del embolsamiento magmático. El magma allí encerrado sólo puede ascender a un nivel superior bajo el impulso de una presión adicio-
nal, la cual puede generarse por la inyección de magma de una fuente más profunda, derivada de la pluma de manto.
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esde líneas diversas de investigación se llega a la conclusión evidente de que toda la lava extruida por el Kilauea pasa a través del embolsamiento magmático que se halla debajo mismo de la cima del volcán. Esta región siempre experimenta fenómenos de subsidencia al tiempo que se producen erupciones en las zonas de fractura, lo que demuestra que existen escapes de magma del reservorio principal. Los estudios realizados en el Observatorio Vulcanológico de Hawai indican que el volumen afectado por el proceso de subsidencia es igual o mayor que el volumen de lava que emerge por la fractura (rift), salvo en el caso de que el período de la erupción sea superior a un mes, aproximadamente. Durante las erupciones prolongadas, es muy probable que el magma fluya con rapidez a tra vés del sistema de conducción entero, y sea entonces continuo el ascenso de material magmático desde la parte superior del manto, a través del embolsamiento cimero, hacia la zona de rift y la superficie. Las variaciones químicas que se presentan en las lavas del Kilauea indican también el papel crucial del tanque magmático situado bajo la cima. La composición de la lava va cambiando durante algunas de las erupciones prolongadas que se producen en zonas de rift, como sucedió en las de 1955 y 1983. Las coladas de lava que emergen al principio de una erupción de este tipo contienen minerales que cristalizan a temperaturas relati vamente bajas. Es muy probable que estas lavas, comparativamente frías, estuvieran largo tiempo almacenadas en el subsuelo a poca profundidad, seguramente en el embolsamiento magmático bajo la región cimera o en un embolsamiento secundario en la zona de rift, donde la temperatura del material rocoso fundido (magma) desciende lo bastante como para que precipiten muchas especies minerales. Al producirse una erupción en la zona de rift, la lava almacenada en el embolsamiento principal debería ir siendo evacuada hacia el exterior por la acción de un nuevo y ardiente cuerpo magmático que ascienda desde zonas más profundas. Efectivamente, 4. LA ACTIVIDAD VOLCANICA DEL KILAUEA obedece al ascenso de material calas lavas que emergen en la fase tarliente que se funde parcialmente a medida que se relaja la presión. El magma que día de una erupción producida en zona sobrenada se abre paso a través de las rocas encajantes, produciendo al avanzar de rift son más ricas en olivino, el pritemblores (cruces negras ), y se almacena en un embolsamiento a pocos kilómetros mer mineral que cristaliza al enfriarse bajo la cima del Kilauea; este material puede ser expulsado directamente hacia arriba, o bien fluir por un conducto horizontal que emerge del flanco del volcán. el magma; es también notoria la
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5. ACUMULACION DEL MAGMA en tanques comunicantes, bajo la caldera del Kilauea y bajo la zona de rift este (abajo). Se registran erupciones cuando la presión del magma alcanza
un punto crítico. Desde 1983, el magma procedente de la cámara secundaria es expulsado a lo largo de un segmento de 12 kilómetros, formándose coladas de lava (arriba).
ausencia de muchos de los minerales boca eruptiva prehistórica Hei- de magma alcanza un valor medio de baja temperatura detectados en las heiahulu, que no da señales de activi- constante en el volcán Kilauea. coladas anteriores. La temperatura de dad. En 1958, los expertos iniciaron la las últimas lavas es superior a la de medición sistemática de los cambios sus antecesoras, indicando así que a acumulación de magma en el de volumen que experimentaba el este material magmático ha pasado embolsamiento principal y el embolsamiento bajo la cima del menos tiempo enfriándose en niveles aumento de presión correspondiente en Kilauea. Tomando como base los camsomeros. la estructura interna del volcán son las bios de forma apreciados en la superUna prueba más de que el embolsa- causas últimas de la actividad del ficie del volcán se estima que desde miento principal se comporta como Kilauea. Para una buena comprensión entonces el volumen de magma almauna cámara de compensación del de la dinámica del volcán resulta, pues, cenado en dicho embolsamiento ha material magmático proviene de las fundamental calcular el ritmo de sumi- fluctuado en sólo 0,5 kilómetros cúbiobservaciones realizadas durante las nistro de magma, y su ley de variación. cos. En todo ese lapso de tiempo, el breves treguas en la actividad volcá- Puesto que a través del citado embol- volcán ha arrojado casi 2 kilómetros nica a lo largo del rift este del Kilauea. samiento parecen pasar todas las cola- cúbicos de lava, lo cual demuestra que Al inicio de tales calmas, se producen das de lava extruidas por el Kilauea, la variación de tamaño observada en multitud de movimientos sísmicos midiendo la velocidad de los flujos mag- el embolsamiento ha sido pequeña muy superficiales siguiendo dicha máticos de entrada y de salida del comparada con el volumen total de zona de fractura, entre la cima y la mismo debería poderse deducir el ritmo magma que lo ha atravesado. El cálboca eruptiva; esos movimientos sís- a que asciende el magma procedente culo del valor medio de las variaciones micos se desarrollan probablemente del manto. Estos cálculos requieren observadas en la velocidad de eruppor encima de un conducto horizontal conocer el ritmo de escape del magma ción a lo largo de muchos años deberá, por el que fluye el magma desde el desde el embolsamiento en cuestión, por consiguiente, reflejar las fluctuaembolsamiento hasta la boca erup- juntamente con cualquier cambio en el ciones en la velocidad a la cual se tiva. Las obstrucciones transitorias de volumen neto de material magmático suministra material magmático al la trayectoria del flujo de magma ori- allí almacenado. embolsamiento desde mayores proginan un aumento de la presión en el La cantidad de lava extruida es pro- fundidades. extremo de ese conducto que cae bajo bablemente algo menor que la repreDesde 1840 hasta hoy, la velocidad la cima, lo cual provoca movimientos sentada por el volumen de magma que de erupción en el volcán Kilauea, prosísmicos. Los mapas tomográficos de penetra en el embolsamiento, ya que mediada de diez en diez años, ha Ho-Liu confirman la presencia de un parte del material magmático que sale variado de 0 a 0,1 kilómetros cúbicos conducto horizontal que va desde el de tal embolsamiento puede quedarse por año. En la primavera de 1950, tras embolsamiento principal a la zona de atrapado en cavidades del subsuelo. 16 años exentos de actividad volcárift este; dicho conducto interseca un Sin embargo, al cabo de diez o más nica, empezó a crecer el número de embolsamiento situado bajo la boca años la relación entre la velocidad de movimientos sísmicos localizados eruptiva actual, y acaba debajo de la erupción y la velocidad de suministro debajo de la región cimera, y a elevarse
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miento principal corre con igual rapidez que el flujo de material lávico hacia la superficie, y ello puede explicarse considerando la naturaleza de las erupciones en las zonas de fractura.
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6. CALDERA EN LA CIMA DEL KILAUEA, con aspecto de depresión oval, recogida en la mitad inferior de esta fotografía de 1989; el enorme cráter circular es el Halemaumau. El penacho de gases al fondo señala la actual erupción en la fractura este.
el terreno que la circundaba, manifestando así que el ritmo de suministro de material magmático al embolsamiento iba en aumento. A partir de entonces, la velocidad eruptiva del volcán ha sido netamente superior a los valores medios que se habían detectado en largos períodos. La máxima velocidad de suministro de magma probablemente se presenta cuando el volcán se encuentra en un continuo, o casi continuo, estado eruptivo. Donald Swanson, del Servicio Geológico Americano en Seattle, calculó que, durante tres largas erupciones, el
Kilauea produjo aproximadamente 0,1 kilómetros cúbicos de lava por año, cantidad más que suficiente para llenar en una semana un gran estadio deportivo. Swanson señala que la región cimera no presentó ningún proceso de deformación claramente apreciable a lo largo de estas tres erupciones, y a raíz de tal observación concluye que el volumen de magma en el embolsamiento debe haber permanecido prácticamente constante. Durante erupciones muy prolongadas, se observa de manera evidente que el flujo de magma hacia el embolsa-
7. LOS MAPAS DE DEFORMACION de la cima del Kilauea muestran que la superficie se ha elevado (color naranja) mientras que el magma se acumulaba en el embolsamiento subyacente (izquierda). La subsidencia de la cima (color azul) se produce al empezar la erupción de lava por la superficie (derecha).
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a fuerza motriz que arrastra el material magmático hacia dentro y fuera del embolsamiento principal tiene su origen en la diferencia de presión entre el magma encerrado en ese tanque cimero y el magma localizado en otras bolsas que se sitúan, bien en zonas todavía más profundas bajo la cima, o siguiendo el conducto horizontal que subyace a la zona de rift este del Kilauea. A lo largo de una zona de fractura, es la pendiente topográfica del volcán la que primordialmente determina el movimiento del magma. El embolsamiento principal, exactamente bajo la cima del Kilauea, subyace a una secuencia rocosa de mayor potencia que la que techa a los embolsamientos magmáticos someros situados bajo zonas de rift. El enorme peso de los materiales rocosos de la cima genera una presión tal que estruja el magma y tiende a proyectarlo hacia la fractura. Mediante unas sencillas observaciones realizadas en el Observatorio Vulcanológico de Hawai se ha confirmado el efecto de la topografía del Kilauea sobre las erupciones. El volumen de lava extruido durante una erupción en zona de rift —y en consecuencia el volumen de magma escapado del embolsamiento principal— es proporcional a la elevación del lugar de la fractura donde se produce la erupción. Las erupciones más abundantes en tales zonas aparecen en las cotas menores, donde se registran las mayores diferencias de presión entre el embolsamiento principal y la boca eruptiva. Durante una erupción volcánica en zona de rift, la efusión de material lávico es muy intensa; asimismo, la salida de magma del embolsamiento principal tiene un carácter repentino, con lo que disminuye la presión dentro de dicha cámara magmática y se crea una diferencia de presión muy apreciable entre el embolsamiento citado y las fuentes de material magmático, más profundas, que lo alimentan. Esta diferencia de presión, a su vez, provoca que el embolsamiento se rellene rápidamente de nuevo material magmático, proceso que se manifiesta en la superficie exterior por una brusca elevación del terreno de la cumbre volcánica. A medida que la cámara magmática se rellena, esta diferencia de presión disminuye, y el ritmo de intrusión de magma proce-
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8. DOS CARAS DEL KILAUEA o la mudable naturaleza del volcán. En los tres primeros años de la erupción actual se expulsaban periódicamente cantidades ingentes de lava (iz-
dente de zonas más profundas se va haciendo más lento, hasta llegar a un equilibrio que subsistirá en tanto que la velocidad de intrusión de nuevo magma sea suficiente para mantener las enormes efusiones lávicas en las referidas zonas de rift.
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uponiendo que el razonamiento anterior sea correcto, cabe esperar que las erupciones frecuentes en las fracturas ocasionen una gran velocidad de intrusión de nuevo magma en la cámara principal. Los datos obtenidos de las erupciones históricas se ajustan claramente a tal predicción: entre 1840 y 1950 solamente hubo seis erupciones, mientras que desde 1950 se han producido 17 erupciones en zona de fractura, y en ellas el volcán Kilauea ha expulsado lava a velocidad mucho mayor. La presión del embolsamiento o cámara principal parece ejercer control tanto sobre la frecuencia de las erupciones como sobre la velocidad a la cual se suministra nuevo magma a la base del volcán. Cuando ha terminado una erupción, se producen tapones de rocas solidificadas que bloquean la trayectoria a lo largo de la cual circuló el magma. Aunque visto desde fuera el Kilauea pueda entonces parecer pacífico, se están creando intensas presiones en la estructura interna del volcán a medida que el magma continúa ascendiendo desde el manto hacia el embolsamiento principal. Cuando esta cámara vuelve a llenarse, agotando su capacidad, la presión interna sobre las rocas encajantes hace que
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quierda) en la zona de rift este. Desde 1986 la erupción del volcán se ha pacificado hasta crear un lago de lava que está cubierto de una fina corteza de roca solidificada (derecha).
éstas se resquebrajen, abriéndose nuevas trayectorias en el subsuelo. Finalmente el magma se abre paso reventando la superficie, y se inicia así otra erupción en un lugar diferente. En otoño de 1982, pudimos comprobar, con nuestros propios ojos, el inicio de este proceso. El 25 de septiembre de aquel año, una breve erupción de escasa intensidad hizo sospechar al personal científico del Observatorio Vulcanológico de Hawai que el magma embolsado bajo el Kilauea estaba sobrepasando la capacidad límite de la cámara. Abonaban tal sospecha el continuo incremento en la elevación del terreno de la cima y una desusada proliferación de movimientos sísmicos centrados bajo esa zona. Los temblores acusados en la superficie indicaban que la presión en la cámara magmática principal había alcanzado valores suficientemente altos para agrietar las rocas circundantes. A lo largo de la semana posterior a la erupción de septiembre, los movimientos sísmicos superficiales se extendieron desde la región de la cima hasta la porción contigua de la zona de rift este, señalando así la migración de magma por un conducto subterráneo que discurre desde el embolsamiento principal bajo la cima hasta dicha zona de fractura. Sometidas a una rápida elevación de la presión interna, las rocas que conformaban el conducto empezaron a resquebrajarse y desplazarse, procesos que fueron claramente registrados por los sismómetros.
Hacia diciembre, la continua acumulación de magma en el embolsamiento principal forzó la salida de material rocoso fundido hacia la zona de rift este en dirección al Makaopuhi, cráter volcánico situado a unos 20 kilómetros al este de la caldera del Kilauea. En esa región de Makaopuhi se habían producido varias erupciones de corta duración entre 1963 y 1969. Los científicos que miden los movimientos del terreno en el volcán Kilauea dedujeron que existía un embolsamiento magmático secundario emplazado bajo el Makaopuhi, en el cual probablemente quedó atrapada una porción de magma.
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os registros de movimientos sísmicos indican que el magma avanzó desde el embolsamiento principal en varias descargas breves, de pocas horas de duración cada una, que lo alejaban cada vez más de la caldera en algunos kilómetros. Por último, el 2 de enero de 1983, una rápida sucesión de terremotos superficiales cerca del Makaopuhi y una repentina elevación del terreno anunciaban que el magma había colmado el embolsamiento secundario y comenzaba a empujar para alcanzar la superficie. A juzgar por la forma de la elevación del terreno observada, el magma empezó su trayectoria ascendente alrededor de tres kilómetros por debajo del Makaopuhi, muy probablemente en el extremo superior de un embolsamiento magmático secundario. Mediante simulaciones por ordenador realizadas en el laboratorio se
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ha podido examinar la naturaleza de la ascensión final del magma. El material magmático se abrió camino por un resquicio abierto en el techo del tanque y se extendió con rapidez horizontal y verticalmente, manteniendo muy fino su espesor, por lo que llegó a parecerse a una lámina. La lava fue expulsada del subsuelo a lo largo de una fisura de 12 kilómetros de longitud, en la cual se producía la intersección de estas láminas de magma con la superficie. La formación de esta fisura ensanchó la zona de rift este alrededor de tres metros, generando así un proceso de compresión en la zona contigua de la vertiente sur del volcán Kilauea. En los tres años y medio posterio-
res, el Kilauea fue arrojando de manera episódica espectaculares emisiones de lava a lo largo de su zona de rift este. La mayoría de estas expulsiones de lava duraban menos de un día, e iban seguidas de períodos de reposo de un mes. En el verano de 1986, y tras la apertura de varias fisuras nuevas, cesaron las emisiones de lava espectaculares; desde entonces, el material fundido ha fluido, sin apenas solución de continuidad, hacia un enorme lago de lava interior. Actualmente, el material lávico de este lago ha sido drenado a través de tubos volcánicos hacia los terrenos colindantes, y se ha formado un nuevo lago de lava algunos kilómetros más cerca de la caldera de la cima.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA CHEMICAL VARIATION IN KILAUEA ERUPTIONS 1971-1974. Thomas L. Wright y
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OF L OCAL MAGMA S TORAGE Z O-
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GEOMETRY
OF
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Caliente, caliente David Schneider
Una forma novedosa de detectar las fuentes de calor de la Tierra.
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ual si de gigantescas antorchas fijas se tratara, los puntos calientes de la Tierra, que son los lugares por donde aflora su ardiente magma interior, funden las placas tectónicas que se deslizan sobre ellos. Las marcas superficiales resultantes tienen la forma de cadenas volcánicas y los geólogos se las ven y se las desean muchas veces para identificar estos volcanes del pasado y poder determinar gracias a ellos la ubicación de los puntos calientes. El método clásico de hacerlo consiste en calcular las edades de cada volcán de la cadena y la velocidad de desplazamiento de la placa en que se encuentra para inferir la situación del punto caliente. No resulta difícil comprender que la obtención de los datos requeridos cuando se hallan en el fondo de los océanos no sea tarea baladí, con las imprecisiones consiguientes en los resultados de los cálculos. Paul Wessel y Loren W. Kroenke han dado con otra forma más cómoda y puede que más precisa de realizar la tarea. Wessel estaba estudiando los movimientos de la placa del Pacífico y utilizaba el método clásico, pero se equivocó al elaborar el programa informático que debía realizar los cálculos y obtuvo una trayectoria diferente de la esperada. Tratando de corregir el error, comprendió que había obtenido la trayectoria seguida por el volcán a lo largo de los tiempos, lo que representaba todas las posiciones posibles del punto caliente generador. Sin conocer la edad del cono volcánico, no podía terminar de saberse la ubicación del punto caliente. Se le ocurrió entonces calcular las trayectorias de otros volcanes y vio
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PUNTO CALIENTE DE HAWAI
PUNTO CALIENTE DE LOUISVILLE
1. La pantalla del ordenador representa con claridad la localización de los puntos calientes de Hawai y de Louisville.
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que se entrecruzaban. Cuando aplicó el método a todos los montes e islas volcánicos originados por el punto caliente arquetípico de Hawai, obtuvo un mapa en el que una X espectacular señalaba el sitio donde actualmente se registra vulcanismo activo. Aunque el resultado no pudiese calificarse de descollante, pues cualquiera sabe hoy día que existe un punto caliente bajo Hawai, Wessel y Kroenke refinaron el procedimiento para que permitiese conocer mejor los movimientos anteriores de la placa del Pacífico y proporcionase información sobre otros puntos calientes de la zona mucho menos conocidos. Terminaron por automatizarlo y aplicarlo a la enorme cantidad de cerros volcánicos ide ntificados mediante altimetría radárica desde satélites, información previamente secreta y hace poco disponible públicamente. Muchas cadenas volcánicas débiles apuntaron a focos borrosos, lo que pudiera indicar que también estos puntos calientes se muevan a su vez. Y lo más notable fue que el punto caliente de Louisville no aparecía donde se creía que estaba, sino 400 kilómetros más abajo. Precisamente hacía algunos años que se habían detectado movimientos sísmicos en la Polinesia francesa procedentes de esta zona, pero no se supo cómo interpretarlos. Para tratar de aclarar la cuestión, una expedición oceanográfica del centro de investigación francés IFREMER exploró la zona y recogió material volcánico muy reciente. Parece indudable que allí existe un punto caliente y se están realizando pruebas adicionales para tratar de confirmar si efectivamente se trata del de Louisville. Los geólogos están encantados ante las perspectivas que les abre este método: obtener iguales o mejores resultados que antes, pero con la mitad de los datos. ¡Y todo por un aparente error de programación!
a A D N E T S E P R L A I O Z R A A M I - 4 E 3 N T M O A
b
HAWAI
20 MA 43 MA
c
50 MA 60 MA 70 MA
HAWAI
80 MA 90 MA 100 MA
HAWAI 20 MA
43 MA
50 MA
2. Los volcanes hawaianos se alinean en dos segmentos ( a) correspondientes a la distinta dirección de desplazamiento de la placa, que cambió hace unos 43 millones de años. Las posiciones pasadas de un volcán ( b) determinan el lugar geométrico del punto caliente que lo originó, con independencia de su antigüedad. La intersección de las trayectorias de dos volcanes distintos señala el emplazamiento exacto del punto caliente que los produjo ( c ).
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Calderas volcánicas gigantes Peter Francis
Estos cráteres, de decenas de kilómetros de diámetro, los abrieron erupciones mucho más violentas que cualquiera de las registradas en la historia humana. En el último millón de años se formaron unos diez
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a erupción, el 18 de mayo de no se han producido más de diez en cámara magmática que creó la caldera 1980, del monte Santa Elena, todo el mundo. Por otra parte, una por primera vez. La magnitud de la situado en el sur del estado nor- cartografía detallada de las montañas resurgencia vertical puede rebasar el teamericano de Washington, arrojó de San Juan, Colorado, a cargo de kilómetro. A diferencia de un volcán 0,6 kilómetros cúbicos de magma y Thomas A. Steven y Peter W. Lipman, corriente, una caldera que renace es, dejó un cráter de dos kilómetros de del Servicio Geológico de los Estados pues, una ancha depresión con un diámetro. Un acontecimiento especta- Unidos, reveló la existencia de por lo macizo central. El fenómeno del resurcular, sin duda. ¿Cómo calificaríamos menos 18 calderas de 20 a 30 millones gimiento lo identificó por vez primera, otra erupción que ocurrió, 950 de años de antigüedad; se han identi- en 1939, el geólogo holandés R. W. van kilómetros al este del monte Santa ficado muchas otras de edad compa- Bemmelen durante el estudio de la Elena, hace unos 600.000 años? Este rable en el sur de Nuevo México, caldera de Toba, en Sumatra septenfue el cuadro: vomitó 1000 kilómetros Ariz ona y Nevada. En los últi mos trional. Van Bemmelen calculó que el cúbicos de piedra pómez y ceniza y decenios, los vulcanólogos han avan- fondo de la caldera se había hundido dejó una caldera alargada de 70 kiló- zado a buen ritmo en la comprensión hasta dos kilómetros, permitiendo que metros en su dimensión máxima. (Las de los orígenes de calderas gigantes se formara un lago, y que luego se calderas son grandes cráteres volcá- que renacen y de las catastróficas había elevado centenares de metros y nicos.) Los efectos encubridores de la erupciones que las forman. creado la isla Samosir, situada en el vegetación y la glaciación hacen que El mecanismo fundamental de for- centro del lago. La de Toba sigue resulte muy difícil identificar hoy las mación de una caldera está claro. La siendo hoy la mayor caldera renaseñales de dicha erupción; el vestigio súbita emisión de grandes volúmenes ciente conocida: su dimensión máxima más obvio es el géiser Old Faithful, de magma desde una cámara magmá- ronda los 100 kilómetros. Pero Toba del Parque Nacional de Yellowstone. tica situada a pocos kilómetros bajo la apenas ha recibido atención suficiente Yellowstone es, sin duda, un producto superficie terrestre elimina brusca- por parte de los investigadores; los de procesos volcánicos que funcionan mente el apuntalamiento del techo de detalles sobre la resurgencia los han a la escala máxima: una caldera resur- la cámara. El techo se hunde y aparece desvelado principalmente científicos gente, es decir, una caldera cuyo fondo una caldera en la superficie. En una adscritos al Servicio Geológico norse ha abovedado lentamente durante obra clásica sobre la geología volcá- teamericano que han estudiado las los milenios transcurridos desde la nica de Escocia, publicada en 1909, C. calderas del sudoeste de Estados erupción. Las calderas en trance de T. Clough, H. B. Maufe y E. B. Bailey Unidos. La misma expresión caldera renacer son, con mucho, las mayores propusieron la primera explicación de renaciente la acuñaron, en 1962, del planeta. Por consiguiente, erupcio- este proceso, al que denominaron sub- Robert L. Smith y R. S. Bailey, del nes volcánicas como la que formó la sidencia de caldera. El proceso tiene Servicio Geológico. caldera de Yellowstone deben con- lugar en una amplia gama de escalas, Otra característica de dichas caldetarse entre las mayores catástrofes de y genera calderas cuyo diámetro va de ras tiene que ver con la naturale za de la naturaleza, comparables tal vez con los pocos kilómetros a 50 o más. los procesos volcánicos. En cualquier el impacto de un asteroide. Aparte de su tamaño, el rasgo defi- erupción volcánica, el magma que Por suerte son raras. En los escasos nitivo de una caldera resurgente es el llega a la superficie puede salir de tres milenios de historia escrita no se ha lento levantamiento de su techo, pro- maneras: en forma de lava, en chorro producido ninguna y, en los Estados bablemente a consecuencia de la (“material que cae del aire”) o a modo Unidos, sólo se conocen tres ocurridas intrusión de nuevo magma en la de colada piroclástica. La lava no es durante el último millón de años. Además de la de Yellowstone , una 1. LA CALDERA DE CERRO GALAN, al noroeste de Argentina, no identificada en las erupción de hace 700.000 años formó prospecciones geológicas normales de la región, se descubrió merced a esta imagen la caldera de Long Valley, en en falso color obtenida desde un satélite Landsat. El propio tamaño de la caldera la enmascaraba. El borde de la caldera, cubierto de nieve en algunos puntos, es una California, y otra abrió la caldera de Valles, Nuevo México, hace un millón elipse de 34 kilómetros de diámetro máximo (norte-sur). El centro, también cubierto de nieve, es una elevación cuya cima queda a seis kilómetros del nivel del mar. La de años. Tal vez se llegue a demostrar elevación (un centro resurgente) resulta de la acumulación de magma nuevo bajo la que ocurrieron erupciones de edad superficie durante milenios, tras la erupción catastrófica que allí se produjo, que ha parecida en otras partes del mundo. abovedado el fondo de la caldera. El terreno grisáceo y muy abarrancado que rodea Con todo, probablemente se constate la mitad norte de la caldera es el resquicio muy erosionado de un gran abanico de que durante el último millón de años ignimbrita, roca que se formó con la piedra pómez y la ceniza arrojada s en la erupción.
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2. RISCO DE IGNIMBRITA de casi medio kilómetro de altura que aflora por erosión en Cerro Galán, en un punto del abanico de ignimbrita situado a unos 20 kilómetros al oeste del borde de la
más que magma que sale a la superficie, se derrama en forma líquida y se solidifica en roca ígnea finamente cristalina, o incluso vítrea. Según la composición del magma, la roca será basalto, material gris oscuro relativamente pobre en sílice (SiO2), andesita o dacita y riolita, material gris claro rico en sílice. La erupción de magma en chorro está formada por piedra pómez, o pumita (sustancia vítrea espumosa), junto con partículas más finas de ceniza y polvo. (El término polvo suele aplicarse a partículas de menos de cuatro micrometros de diámetro. Las partículas de entre 4 y 63 micrometros reciben el nombre de ceniza fina.) El material se origina cuando fragmentos de magma solidificado son arrojados atmósfera arriba por gases convectivos muy calientes. Las coladas piroclásticas también están compuestas de pumita, ceniza y polvo. Aquí, sin embargo, el ma terial volcánico forma una nube incandescente pegada al suelo que corre por la superficie a velocidades de hasta 100 metros por segundo, flotando fluidizada por gas caliente. A menudo la nube deposita clastos, o sea fragmen-
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caldera. Cada capa horizontal del risco representa material depositado por una erupción distinta; la superior corresponde a la erupción que formó la caldera, hace unos 2,6 millones de años.
tos, de pumita a muchas decenas de kilómetros de la fuente de la erupción.
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a mayoría de las erupciones volcánicas producen lava y cenizas que caen del aire; las coladas piroclásticas son menos comunes. En cambio, en erupciones que forman una caldera resurgente las coladas piroclásticas representan con mucho la proporción máxima de lo arrojado. Las coladas piroclásticas suelen acumularse en una caldera renaciente en lechos de más de un kilómetro de grosor; en la base de cuyo montón los clastos de pumita se ablandan y cementan entre sí, produciendo una roca característica e inconfundible. En 1935, P. Marshall, estudiando la roca resultante de coladas piroclásticas en Nueva Zelanda, la bautizó ignimbrita: roca de nube de fuego. Hoy el término se aplica a depósitos dejados por coladas piroclásticas pumíticas, estén o no cementados los clastos. Grandes grosores de ignimbrita soldada son un indicio excelente de calderas antiguas. Las calderas renacientes son grandes, y es extraordinariamente voluminoso el material arrojado por las erup-
ciones que las conforman. No obstante, cuesta identificarlas. En mu chos casos quedan disimuladas por sus propias dimensiones. Años atrás, M. C. W. Baker y el autor emprendimos una búsqueda de calderas en la cordillera andina de Sudamérica por medio de imágenes obtenidas desde satélites Landsat. En la búsqueda se sacó partido de la gran ventaja que ofrecían las imágenes obtenidas desde satélite en comparación con la fotografía aérea tradicional: la altura de la nave espacial (900 kilómetros) brinda una vista sinóptica, imposible de obtener de otra manera, de grandes estructuras de la superficie terrestre. Descubrimos dos grandes calderas que habían pasado desapercibidas en prospecciones geológicas anteriores. La más impresionante de las dos es la caldera de Cerro Galán, al noroeste de Argentina, de 34 kilómetros de diámetro y rodeada de un espectacular abanico de ignimbrita que se prolonga 70 kilómetros más allá de la linde de la caldera. Más tarde supimos que también habían detectado la caldera J. D. Friedman, del Servicio Geológico, y Grant H. Heiken, del Centro
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3. IGNIMBRITA CEMENTADA, vista a tamaño natural, fotografiada en los flancos de la caldera de Valles, en Nuevo México. Las listas oscuras son clastos, o fragmentos, comprimidos de pumita vítrea (roca volcánica espumosa) que se ablandaron y fundieron al calor de la capa de productos emitidos por la erupción que formó la caldera. Los clastos se encuentran en la actualidad en una roca densa y dura.
Espacial Johnson, en fotografías obtenidas en 1974 desde la nave espacial Skylab 4 . La caldera es tan moderna (2,6 millones de años) y su estructura tan definida que apenas cabía dudar de su naturaleza. La segunda caldera era menos evidente. Las imágenes Landsat que examinamos nos indujeron a creer que e l macizo montañoso boliviano Kari Kari, de cinco kilómetros de altura, probablemente representara el centro resurgente de una gran caldera antigua. Una cartografía anterior del Kari Kari, sin embargo, indicaba que el macizo era un batolito: una gran masa de roca ígnea cristalina de grano grueso que se había solidificado dentro de la corteza terrestre y había aflorado como consecuencia de la erosión. Nuestro trabajo de campo en el lugar pronto confirmó la identificación. La textura soldada de la roca del macizo demostró concluyentemente que se trataba de ignimbrita. El centro resurgente constituye la prueba de una caldera cuya dimensión mayor medía originariamente unos 36 kilómetros de diámetro. Tiene 20 millones de años. Hemos hallado algunas otras calderas en partes inexploradas de los Andes centrales.
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n principio, parece que el lugar donde con más probabilidad puede registrarse una erupción que forme una caldera renaciente es una zona de subducción, el límite, en la superficie terrestre, donde una placa de corteza oceánica resbala bajo una placa continental y se sumerge hacia el manto subyacente. Al fin y al cabo, las zonas de subducción son lugares de actividad volcánica y sísmica intensa. La caldera de Toba, en Sumatra, se halla en un contexto de ese tipo. Sin embargo, en la mayoría de los casos, el contexto geológico es mucho menos sencillo. Por ejemplo, la mayoría de las calderas norteamericanas más recientes quedan a centenares de kilómetros de cualquier zona de subducción moderna. Con todo, las calderas renacientes no están distribuidas al azar por el planeta. Las ignimbritas que las
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4. IGNIMBRITA NO CEMENTADA fotografiada en los flancos de la caldera de Cerro Galán. Los clastos de pumita se hallan en una matriz de ceniza y polvo volcánicos. Pueden extraerse con la mano.
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5. LLUVIA DE CENIZAS de las tres erupciones que dejaron calderas renacientes en los Estados Unidos en el último millón de años. Una erupción de hace un millón de años produjo la caldera de Valles, en Nuevo México; una erupción ocurrida hace 700.000 años formó la caldera de Long Valley, en California, y otra de hace 600.000 años formó la de Yellowstone, en Wyoming. La car-
tografía la efectuaron, principalmente, G. A. Izett y sus colaboradores; el límite, incierto, de la ceniza de la caldera de Valles se representa por la línea a trazos. Los volcanes corrientes pueden esparcir ceniza por grandes extensiones, pero el grosor de la capa de ceniza dejada por una erupción que forma una caldera se mide en centímetros, no en fracciones de milímetro.
6. CENIZA DE LA CALDERA DE TOBA, en Sumatra, que se depositó hace 75.000 años sobre una región que comprende la mayor parte de la bahía de Bengala y zonas de Sumatra, Sri Lanka y la India. El modelo de distribución lo determinó
un grupo encabezado por Dragoslav Ninkovich, quienes descubrieron una capa de ceniza de más de 10 centímetros de grosor en testigos extraídos del fondo marino a distancias de hasta 2000 kilómetros de la propia caldera de Toba.
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caracterizan son resultado de la erupción de magma dacítico o riolítico, que es viscoso, rico en sílice y se produce típicamente en regiones de corteza continental gruesa. Por consiguiente, pueden formarse calderas renacientes en regiones de la corteza continen tal donde una pluma termal (un “pun to caliente”) del manto terrestre sea lo suficientemente grande y duradera para fundir vastos volúmenes de roca. La pluma no funde la corteza continental directamente; funde parte del manto y crea un magma ba sáltico. El magma basáltico asciende, fundiendo la roca a niveles más someros.
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onsideremos algunas calderas en particular. En los Estados Unidos, la caldera de Yellowstone queda en el extremo nororiental de una senda de actividad volcánica que empieza en Idaho, en la roca basáltica de la llanura del río Snake. En el transcurso de los últimos 15 millones de años, el foco de actividad volcánica ha emigrado a lo largo de la ruta hasta su actual posición de Wyoming, tal vez en respuesta al desplazamiento de la placa que incluye la corteza continental norteamericana por encima de una pluma termal fija del manto. Varias otras calderas, de no más de escasas decenas de millones de años, caen en una zona de centenares de kilómetros de anchura que abarca Nevada, Arizona, Utah y Nuevo México. La caldera más moderna del grupo queda en los flancos del valle de fractura (“rift”) de Río Grande, que discurre centenares de kilómetros hacia el norte, a través de Nuevo México, hasta Colorado. Se considera que en el rift de Río Grande la corteza continental ha sufrido un cierto adelgazamiento, a causa del propio valle de fractura. Se supone que un proceso parecido ha abierto valles de fractura en la corteza oceánica en las cercanías de muchos de los arcos insulares del Pacífico. En el rift de Río Grande, el adelgazamiento puede haber permitido que el calor procedente del manto ejerciera un efecto muy pronunciado. También pueden darse en otros contextos. En Argentina y Bolivia se han formado calderas renacientes no sólo a lo largo de la cordillera volcánica principal de los Andes, sino también en una segunda cordillera, situada a más de 200 kilómetros tierra adentro. No hay aquí indicios claros de adelgazamiento cortical, sino todo lo contrario: la corteza continental puede medir hasta 40 o 50 kilómetros de grosor bajo las calderas de Cerro Galán y Kari Kari. Se cree que los conductos magmáticos que llegan
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7. UNA COLUMNA PLINIANA se origina en una erupción volcánica cuando el ritmo de erupción es grande, cuando el magma arrojado comprende grandes proporciones de gas disuelto y cuando la fisura por la que sale el magma es angosta, tal vez de 50 a 100 metros de diámetro. Aproximadamente a un kilómetro de profundidad, el gas se desprende de la solución, lo que determina que el magma explote en piedra pómez y ceniza incandescentes. Las cenizas se disparan cual balas ( flechas rojas gruesas) y forman la parte inferior de la columna pliniana. En la parte superior se elevan muchos kilómetros más ( flechas azules gruesas) por acción de corrientes de convección atmosféricas. Se cree que, a menudo, las columnas plinianas constituyen la fase primera de la erupción catastrófica que forma una caldera resurgente.
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hasta la superficie de la cordillera interior se originaron por un esfuerzo de extensión localizado: fracturación de la corteza provocada por la presión de un magma que asciende a causa de su flotabilidad.
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n la evolución de una caldera típica se distinguen varios procesos: abovedamiento anterior a la formación de la caldera, hundimiento de la caldera, erupción de material que caerá del aire (“chorros”) y de coladas piroclásticas, resurgencia posterior a la formación de la caldera y, finalmente, extrusiones de lava en fases tardías. El abovedamiento previo a la caldera es la elevación de la superficie terrestre que antecede a una erupción masiva. Se produce cuando un gran volu men de magm a pene tra en un nivel somero de la corteza continental y crea un plutón, o cámara magmática, cuyo techo puede quedar a sólo cuatro o cinco kilómetros de la superficie. El abovedamiento genera un campo local de esfuerzos de extensión en la roca superficial, esfuerzos que son importantes para el siguiente
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acontecimiento de la evolución: el hundimiento de la caldera. De todos modos, sigue planteada una ambigüedad. ¿Es la presión hacia arriba del plutón lo que produce la rotura de la roca que constituye el techo de la cámara, permitiendo que el magma escape hacia la superficie a lo largo de una gran fractura anular que se desarrolla sobre el perímetro del plutón? La salida del magma dejaría vacío un espacio subterráneo sobre el cual podría hundirse el techo. ¿O acaso el techo del plutón se hunde en el magma y, en el proceso, abre la fractura anular a lo largo de la cual hace erupción el magma? T. H. Druitt y R. S. J. Sparks razonan que tanto si la subsidencia es causa como efecto de la erupción, la fractura anular, que se convierte en la pared de la caldera, deberá ser o vertical o campaniforme, inclinada hacia afuera, para ajustarse al ritmo de erupción y a la caída del techo a modo de pistón. El magma del techo del plutón, que tiene una temperatura de 700 a 1000 grados Celsius, es rico en gases disueltos, principalmente en vapor de agua.
El magma asciende hacia la superficie a lo largo de la fractura anular acabada de formar. La presión a que está sujeto va disminuyendo conforme asciende, hasta que, a una profundidad de un kilómetro, aproximadamente, los gases se desprenden de la solución de modo muy parecido a como lo hacen cuando se descorcha una botella de champaña. Con todo, el magma dacítico o riolítico es mucho más viscoso que el champaña (incluso el magma basáltico), y por tanto los gases no se limitan a burbujear, sino que arrastran consigo el magma y lo desparraman. El proceso real es complejo, pero el resultado es sencillo: el magma que sube desde el plutón hacia la superficie se expande en pumita y se fragmenta explosivamente en partículas sólidas incandescentes cuyas dimensiones oscilan entre milésimas de milímetro y metros. La clave para comprender los efectos de una erupción generadora de una gran caldera radica en la acción de la mezcla incandescente de polvo, cenizas, pumita y gases liberados cuando sale a la superficie. La cinética
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de la emisión la ha analizado un grupo junto de pumita, ceniza y gas incan- miento catastrófico que crea una caloriginalmente centrado en torno a G. descentes en deceleración atrapa y dera. Sin embargo, conforme prosigue P. L. Walker, en especial Sparks, calienta aire del entorno de la la erupción, lo típico de las columnas Lionel Wilson y Colin J. N. Wilson. columna. Como consecuencia de ello, plinianas es que dejen paso a coladas Han demostrado que cuando el ritmo el conjunto adquiere flotabilidad y piroclásticas, que dan lugar a la fracde erupción es grande y la chimenea empieza a ascender por convección. ción mayor, con mucho, del volumen es relativamente pequeña (tal vez de Incluso puede volver a acelerarse emitido. Las razones son varias. El 50 o 100 metros de diámetro), se fo rma hacia arriba. Las columnas eruptivas tamaño de la chimenea puede increuna columna eruptiva que se eleva que ascienden por convección son mentarse por el disparo de la erupción decenas de kilómetros en la atmós- bien conocidas; constituyen la esen- inicial o por el hundimiento del fondo fera. (La columna eruptiva del monte cia de lo que se llama una erupción de la caldera. El contenido en gas del Santa Elena alcanzó, el 18 de mayo de pliniana, nombre que hace referencia magma puede disminuir a medida que 1980, unos 20 kilómetros.) a Plinio el Joven, cuya descripción del va manando magma de niveles infe Vesubio en el año 79 de nuestra era riores del plutón. En tales circunstanonviene subrayar que la pumita constituye el primer ejemplo docu- cias, a la columna pliniana le resulta de la columna no resulta simple- mentado. La convección puede llevar cada vez más difícil sostenerse a sí mente impulsada hacia arriba, como una columna pliniana a alturas de misma. La columna deviene más si se tratara de un perdigón de esco- hasta 50 kilómetros. densa que el aire que la circunda y peta. Es cierto que, directamente Las columnas plinianas compactas pronto cae. Es decir, la masa de sobre la chimenea, la energía de la pueden señalar el inicio del hundi- pumita y gas incandescentes adquiere columna es principalmente cinética. Las velocidades de ascenso son de centenares de metros por segundo. 8. UNA COLADA PIROCLASTICA se origina en una erupción cuando el ritmo se Sin embargo, conforme asciende, la modera, cuando el magma arrojado contiene poco gas o cuando la chimenea se pumita modera rápidamente la mar- ensancha. A menudo, una de esas coladas se produce cuando una columna pli niana se desmorona, con lo cual las partículas volcánicas se elevan sólo por efecto balíscha; se frena, no sólo por gravedad, tico ( flechas rojas gruesas) y luego vuelven a caer al suelo. Allí forman la colada: sino también por arrastre aerodiná- una nube de partículas a ras de suelo que flota fluidizada por gases; puede subir mico. Un segundo proceso empieza montañas de un kilómetro de altura y recorrer distancias de 150 kilómetros a veentonces a aportar energía. El con- locidades de 100 metros por segundo.
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sólo la componente primera, balística, del movimiento ascendente. Todavía es capaz de alcanzar una altura de 10 kilómetros pero, desprovista de flujo convectivo que la sostenga, vuel ve a caer en torno a la chimenea. Se forman entonces coladas piroclásticas. Están constituidas del material que cae; se difunden hacia afuera desde el punto donde el material llega al suelo. Su movilidad es extraordinaria. Según la distribución de las ignimbritas que depositan se sabe que pueden subir montañas de hasta un kilómetro de altura y recorrer distancias de hasta 150 kilómetros. No se han observado coladas piroclásticas de gran escala en acción, pero su capacidad de subir montañas implica una velocidad del orden de 100 metros por segundo. Las coladas menores de las fases más tardías de la erupción del monte Santa Elena alcanzaron velocidades de 30 metros por segundo.
¿Por qué las erupciones que forman fina proyectada al principio de la calderas renacientes son exclusiva- erupción y la ceniza gruesa de la emimente de magma dacítico o riolítico? sión del final de la erupción. Los autoDos factores interrelacionados son res deducen de los datos que han recaresponsables de ello. En primer lugar, bado que los 300 kilómetros cúbicos dada la menor viscosidad del magma de ceniza arrojados desde la caldera basáltico, los gases que se desprenden de Atitlán, en Guatemala, hace 84.000 de la solución magmática pueden años, cayeron en un período de sólo 20 escapar fácilmente. La erupción no es o 27 días. Les parece improbable que catastróficamente explosiva, y se la erupción fuera continua. Por el conimpide la producción de pumita y trario, la columna pliniana se desmoceniza fina. En segundo lugar, dado ronó quizá varias veces, produciendo que una erupción basáltica origina el sucesivo emplazamiento de mantos escasa ceniza fina, la transferencia de de ignimbrita diferenciados. (La calcalor de la columna en erupción a la dera de Atitlán mide 28 kilómetros de atmósfera resulta disminuida. (Tal diámetro, pero su centro no es resurtransferencia es mucho más eficaz con gente.) El mismo razonamiento induce partículas de menos de un milímetro a pensar que la erupción que fo rmó la de diámetro que con las mayores.) Por caldera de Toba depositó más de 1000 consiguiente, resulta difícil que una kilómetros cúbicos de ceniza en sólo erupción de magma basáltico genere nueve días. corrientes convectivas en la atmósfera y se convierta en una columna pliespués de la erupción se desarroniana. llan varios procesos. Lo típico es Las “fuentes de fuego” que se obser- que un lago llene la nueva caldera. Se van en los volcanes activos de las islas erosiona sedimento de la pared de la a explicación de la movilidad está Hawai constituyen un ejemplo exce- caldera y se acumula en el fondo del bastante bien establecida, gracias lente. En una fuente de fuego se des- lago. A una escala menor, se inicia el a estudios teóricos y experimentales parraman por el aire, a gran altura, nuevo ascenso del fondo de la caldera. recientes, como los de Sparks y Colin vastos volúmenes de lava, pero la En general no se trata de una simple Wilson. Las coladas se mueven bajo lava, que es basáltica, sale en grandes subida del fondo (y de la ignimbrita condiciones de fluidez parcial. Es bolos líquidos, a veces de un metro o que ahora lo cubre) a modo de pistón decir, los gases que siguen saliendo de más de diámetro. Apenas sale ceniza a lo largo de la fractura anular. La las partículas de pumita caliente, fina. Los bolos no transfieren fácil- cartografía de la ignimbrita en Cerro combinados con el gas atmosférico mente calor a la atmósfera, con lo cual Galán y otras calderas muestra que atrapado en el frente de la colada, no hay posibilidad práctica de que se ésta se halla inclinada hacia fuera a ascienden en corrientes entre las par- desarrolle una columna convectiva. Al partir de un punto central bien defitículas, arrastrando los granos más contrario, la erupción deja la lava ver- nido, a menudo según un buzamiento finos. A su vez, éstos proporcionan un tida por el suelo alrededor de la grieta. de más de 45 grados. Ello parece indimedio lubricante en el que se disper- Dado que la lava retiene casi todo su car que la resurgencia es un fenómeno san los clastos mayores. De este modo calor original, abundan las coladas local. Probablemente se produce la colada llega a adquirir una densi- secundarias. encima de un pequeño plutón recién dad menor y una viscosidad mucho Uno de los aspectos más sorpren- introducido en el que provocó la erupmás baja que las que tendría un agre- dentes de las erupciones catastróficas ción. En algunos casos, incluido el de gado no fluidizado de piedra pómez y que forman una caldera renaciente es Yellowstone, en una caldera hay dos polvo. Aprovecha eficazmente su ener- su brevedad. Michael T. Ledbetter y centros de resurgencia distintos. gía cinética, resultante de su caída Sparks han estudiado la velocidad de La comprobación de que sedimentos vertical desde una altura de varios decantación de las partículas de lacustres modernos habían ascendido kilómetros. ceniza en agua marina. Depende de la centenares de metros permitió a van El principal depósito formado por densidad y del radio de cada partícula; Bemmelen demostrar que la resuruna colada piroclástica es un manto por consiguiente, pueden llegar simul- gencia del fondo de la caldera de Toba de pumita y partículas menores que táneamente al fondo del mar la ceniza había formado la isla de Sa mosir, de puede alcanzar varios metros de grosor y extenderse a más de 50 kilómetros de la grieta. Además, las partícu- 9. ETAPAS CARACTERISTICAS en la evolución de una caldera renaciente. En la primera etapa, el magma, situado a sólo cuatro o cinco kilómetros de la superficie, las finas arrastradas por la colada forma un plutón, o cámara magmática, que va abovedando poco a poco la superficie forman una nube de ceniza secunda- (1). En el plutón existen zonas de composición diferente, con magma viscoso rico ria típica que se eleva por convección en sílice (SiO ) y gases disueltos en el techo (naranja). En un momento dado se 2 muchos kilómetros. La posterior caída produce la erupción. Sobre una gran fractura anular se desarrollan columnas plide partículas desde la nube puede dar nianas ( 2). Minutos u horas después, se hunde el techo del plutón a todo lo largo de la fractura, dejando una caldera; las columnas plinianas ceden paso a coladas pilugar a la deposición de una delgada capa de ceniza por una región mucho roclásticas ( 3). La erupción dura pocos días. Colmata la caldera con ignimbrita y más extensa que la cubierta por la cubre la región circundante ( 4). La pared de la caldera empieza ya a erosionarse ( punteado negro). También puede formarse un lago (5). Mucho después, durante un ignimbrita de la propia colada piroperíodo de algunos centenares de miles de años, la intrusión de magma nuevo en clástica. En realidad, dicha capa, lla- el plutón provoca una nueva ascensión de parte del fondo de la caldera (6). Persismada ceniza coignimbrítica, puede te una actividad volcánica menor a lo largo de la fractura anular (7 ). El calor del representar hasta una tercera parte plutón puede impulsar corrientes convectivas de agua rica en minerales (8) y dar lugar a manantiales termales y géiseres en la superficie durante millones de años. del volumen total de la ignimbrita.
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10. DOS CAPAS DE CENIZA del Crater Lake de Oregón, resultantes de una erupción ocurrida hace 7000 años que arrojó el magma viscoso del techo de un plutón y luego el magma subyacente, menos viscoso. Las capas de ceniza presentan esta relación invertida. La inferior, de color claro, se depositó
640 kilómetros cuadrados. En Cerro Galán, el reascenso de más de un kilómetro ha elevado el centro de la caldera a una altura de más de seis kilómetros por encima del nivel del mar, convirtiéndolo en una de las montañas más altas de Argentina. Poco se sabe acerca de la tasa de resurgencia, pero en el caso de la caldera de Long Valley, aquella para la cual la datación de los acontecimientos geológicos es menos ambigua, el proceso puede haber persistido durante 200.000 años. Dado que la caldera de Toba tiene sólo 75.000 años de antigüedad, la resurgencia de Samosir quizá no haya acabado. Tras la resurgencia vienen los episodios finales de la evolución de una caldera: la efusión relativamente tranquila de lava dacítica o riolítica desde un collar de chimeneas a lo
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primero. Es rica en sílice y pobre en hierro y magnesio. La capa superior, más oscura, se depositó inmediatamente después. Es más pobre en sílice y más rica en hierro y magnesio. Los escasos nueve kilómetros del Crater Lake resultan pocos para que pueda encuadrarse entre las grandes calderas.
largo de la fractura anular. Lo habitual es que el volumen de material liberado sea pequeño, pero las efusiones prosiguen intermitentemente durante mucho tiempo después de la erupción catastrófica que formó la caldera. En Long Valley se desarrollaron distintos episodios de efusión hace 500.000, 300.000 y 100.000 años. Cabe sacar la conclusión vero-
símil de que los acontecimientos volcánicos asociados a la formación de una caldera pueden continuar con poca violencia durante un período de hasta un millón de años. Los manantiales termales y géiseres, que representan agua calentada geotermalmente que se abre paso hacia la superficie, pueden perdurar mucho más tiempo.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA RESURGENT CAULDRONS . Robert L. Smith y Roy A. Bailey en The Geological Society of America: Memoir 116 , páginas 613-622; 1968. THEORETICAL MODELING OF THE GENERATION , MOVEMENT , AND EMPLACEMENT OF PYROCLASTIC FLOWS BY COLUMN COLLAPSE . R. S. J. Sparks, L. Wilson y G. Hulme en Journal of Geophysical Research, volumen 83, número B4, páginas 1727-1739; 10 de abril de 1978. EL PARQUE DE YELLOWSTONE , VENTANA AL INTERIOR DE LA TIERRA. Robert B. Smith y Robert L. Christiansen en Investigación y Ciencia, n.o 43, páginas 68-79; abril, 1980.
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Hielo y fuego. Una erupción volcánica bajo un glaciar Christoph Roloff
Tras una serie de fuertes terremotos, el 30 de septiembre de 1996 se produjo una erupción volcánica bajo la capa de hielo del Vatnajökull, el glaciar más grande de Europa, situado en Islandia. La erupción se extinguió al cabo de dos semanas, pero tardó más de un mes en producirse la avalancha del agua del deshielo, que se fue acumulando inicialmente en un lago situado bajo el glaciar.
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esde el punto de vista tectónico, media Islandia forma parte de América, mientras que la otra media pertenece a Europa. La frontera entre las placas norteamericana y eurasiática pasa por medio de la isla, que, con una superficie aproximada de 103.000 km2, es la parte emergida más grande de la dorsal central del Atlántico. Según se desprende de las dataciones de las lavas basálticas más antiguas de sus extremos oriental y occidental, la emersión pudo haberse producido hace unos 15 o 20 millones de años, sufriendo muchas vicisitudes hasta terminar recubierta de hielo casi en su totalidad a finales de la última era glacial, hace unos 12.000 años. Antecedentes históricos En el sudeste de Islandia se encuentra todavía un imponente resto de este casquete, el glaciar Vatnajökull, que, gracias a su superficie helada de unos 8300 m2 es, con mucho, el mayor de Europa. En su parte occidental hay dos volcanes, el Bárðarbunga y el Grímsvötn, que cubren sistemas de fisuras de la dorsal centrooceánica. Ambos presentan grandes calderas subglaciares. El sistema de fisuras que alimenta el Bárðarbunga se extiende unos 100 km al sur y unos 50 al norte; su última erupción datada se produjo en 1910, mientras que la más reciente del Grímsvötn se observó en 1983. Este último abarca numerosos cráteres y campos de solfatara, siendo uno de los volcanes subglaciares más activos del planeta, al producir casi una erupción por decenio. A su sistema de fisuras pertenece la tristemente famosa grieta de Laki, de la que en 1783 salieron de 12 a 14 km3 de lava durante una devastadora erupción. Lo que caracteriza a los volcanes subglaciales es que incluso cuando expulsan magmas con poco gas y muy viscosos —como ocurre en Islandia—, la colada se solidifica inmediatamente al entrar en contacto con el hielo, por lo que prácticamente no despiden lava, sino sólo escorias, proyectiles y cenizas. Parte de estos materiales caen sobre el hielo y terminan incrustados en el glaciar, pero la mayor parte resulta arrastrada por el agua del deshielo.
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La intensa actividad geotérmica que tiene lugar en el interior de la caldera del Grímsvötn derrite el hielo continuamente, originando un lago subglacial que se vacía espontáneamente a intervalos de entre cinco y diez años a través de canales situados bajo la capa de hielo; estas masas de agua vierten en el Atlántico mediante un poderoso torrente que pasa sobre la despoblada morrena glacial de Skeiðarásandur, en la costa sur de Islandia. El fenómeno se había producido por última vez a principios de 1996, por lo que el nivel de agua de la caldera era muy bajo antes de las erupciones de octubre. Al margen de estas evacuaciones normales, se registraron emisiones particularmente abundantes del glaciar en los años de 1598, 1685 y 1716, que probablemente estuviesen relacionadas con la actividad volcánica del Grímsvötn. El geógrafo islandés Thorvaldur Thóroddsen (1855-1921) hizo la crónica de otro acontecimiento parecido cuando en 1892 los torrentes inundaron toda la superficie de Skeiðarásandur, que tiene entre 800 y 900 km2, a lo ancho de unos 40 o 50 km. En 1934 se produjo una erupción fuerte y duradera, que tuvo como consecuencia una gran afluencia de agua al lago subglacial. El estruendo que se originó cuando reventó la capa de hielo se oyó a 50 km de distancia. Un hedor a azufre surgió de la nueva grieta del glaciar, apestando el aire de la capital Reykjavik, situada a 200 km de distancia. Durante una semana emanaron del glaciar unos 50.000 m3 de agua por segundo, algo equiparable al caudal del río Congo, que es la segunda corriente fluvial por volumen del mundo (a efectos comparativos, el Rin no vierte más que unos 2200 m3 de agua por segundo en el
El 2 de octubre de 1996, tres días después del comienzo de la erupción bajo el inmenso glaciar Vatnajökull, en Islandia, el volcán ya había derretido un enorme agujero en la capa de hielo de cientos de metros de espesor, por el que emanaban nubes de ceniza de tres a cuatro kilómetros de altura.
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Mar del Norte). Se calcula que la erupción produjo unos siete billones de litros de agua de deshielo en total. Cronología de la erupción Aunque la reciente erupción encaja con lo anterior en las características principales, ha tenido algunas particularidades. La primera fue su preludio inusual. El 29 de septiembre de 1996 se produjeron una serie de movimientos sísmicos que alcanzaron un máximo de 5,4 en la escala de Richter y cuyo epicentro se localizó en el margen norte del Bárðarbunga. Durante los últimos veinte años no escasearon los movimientos sísmicos parecidos, pero no produjeron temblores posteriores de importancia ni presagiaron una erupción. En esta ocasión y tras la sacudida principal, hubo fuertes temblores durante las dos horas siguientes, siendo la intensidad de cinco de ellos superior a 3 en la escala de Richter, como registraron las dos estaciones sísmicas situadas una al noroeste del Bárðarbunga y otra en la margen sur del Grímsvötn. Los sismólogos del lugar informaron a protección civil así como a colegas científicos sobre el amenazador rugido. Al mismo tiempo se advirtió a las autoridades aeronáuticas nacionales e internacionales de que el denso tráfico aéreo del Atlántico norte podría verse afectado por una previsible erupción. La actividad sísmica duró hasta el día siguiente, acortándose la frecuencia de las sacudidas. El 30 de septiembre hubo cientos de temblores, diez de los cuales superaron el grado 3 de la escala de Richter. El epicentro se iba desplazando en dirección sur desde el Bárðarbunga hacia el Grímsvötn. Al anochecer cesó la actividad sísmica; los sismógrafos de la zona del Grímsvötn mostraban actividad eruptiva (que también ocasiona vibraciones del suelo, pero que se distinguen claramente de los movimientos sísmicos). El punto concreto de la erupción lo reveló un vuelo realizado el día uno de octubre, durante el cual se avistaron al norte del Grímsvötn dos cráteres abiertos en la capa de hielo, cuyo grosor era allí de entre 400 y 600 metros. Las erupciones se produjeron a lo largo de los cuatro kilómetros de la grieta de Laki, en la cuenca hidrográfica del lago subglacial Grímsvötn, cuyo nivel de agua había crecido entre 10 y 15 metros, tal y como mostró la bóveda que se formó en la superficie del glaciar. A partir de estos datos se pudo estimar que habían afluido unos 0,3 km3 de agua de deshielo en un plazo de veinticuatro horas. La base de uno de los dos cráteres de explosión había alcanzado ya el fondo rocoso el día 2 de octubre. Por la chimenea de hielo ascendía hacia la atmósfera una nube de cenizas que alcanzaba los 4 o 5 kilómetros de altura (véase la ilustración), que el viento empujaba en dirección norte. El diámetro del cráter había crecido unos cuantos cientos de metros esa misma noche. Durante los días posteriores se siguió llenando el lago subglacial, pues se mantuvo la actividad volcánica. La grieta superficial creció hasta alcanzar una longitud de 3,5 km y una anchura de entre 400 y 600 m. Llegado este punto sólo había una cosa que preocupase en Islandia: se esperaba la llegada del jökulhlaup, la irrupción del agua de deshielo. Se deseaba que ocurriera lo antes posible, porque así la cantidad de agua acumulada sería menor. La catástrofe se toma su tiempo Según un comunicado de las autoridades islandesas, no existía peligro para las personas, pero sí estaban amenazadas las infraestructuras. En los primeros días de octubre se hicieron grandes esfuerzos ante la temida oleada, refor-
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zando los diques y abriendo vías de desagüe adicionales, sobre todo para proteger la gran carretera de circunvalación de la isla y sus amplios puentes. Pero la catástrofe se hizo esperar y todavía no había dado señales cuando el 13 de octubre empezó a cesar la actividad eruptiva, después de haber eyectado, según los cálculos, entre 0,6 y 0,7 km3 de material rocoso. La erupción, la cuarta en intensidad del presente siglo según los expertos, originó una nueva montaña, cuya cima sobresale por encima de la superficie del glaciar. A pesar de haber finalizado la erupción, el nivel de la reserva de agua del Grímsvötn siguió subiendo, pasando de los 1504 metros sobre el nivel del mar que alcanzaba el día 16 de octubre a los 1510 metros que tenía el día 27. Al comenzar la erupción, los científicos opinaban que la explosión del glaciar se produciría cuando el nivel del agua fuera de 1450 metros. Como no sucedió así y como hacía tiempo que se había extinguido la actividad volcánica, comenzó a pensarse que la catástrofe se hacía más remota. Pero, tras una serie de pequeños temblores que se produjeron el 4 de noviembre, el torrente fluyó sin previo aviso. El río Skeiðará, al sur del Grímsvötn, se desbordó al pasar su caudal de 70 a 6.000 m3 por segundo en un plazo de dos horas; nunca se había observado una crecida tan repentina. El agua estaba casi negra por los sedimentos que arrastraba, oliendo intensamente a gases sulfurosos. Además de detritos, transportaba inmensos trozos de hielo de hasta 200 toneladas que se habían desprendido del glaciar. Con gran prontitud, la masa de agua cortó la carretera de circunvalación en diferentes puntos y arrancó algunos puentes; otros se inundaron, entre ellos el de casi un kilómetro que cruza el río Skeiðará. El oleaje alcanzó 4 o 5 metros de altura y destruyó instalaciones eléctricas y telefónicas, pero como se habían realizado desviaciones preventivas no se causaron grandes pérdidas. El volumen de desagüe alcanzó su máximo nivel hacia las once de la noche, con 45.000 m3 por segundo; el caudal bajó de modo espectacular durante el día siguiente. En total fluyeron unos 3 billones de litros de agua de deshielo. La parte central del puente Skeiðará quedó intacta, pero la carretera de circunvalación desapareció por completo en algunos tramos y otros quedaron seriamente dañados. Las pérdidas totales podían ascender a más de 4000 millones de pesetas. Auspicios La erupción de octubre del pasado año fue el punto culminante hasta ahora de una serie de notables acontecimientos sísmicos y magmáticos ocurridos últimamente en la zona del Vatnajökull. Comenzó en julio de 1995 con un desplazamiento del glaciar en la zona de la grieta de Laki, al noroeste del Grímsvötn, al que sucedieron una serie de temblores y se supone que también una erupción. En los meses siguientes aumentó de modo general la actividad sísmica en Islandia, culminando en febrero de 1996 con una serie de temblores intensos del volcán Hamarinn, al este del Vatnajökull. En agosto del mismo año volvió a haber otro desplazamiento considerable del glaciar en la grieta Laki, acompañado también de temblores. La conclusión que sacan los vulcanólogos de todos estos datos es que la sutura existente entre Europa y Norteamérica se encuentra en una fase de inestabilidad creciente y anticipan más erupciones en la zona del Vatnajökull en un futuro inmediato. Los elementos opuestos, el hielo y el fuego, volverán a entrar en colisión entonces, un espectáculo en el que sólo pueden recrearse quienes no se vean afectados por sus devastadoras consecuencias.
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Hundimiento de los volcanes Peter Francis y Stephen Self
En el ciclo de vida de muchos volcanes, el hundimiento catastrófico constituye un acontecimiento “normal”. La historia del proceso se refleja en los depósitos dejados por avalanchas de derrubios
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os volcanes son montañas insó- desde menos de un kilómetro cúbico miento. El primero está representado litas. La mayoría de las cum- hasta más de veinte. por el monte Santa Elena, cuyo hunbres montañosas están intenEn el curso de nuestra investiga- dimiento produjo una violenta explosamente moldeadas por la erosión, ción, comenzamos por examinar las sión. En el interior de dicho monte esculpidas por el agua y el hielo en imágenes obtenidas por el Landsat había penetrado una masa de magma, grandes bloques de corteza que la para así contar desde un principio con o roca fundida. La inyección del magtectónica ha aupado. No ocurre eso la identificación de los depósitos des- ma originó una protuberancia promicon los volcanes, que constituyen for- conocidos de avalanchas en volcanes nente, que desestabilizó el flanco mas destructivas: se autoconstruyen de los Andes centrales. Emprendimos norte de la montaña; el vapor de agua a partir de lava y cenizas. Al poder un minucioso estudio de campo del muy caliente, formado por la confluenelevar su propia altura, cabe pregun- depósito andino por excelencia: el del cia del magma con el agua subterrátarse por qué los volcanes no son, en volcán Socompa en Chile. Gracias a nea, permaneció atrapado y sometido justa con secue nci a, las monta ñas los resultados de nuestro trabajo y de a una presión muy elevada en el seno más altas de la Tierra (como lo son en otros investigadores, en particular los del volcán. Cuando un terremoto preMarte y probablemente en Venus). obtenidos por Tadahide Ui, está cipitó el hundimiento parcial del cono, ¿Qué factores limitan la altura de un ganando cuerpo la idea según la cual el vapor escapó entre explosiones, volcán terrestre? los hundimientos generales y esporá- esparciendo cenizas y derrubios por Es evidente que los volcanes tam- dicos de los conos inestables constitui- los contornos. bién se hallan sujetos a la erosión, rían episodios normales del ciclo vital El segundo tipo de hundimiento amén de a procesos tales como la de un volcán. Esta conclusión resulta encuentra su ejemplo arquetípico en depresión de la corteza bajo pesadas válida, sobre todo, para los grandes el volcán Bandai-san, en Japón. cargas, que tienden a allanar la topo- volcanes o estratovolcanes, cientos de Aunque su derrumbamiento en 1888 grafía terrestre. Se ha descubierto, los cuales se hallan en el “cinturón de lo provocó también otro terremoto, además, últimamemente que hay otro fuego” que ciñe el Pacífico y en otras acompañado por explosiones, no existe proceso, mucho más espectacular y partes del mundo. prueba alguna de que se hubiese característico, que acorta el tamaño introducido nuevo magma en el intede muchos volcanes, a saber, los na razón de la especial propen- rior del volcán. Las explosiones resulderrumbamientos o hundimientos de sión a los humdimientos que tie- taron, probablemente, de la interacgrandes proporciones. A pesar de que nen los estratovolcanes la hallamos en ción entre el agua subterránea y el en el siglo pasado se habían observado su propia constitución. Suelen ir aso- calor, pero no entre aquélla y una gran ya varios derrumbamientos de conos ciados a zonas de subducción, que son masa de roca fundida. Quedan, por volcánicos, fue la erupción violenta del franjas en las cuales convergen dos de último, los hundimientos no relaciomonte Santa Elena, en mayo de 1980, las placas que constituyen la capa nados con procesos explosivos ni con la que atrajo la atención hacia la posi- externa de la Tierra y donde una de actividad volcánica; simplemente el bilidad de que la ladera entera de un ellas se hunde por debajo de la otra. volcán se desploma en una avalancha volcán pudiera ceder repentinamente, (El “cinturón de fuego” es, de hecho, “fría”, semejante a las que suelen ofredesencadenando, además de una una zona de subducción.) Un volcán cernos las montañas no volcánicas. El erupción explosiva, una devastadora en zona de subducción tiende a emitir ejemplo más reciente de este proceso avalancha de derrubios. En su empeño lavas dacíticas o andesíticas, bastante tuvo lugar en el volcán japonés de por conocer los fenómenos de des- ricas en sílice y, por tanto, relativa- Ontake, en 1984. plome, varios investigadores han aco- mente viscosas. En lugar de fluir lejos El monte Santa Elena constituye el metido el estudio de los depósitos que del volcán, estas lavas se acumulan único caso de volcán sujeto a estricta dejaron las avalanchas de derrubios alrededor de la chimenea creando un vigilancia mientras estuvo en fase de en el monte Santa Elena y en otros cono de laderas muy inclinadas, que, derrumbamiento. ¿De qué forma volcanes. Se han identificado un cen- con el tiempo, pueden convertirse en podemos saber qué tipo de hunditenar largo de depósitos de ese tipo; mecánicamente inestables. miento aconteció cuando se trate de En los estratovolcanes se pueden su edad oscila desde algunos años tiempos prehistóricos? En los contahasta miles de ellos y, su tamaño, distinguir tres tipos de derrumba- dos ejemplos en que la avalancha de
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derrubios constituyó el último episodio violento de la historia del volcán, la prueba es, indudablemente, el vasto circo en herradura dejado por ella, que permanece visible durante miles de años. Las efusiones de lava de un volcán activo restañarían la cicatriz en poco tiempo. La avalancha del monte Santa Elena arrancó unos 2,8 kilómetros cúbicos de roca de la ladera, creando un circo gigantesco de dos kilómetros de ancho por 600 metros de profundidad; a pesar de ello, una tercera parte de su superficie está ya ocupada por un domo de lava aflorante. En los volcanes Tata Sabaya, de Bolivia, y Parinacota, de Chile, que sufrieron hundimientos generales hace miles de años, los circos han quedado enteramente tapados por efusiones de lava y domos.
En tales casos, las señales del hundimiento yacen en los depósitos dejados en la vertiente por las avalanchas de derrubios volcánicos. No siempre resulta fácil identificarlos, ya que pueden hallarse camuflados por suelos más recientes o por vegetación, o incluso confundirse tras procesos comunes de erosión y sedimentación. Debe destacarse, sin embargo, que los depósitos de avalancha muestran frecuentemente una estructura característica. Su rasgo distintivo es un relieve de pequeñas irregularidades (“hummocky”): miles de pequeñas colinas y depresiones cubren decenas o centenas de kilómetros cuadrados en la base del volcán. La topografía irregular nos ha servido de punto de referencia para descubrir los hundimientos volcánicos de los Andes centrales en las fotografías obtenidas por satélite.
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1. VOLCAN DE SOCOMPA, sito en Chile septentrional, representado en el mapa temático del Landsat. Se desplomó hace unos 7500 años, originando una avalancha de proporciones gigantescas. La imagen en falso color es una composición de datos recogidos en diferentes longitudes de onda. Las características espectrales del depósito de avalancha permiten apreciar las diferentes corrientes de derrubios, que cubren unos 600 kilómetros cuadrados. Las áreas grises del norte y del este son gravas e ignimbritas del zócalo subvolcánico; en las zonas rojizas, las lavas procedentes del propio volcán subyacen a los materiales del zócalo. Las azules señalan las nieves de la cumbre del Socompa, a 6051 metros de altura.
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l ejemplo más espectacular que hemos hallado es el de Socompa: un volcán del norte de Chile, en la frontera con Argentina, cuyo hundimiento ocurrió hace unos 7500 años. Si el circo del monte Santa Elena ocupa un arco de 30 grados en el perímetro del volcán, la avalancha del So compa abrió una cuña de 70 grados y el volumen de material deslizado por la ladera de la montaña multiplicó por diez el del caso norteamericano. Su depósito de avalancha es uno de los mayores del mundo, pues cubre una superficie de 600 kilómetros cuadrados. El depósito se ha conservado en magníficas condiciones, lo que resulta excepcional y convierte a Socompa en un modelo para el estudio de los hundimientos volcánicos. El Socompa mide hoy 6051 metros de altura; antes del derrumbamiento alcanzaba, probablemente, los 6300 metros. La montaña es mucho más alta en su vertiente oeste, alzándose unos 3000 metros sobre el desierto de Atacama, que en la oriental, donde presenta un desnivel de unos 2000 metros. La diferencia de altitud entre los niveles de base este y oe ste constituye un dato importante para descubrir la causa de los hundimientos. El terreno al este del Socompa se yergue más alto, porque lo han aupado grandes fallas, muy extensas, orientadas de norte a sur y situadas en la base del flanco oeste de la montaña, donde empezó cabalmente el hundimiento. Obviamente, donde hay fallas, suelen producirse terremotos. Parece muy probable que un intenso terremoto a lo largo de una de estas fallas desencadenara el desplome del Socompa; un terremoto lo ocasionó en el caso del
monte Santa Elena. Toda vía se distinguen vestigios de las fallas, que cortan depósitos de gravas recientes, lo que apunta a la posibilidad de que continuasen activas 7500 años después del cataclismo. Por esa misma razón, el Socompa debió de verse sacudido por centenares de terremotos durante los miles de años que precedieron a su desplome. ¿Por qué, entonces, no lo hizo antes? Una vez más, la respuesta parece coincidir con la ofrecida por el ejemplo del Santa Elena. Los datos de campo muestran que se produjo una aportación de magma nuevo al Socompa durante el hundimiento, magma que fue vomitado luego en forma de lava por la parte alta del cono. Los depósitos de avalancha albergan numerosos bloques en “corteza de pan”, así llamados por su exterior vidrioso y su estructura interna esponjosa, que les confieren el aspecto de un pan bien horneado. Algunos de estos bloques miden más de 20 metros de diámetro. Sólo podrían proceder de una masa de magma reciente, que al penetrar en el volcán tendió a desestabilizarlo. Fue esa letal coincidencia entre un terremoto y un período de actividad magmática la que, en nuestra opinión, dio lugar al hundimiento del Socompa. No sabemos a ciencia cierta si al mismo tiempo habría o no una explosión. En el caso del monte Santa Elena, el depósito característico de cenizas y derrubios que produjo la explosión es bastante delgado (entre varios centímetros y casi un metro de potencia), por lo que a la erosión no le llevará muchos decenios hacerlo desaparecer. A nadie debe extrañar, pues, que no existan pruebas inequívocas de la explosión del Socompa. Lo normal es que las tensiones alcancen tal magnitud que la avalancha volcánica acabe por producir una erupción explosi va en presencia del magma reciente. La evacuación del volcán conduce a una repentina relajación de las presiones del interior ardiente, lo que es una receta segura para una explosión. La avalancha del Socompa originó un enorme socavón en la montaña. Mientras que la mayor parte de los derrubios del monte Santa Elena procedían de la misma estructura del volcán, una fracción considerable del deslizamiento del Socompa (más de la mitad seguramente) no pertenecía al propio volcán, sino al zócalo subyacente. Este zócalo, que desciende hacia las profundidades desde un nivel de unos 4000 metros, está constituido por rocas volcánicas de eras geológicas completamente distintas e incluso por rocas de origen no volcá-
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alejado, a 35 kilómetros de la cima del Socompa, lo alcanzó una nueva oleada de material (rojo ), propulsada por el derrumbamiento del propio volcán ( 2 ). Este segundo flujo abundaba en lavas recientes. Ambas avalanchas se detuvieron brevemente; gran parte del material empezó entonces a deslizarse por la suave pendiente regional (tres grados) hacia
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el noreste ( 3). Al mismo tiempo, otro derrumbamiento producido en lo alto del volcán desencadenó una tercera avalancha de grandes proporciones (naranja) hacia el sudoeste de las dos primeras. Partes de todas ellas continuaron avanzando, sobrepasando a la primera, mezclándose con ella y dejando un empinado escarpe marginal ( 4).
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2. LOS CUATRO ESTADIOS del hundimiento del Socompa, que no duraría más de diez minutos. Antes de que empezase, el volcán se había desestabilizado por la intrusión de magma fundido, que formaría domos en la vertiente oeste. El desplome lo desencadenó un terremoto que afectó al escarpe de falla localizado bajo el flanco oeste (1). La primera superficie
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de rotura estaba en la base de la montaña (sección transversal); el primer impulso de la avalancha ( gris ) sería, pues, de gravas e ignimbritas arrancadas del zócalo subvolcánico. Este material avanzó hacia el noroeste, en dirección perpendicular a la pendiente regional, a una velocidad de 300 kilómetros por hora. Antes de llegar al punto noroeste más
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3. BLOQUES EN “CORTEZA DE PAN” de lava dacítica, p ertenecientes al depósito de avalancha del Socompa; demuestran que hubo una entrada de magma en el volcán antes del hundimiento. El exterior vidrioso y el interior esponjoso del bloque que aparece en primer plano indican que se enfrió rápi-
nico. Así pues, en el depósito de avalancha del volcán Socompa hallaremos, junto a los bloques de lava normales, una gran cantidad de ignimbritas (rocas formadas a partir de cenizas de antiguas erupciones) y gravas sedimentarias. Creemos que estas rocas fueron arrancadas cuando la superficie de rotura rebanó la zona de falla oeste y hendió su corte en el zócalo. El comienzo del desplome se produjo en el zócalo y no en la cima de la montaña.
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a dinámica de la avalancha siguió un curso extraordinario. Cuando el primer impulso alcanzó el pie del Socompa, avanzando en dirección noroeste, no descendió por la pendiente regional hacia el noreste. Antes bien, continuó por su camino, perpendicular a la pendiente regional, hasta encontrar un terreno empinado a 35 kilómetros del cono del volcán. (El límite noroeste de la avalancha está definido en la parte frontal del flujo por un escarpe de más de 40 me tros del altura.) El hecho de que la a valancha no siguiera una trayectoria curva —como haría una bola si rodara sua vem ente por un plan o inclina do—
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damente durante el curso de la avalancha. Las colinas que se distinguen en segundo término son bloques deslizados, de varios cientos de metros de altura y de dos kilómetros de longitud, que descendieron del volcán durante el estadio final. La cumbre del Socompa se encuentra a 16 kilómetros.
indica que se movería a gran velocidad. Aunque no dispongamos de ningún medio directo para determinarla, puede afirmarse, a partir de las avalanchas observadas en la actualidad, que se cifraría, probablemente, en torno a los 300 kilómetros por hora. El hundimiento del zócalo subvolcánico provocó el derrumbamiento del propio volcán, lo que dio origen a un segundo flujo de material procedente de lo alto de la montaña que no tardó en superar al primero, y siguió desplazándose hacia el noroeste. Ambas enormes avalanchas sólo se detuvieron brevemente. Entonces, todo el material, que se extendía hasta más de 25 kilómetros del volcán, salvo en una estrecha franja en el margen noroeste, se deslizó y formó un ángulo recto con respecto a su curso inicial, bajando por la pendiente regional hacia el noroeste. El segundo flujo sobrepasó a la primera avalancha de materiales; debido a ello, esta cara de la montaña está marcada por un prominente precipicio, o escarpe, en dirección noreste. Más tarde, una nueva avalancha que arrancó de la parte alta del volcán sobrepasó determinadas zonas de las anteriores.
Algunos de los materiales de la avalancha del Socompa avanzaron casi 40 kilómetros, antes de detenerse en el desierto. ¿Cómo explicar tan largo recorrido? Podría pensarse en atribuirlo a una gran explosión, si la hubiera habido en el Socompa. Pero resulta que las grandes explosiones no contribuyen apenas a la energía desarrollada por las avalanchas volcánicas, si es que contribuyen en algo . Las avalanchas volcánicas se parecen en esto a las más corrientes: su energía procede principalmente de la gravedad. En otros términos, las avalanchas que se inician a mayor altura tienen más posibilidades de llegar más lejos. La escarpada pendiente oeste del Socompa ayuda a comprender la razón por la cual la avalancha fluyó hacia el desierto de Atacama. Pero la pendiente escarpada no lo explica todo, pues la avalancha avanzó mucho más lejos de lo que cabría esperar de acuerdo con la topografía de la región. Gran parte del material de la avalancha procedía del zócalo subvolcánico, lo que significa que se inició a 4000 metros de altitud, o menos. El margen noroeste del depósito se extiende hasta 30 kilómetros desde la
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4. PARINACOTA, otro volcán ubicado en Chile septentrional. Se hundió hace entre 15.000 y 17.000 años. La fotografía, tomada como la anterior por Stephen Self, muestra dos rasgos característicos de los depósitos de avalanchas volcánicas: a la izquierda, al pie del volcán, aparecen grandes bloques desli-
zados; ante ellos, un relieve característico de pequeñas colinas (“hummocks”). La depresión entre las colinas la cubre un lago. A juzgar por la extensión de los depósitos (150 kilómetros cuadrados), el hundimiento del Parinacota fue menos espectacular que el del Socompa. La efusión de lava tapó el circo.
base de la montaña, a una altitud de mantenido en movimiento, ayudán- laminar, es decir, a estar formado por 3200 metros. Dividiendo la caída ver- dole a compensar la pérdida de ener- capas uniformes que conservan su tical entre la distancia horizontal gía por rozamiento. Concretamente, el posición relativa. Sólo la capa inferior, alcanzada, se obtiene una relación terremoto habría desplazado las la que está en contacto con el suelo, inferior a 0,03. (Si este mismo cálculo masas de la primera avalancha una está sometida a un intenso esfuerzo se aplica a la segunda avalancha pro- vez se hubieran éstas detenido breve- de cizalla. cedente del noroeste se obtiene un mente, e iniciado la segunda avalanEl movimiento de la avalancha en resultado parecido.) La relación entre cha de derrubios por la suave pen- la primera parte de su avance, en la distancias verticales y horizontales diente regional. pendiente del volcán, se acomoda constituye un buen indicador de la mejor a una descripción en términos movilidad de la avalancha; un valor os acontecimientos que hemos pre- de deslizamiento que de flujo. Bloques típico podría ser de 0,1. La avalancha sentado —una avalancha espec- enormes de rocas, arrancados de la del Socompa parece haber sido de una tacular, intensificada por violentos montaña, se precipitan por la penmovilidad inusual. temblores que le acompañaron en su diente. Aunque existan rotaciones Lo más verosímil es que el terre- descenso por la vertiente a una velo- retrógradas y mutuas presiones, los moto que provocase el hundimiento cidad impresionante— podrían llevar bloques permanecen intactos. Durante del volcán fuese también el que ins- a pensar que el flujo de derrubios esta fase, si alguien tuviera valor, tase la avalancha. Durante un terre- resultante del desmoronamiento del podría cabalgar a lomos de un bloque moto intenso (de magnitud 7 u 8 en la volcán constituyese un fenómeno tur- deslizante. Alguno de estos bloques escala de Richter) se suceden fuertes bulento de extraordinaria desorgani- del Socompa —los arrancados de la sacudidas del terreno durante varios zación. No hay tal. Se trata, efectiva- cima y cerca del límite de la avalanminutos; la intensidad y la duración mente, de un flujo complejo, sobre todo cha— persisten en la boca del circo, a de los temblores pueden aumentar cuando alcanza su máxima velocidad, varios kiló metr os de su orig en. El cuando las ondas sísmicas van y vie- pero no es caótico ni turbulento. La mayor de ellos viene a me dir unos dos nen forzadas por la configuración cón- característica de un flujo turbulento, kilómetros de longitud por medio kilócava de las rocas subsuperficiales, que según puede observarse en fluidos de metro de altura. es el rasgo geológico que hallamos en baja densidad como el aire o el agua, Con la avalancha se despegaron del el Socompa. Esta avalancha habría es el constante movimiento relati vo volcán grandes bloques, pero los prinecesitado pocos minutos para llegar entre las partículas que lo componen. meros no se quedaron en la boca del hasta los puntos más alejados. La El flujo de una avalancha volcánica circo y se fragmentaron. Para cuando energía sísmica añadida la habría tiende, por contra, a convertirse en un bloque alcanza la base del volcán,
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5. VOLCAN BANDAI-SAN, en Japón. Se hundió el 15 de junio de 1888. Esta litografía contemporánea, basada en fotografías y apuntes realizados tres semanas después del suceso, muestran con notable fidelidad el circo relleno de derrubios
(con cráteres humeantes de vapor) y la topografía irregular (en colinas o “hummocks”) del depósito de avalancha. A diferencia del volcán Santa Elena, al Bandai-san no lo desestabilizó la intrusión de magma nuevo.
su velocidad es de 100 a 200 kilóme- caudalosas de fango. Todavía peor, si aviso. Tales avalanchas en frío pueden tros por hora, velocidad a la que basta el volcán se hallase en la orilla de un acarrear tanta destrucción como las el esfuerzo de cizalla para desmenu- océano o de un gran lago, el desplaza- principales erupciones. Por citar un zarlos en pequeños fragmentos, la miento repentino del agua por la ejemplo, el flanco este del volcán mayoría de ellos menores de un metro acción de la avalancha podría desen- Unzen, en el sudeste de Japón, se desde diámetro. El movimiento de estas cadenar un tsunami de vastador u olas plomó en la bahía de Ariake en 1792; rocas es más parecido al de un flujo de marea. El derrumbamiento del el tsunami consiguiente provocó la que al mero deslizamiento. Pero no se cono de Rakata en Krakatoa en 1883 muerte a más de 14.500 personas. trata de ningún flujo turbulento; los constituye un ejemplo de infeliz Mientras la erosión no haya amortidepósitos conservan delicadas relacio- memoria. Cuando los derrubios proce- guado y estabilizado el relieve de un nes estratigráficas tal y como existían dentes del cono se sumergieron en el volcán cónico, puede considerársele en el volcán. mar, originaron la “ola gigantesca” candidato al hundimiento, se encuenEsta observación se ha realizado en que asoló cientos de kilómetros de la tre o no activo. Esta observación añade diversos depósitos de avalanchas, sin costa del estrecho de la Sonda (entre una nueva dimensión a la amenaza que exceptuar la excepcional del Socompa. Java y Sumatra), barriendo ciudades los volcanes plantean a los habitantes En el volcán original, la lava dacítica enteras y causando la muerte a 30.000 del planeta, en particular a quienes de color claro yace sobre la andesita, personas. viven a orillas del océano Pacífico, oscura; en los depósitos de avalancha, La mayoría de los hundimientos donde ambos, volcanes y terremotos, los restos de dacita pueden hallarse volcánicos vienen precedidos, proba- son fenómenos habituales. sobre los fragmentados restos de blemente, por actividad magmática y andesita. Por debajo de ambas, y más se acompañan de explosiones erupti visibles en las partes lejanas del depó- vas. En tales casos, la morfología del BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA sito, aparecen las gravas de tonalidad volcán aportaría bastantes indicios de CATASTROPHIC DEBRIS STREAMS (STURZclara y las ignimbritas del zócalo sub- un posible cataclismo. Por ejemplo, STROMS) GENERATED BY R OCKFALLS. volcánico. Las tres capas han sufrido antes de la erupción del Santa Elena, Kenneth J. Hsü en Geological Society of una intensa cizalladura, de manera los vulcanólogos que seguían la evolu America Bulletin, vol. 86, n. o 1, págs. que, si originariamente tenían decenas ción del cráter en su flanco noreste se 129-140; enero, 1975. o centenares de metros de potencia, se dieron cuenta de que la montaña VOLCANIC DRY AVALANCHE DEPOSITShan reducido en los depósitos de ava- podía derrumbarse (aunque hoy podeIDENTIFICATION AND COMPARISON WITH lancha hasta convertirse en delgadas mos admitir que se subestimó la magNONVOLCANIC DEBRIS STREAM DEPO SITS. Tadahide Ui en Journal of Volcanoláminas de escasos metros de grosor. nitud del evento). Cuando un volcán logy and Geothermal Research, vol. 18, presenta la posibilidad de derrumn.o 1/4, págs. 135-150; octubre, 1983. ada puede sobrevivir en el tra- barse, es factible preparar mapas de LARGE VOLCANIC DEBRIS AVALANCHES : yecto de una avalancha volcánica riesgos y señalar qué zonas serán las C HARACTERISTICS OF S OURCE AREAS , que avance a gran velocidad y que, previsiblemente afectadas por la DEPOSITS, AND A SSOCIATED E RUPTIONS. debido a su enorme impulso, sea capaz explosión o la avalancha. Por razones Lee Siebert en Journal of Volcanology de remontar centenares de metros comprensibles, quienes estudian este and Geothermal Research, vol. 22, número 3/4, págs. 163-197; octubre, 1984. cuesta arriba. La destrucción puede tipo de riesgos tienden a centrar su ATASTROPHIC C DEBRIS AVALANCHE DEPOextenderse incluso más allá de las atención en los volcanes de los que SIT OF SOCOMPA VOLCANO, NORTHERN zonas arrasadas por la propia avalan- existe un registro de actividad. CHILE. P. W. Francis, M. Gardeweg, F. cha, pues al destrozar las redes locales Ante el impulso de un fortísimo Ramírez y D. A. Rothery en Geology, vol. de drenaje y hacer que se desborden terremoto, cabe la posibilidad de que 13, n.o 9, págs. 600-603; septiembre, 1985. lagos y ríos, puede generar corrientes un volcán inactivo se hunda sin previo
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TEMAS 8
Volcanes submarinos Roger Hékinian
Las técnicas actuales de exploración del fondo oceánico dibujan un cuadro detallado de los procesos volcánicos que originaron la corteza terrestre y los yacimientos minerales
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a actividad volcánica que rehace fundida es menos densa que el mate- go al fondo del mar son rocas relativacontinuamente la superficie de rial del manto que la rodea, por lo cual mente ácidas, clasificadas como anla Tierra se produce, casi en su tiende a ascender lentamente hacia la desitas y traquitas. Las grandes totalidad, en el fondo del océano, muy superficie en forma de gotas gigantes- cantidades de gases que permanecen lejos del alcance de las herramientas cas, llamadas diapiros. Al ascender, disueltos tras la diferenciación (printradicionales de investigación del disminuye la presión del diapiro, de cipalmente dióxido de carbono, agua vulcanólogo. El magma, roca fundi- modo que se funde más material del y ácido sulfhídrico) son las responsada, mana del manto y se vierte al fon- manto. El diapiro que sube contribu- bles de las violentas explosiones voldo del océano en dos zonas caracte- ye a la formación de las bolsas de ma g- cánicas que se ven de vez en cuando rísticas: a lo largo de dorsales meso- ma o columnas de alimentación, rela- en los ambientes marinos someros y ceánicas activas, donde las placas tivamente someras, que constituyen en tierra firme. tectónicas en expansión crecen por la la fuente inmediata de la actividad Una importante observación relatiincesante acreción de material del volcánica. va al origen de las rocas producidas manto que se solidifica, y en las esLas cámaras de magma más próxi- por volcanes submarinos la efectuaron tructuras volcánicas aisladas llama- mas a la superficie son las subyacen- en 1963 Albert E. J. Engel y Celeste das montes submarinos, que normal- tes a las dorsales mesoceánicas, don- G. Engel, al advertir que los basaltos mente forman cadenas por el interior de el grosor de la corteza no alcanza a hallados en la cima de las islas volcáde las placas. veces los 10 kilómetros. Si la roca fun- nicas y de los montes submarinos de Las mejoras de las técnicas de ex- dida no es expulsada inmediatamen- toda la cuenca pacífica tendían a ofreploración submarina han permitido el te, permanece atrapada en la corteza cer un contenido en álcali más elevaestudio detallado de los procesos vol- y va enfriándose poco a poco. Confor- do que los basaltos extraídos de la cánicos implicados en la creación de me disminuye la temperatura, se so- cresta de las dorsales mesoceánicas. corteza oceánica fresca en esos luga- lidifican los minerales más densos, Presumiblemente, los magmas basálres. Los nuevos métodos de la vulca- con lo que va cambiando la composi- ticos más alcalinos se formaron, en el nología submarina abarcan desde la ción de la mezcla residual. Este pro- manto, a mayor profundidad, por lo percepción a distancia mediante ins- ceso de diferenciación, o cristalización que sufrieron menos fusión que los fortrumentos arrastrados desde buques fraccionada, lleva a la creación de ma- mados en los depósitos someros subque navegan por la superficie hasta terial cortical heterogéneo. Los mine- yacentes a las dorsales mesoceánicas. las observaciones directas “de campo” rales de gran densidad, conocidos coefectuadas con la ayuda de sumergi- lectivamente por peridotitas, caen al n las inmediaciones de las dorsables tripulados. El cuadro resultante fondo de la cámara, mientras que los les mesoceánicas se distinguen dos tipos de erupción volcánica. En de este esfuerzo de investigación in- más ligeros, llamados gabros, revisten ternacional está lleno de sorpresas, las paredes y el techo de la cámara uno, el magma rezuma sobre el fondo prometiendo un mejor conocimiento magmática. Parte del magma que no oceánico en forma de lava a través de de algunos de los más notorios acci- se vierte sobre el fondo oceánico se so- largas fisuras. En el otro, el magma dentes terrestres, así como el descu- lidifica en los conductos emplazados asciende por un conducto central y las brimiento de recursos minerales va- sobre la cámara magmática y forma subsiguientes coladas radiales de laliosos y su explotación futura. unas estructuras alargadas, los lla- va tienden a construir una estructura De entre los productos volcánicos, mados diques. cónica. los que más abundan en la superficie Mientras quede magma en la cámaLas erupciones fisurales suelen preterrestre son los basaltos: rocas ígneas ra, su decantación fraccionada va for- sentarse en los límites entre placas compuestas principalmente por silica- mando productos cada vez más evolu- tectónicas, donde la corteza, quebratos de hierro, magnesio, aluminio y cionados, rocas muy alejadas de la diza, se raja por la separación de las calcio. Hace tiempo que se viene sos- composición original de la mezcla fun- placas. El magma que mana a todo lo pechando, apoyándose en pruebas sís- dida. La solidificación de los minera- largo de una fisura tiende a formar micas sobre todo, que el magma basál- les más densos los elimina de la mez- grandes charcos de lava parecidos a tico del que están formadas esas rocas cla, dejando un fluido con mayor con- los formados en tierra firme por volse origina en una zona de fusión par- centración de minerales menos densos canes de “escudo”, como los de las iscial del manto superior terrestre, a y de gases condensados. La mayoría las Hawai; los volcanes de ese tipo suemás de 100 kilómetros bajo la super- de los basaltos formados tras la dife- len tener laderas suaves y un gran cráficie. A esa profundidad, la roca semi- renciación magmática y arrojados lue- ter inundado de lava.
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Las dos principales formaciones de lava observadas en tales condiciones se denominan coladas laminares y coladas almohadilladas. Robert D. Ballard indicó que las laminares predominan en la zona volcánica activa de segmentos de dorsal en expansión rápida, como las partes de la dorsal del Pacífico Oriental situadas frente a la costa de México y cerca de las islas Galápagos, que fueron intensamente exploradas por varias expediciones con juntas de los Estados Unidos, Francia y México. Las coladas laminares de estos lugares presentan lajas planas de menos de 20 centímetros de grosor y formas abombadas con superficies lisas. Las coladas se parecen a la lava pahoehoe asociada a las erupciones hawaianas. En sección transversal, esas formaciones suelen aparecer ca vernosas y con una estructura estratificada paralela a la superficie. En cambio, lo típico de las lavas almohadilladas es su modelo de diaclasamiento radial en sección transversal, provocado por la contracción de la roca durante el enfriamiento. Las la vas almohadilladas suelen encontrarse en zonas volcánicas activas de dorsales de expansión lenta, como la que discurre por el centro del océano Atlántico. Allí, las lavas almohadilladas se caracterizan por formar cerritos, por lo común alargados en el sentido de la pendiente. La superficie de las almohadillas a menudo tiene ondulaciones, o pequeños caballones trans versales a la dirección de flujo, que se cree corresponden a fases sucesivas de enfriamiento durante las cuales el producto fundido fluía de modo intermitente.
que las laminares. Así, una colada laminar producida durante una erupción generalizada de lava caliente muy fluida podría quedar enmascarada por coladas volcánicas subsiguientes, fomentando una formación almohadillada suprayacente. No se han descubierto diferencias de composición entre las lavas emitidas en unas y otras coladas, lo que abona la hipótesis de un origen común. Las diferencias que presentan su apariencia externa y su estructura interna parecen derivar de sus diferentes mecanismos de erupción. La zona volcánica de más reciente actividad en la parte bien explorada de la dorsal del Pacífico oriental está constituida casi íntegramente por coladas laminares. Acontecimientos volcánicos más antiguos, representados por accidentes topográficos montañosos en los márgenes de estas zonas volcánicas recientes, han dado origen predominantemente a coladas almohadilladas, con sólo restos dispersos de coladas laminares. El hecho de que los segmentos de expansión lenta de la dorsal
mesoatlántica tengan una proporción mayor de lavas almohadilladas puede atribuirse a dos causas. Debido a su menor ritmo de expansión, el ascenso de magma es más lento y hay menos magma disponible; las erupciones, por tanto, serían más escasas. Otra posibilidad es que una colada inicial generalizada de lava laminar caliente y fluida pudiera haber quedado cubierta por coladas almohadilladas posteriores. Un rasgo típico del terreno invadido por lava muy fluida es la presencia de estructuras desplomadas. Este fenómeno lo observó por vez primera y directamente en el fondo oceánico Jean Francheteau en 1978, en el transcurso de una inmersión en el submarino de investigación francés Cyana. Los accidentes observados por él y por otros investigadores van desde hoyos de pocos centímetros de diámetro hasta charcas de lava de hasta 50 metros de anchura y 20 metros de profundidad. Vista desde el borde, una de las mayores estructuras hundidas comprende un conjunto complejo de oque-
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omparando las coladas de lava submarinas con las estudiadas en Hawai, Ballard ha demostrado que las formaciones laminares submarinas resultan de la erupción de una lava más fluida que la responsable de las formaciones almohadilladas. La fluidez de la lava depende del grado de cristalinidad de la fusión: cuantos más sólidos arrastre la mezcla fundida, tanto menos fluida es la lava. Ambos tipos de colada, laminar y almohadillada, poseen una corteza vítrea formada por el apagamiento de la lava caliente cuando entra en contacto con el agua marina. La corteza es más gruesa en las coladas laminares que en las almohadilladas, porque aquéllas tienen menos cristales que impidan la formación de la capa vítrea. Las observaciones de Ballard apuntan también a que las coladas almohadilladas podrían corresponder a una fase eruptiva más tardía
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1. SEGMENTO DE UNA DORSAL MESOCEANICA DE EXPANSION RAPIDA, ilustrado con gran detalle en el mapa de reli eve de la página siguiente. El mapa se basa en mediciones de profundidad de gran precisión efectuadas por el SeaBeam, sistema de sonar de bandas múltiples arrastrado por un buque. La prominente estructura diagonal que discurre desde arriba, a la izquierda, hasta abajo, a la derecha, es la cresta de la dorsal del Pacífico oriental, una zona volcánica activa donde el magma que asciende del manto rezuma sobre el fondo del mar a través de fisuras de la corteza oceánica y se añade a ella. Las fisuras se crean por separación de dos placas tectónicas: la pacífica (izquierda) y la Cocos (derecha). Los dos volcanes aislados del flanco oriental de l a dorsal se formaron sobre su eje; quedaron separados de ella en el curso de la expansión del fondo marino. Este segmento de dorsal, de 30 kilómetros de longitud, queda entre dos grandes fallas transformantes, las zonas de fractura de Orozco y de Clipperton, que cortan transversalmente la dorsal del Pacífico oriental a más de 1000 kilómetros de distancia de la costa de México (véase el mapa a gran escala de arriba ). Los datos se obtuvieron en un período de tres días durante la expedición de 1981 del buque de investigación francés Jean Charcot. El lugar lo exploraron luego de cerca el autor y sus colaboradores en una serie de inmersiones del sumergible tripulado Cyana. La equidistancia entre curvas en el mapa de relieve es de 50 metros. La escala vertical está exagerada en el perfil inferior, que corresponde a la línea a-a’ del mapa.
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lo que hace pensar que el agua marina atrapada entre dos grandes conductos de lava se abrió vía hacia la superficie dejando pasos solidificados. O quizá quedara agua marina atrapada bajo los conductos de lava; el agua, caliente, se abriría paso a través de la la va fundida, creando sus propios trayectos verticales, cuyos restos se nos muestran hoy como columnas.
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2. DOS CONTEXTOS DEL FONDO OCEANICO donde tienen lugar erupciones volcánicas. El magma basáltico que se origina en el manto superior, a más de 100 kilómetros por debajo de la superficie, asciende lentamente en forma de gigantescas gotas llamadas diapiros, que alimentan tanto las cámaras magmáticas relativamente someras subyacentes a dorsales mesoceánicas activas (derecha) como las chimeneas de estructuras volcánicas aisladas: los montes submarinos (izquierda).
dades caverniformes y lajas de casca- plano ligeramente inclinado; los delga jo esparcidas por el fondo oceánico. Se dos techos de los conductos vacíos se interpreta que tales paisajes son el re- desplomaron luego. Las paredes y los sultado de varias erupciones que deja- bordes colgados de los conductos eleron una sucesión de conductos vacíos vados suelen presentarse como columpor los que la lava se escurría por un nas, algunas de las cuales son huecas,
3. LA TASA DE EXPANSION de una dorsal mesoceánica se refleja en su topografía y en la anchura de sus zonas activas volcánicas y tectónicas. Esta representación de tres dorsales con tasas de expansión diferentes se basa en un estudio realizado por el autor en colaboración con Jean Francheteau y Pierre Choukroune. Los tres perfiles corresponden a un segmento de expansión lenta de la dorsal mesoatlántica (arriba) y a dos segmentos de la dorsal del Pacífico orient al; de éstos, el primero es de expansión intermedia (centro) y, el segundo, de expansión rápida (abajo). Se calcula que las tasas de expansión real en los tres lugares son, respectivamente, menos de tres centímetros por año, entre tres y siete centímetros por año y más de siete centímetros anuales. Las dorsales responden de dos maneras al estiramiento de la corteza en el eje, según como se alcance el estado de equilibrio isostático: por fisura de ancha expansión cerca del eje, en el caso de la dorsal de expansión rápida, y por movimientos a gran escala de la corteza a lo largo d e grandes fallas encaradas al eje, en el caso de las dorsales de expansión intermedia y lenta.
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l tipo más centralizado de erupción volcánica puede o no ir asociado a una fisuración generalizada de la corteza oceánica. Tal acontecimiento tiene lugar cuando el magma ascendente se concentra en conductos relativamente angostos que conducen a las principales columnas alimentadoras de estructuras volcánicas elevadas. Algunos montes submarinos, por ejemplo, pueden ir asociados a amplias fisuras por las que manó magma por un conducto principal, apilando sucesivamente coladas de lava una encima de otra. (El término monte submarino lo definió en sentido amplio —y sin referencia a la cuestión del origen— Henry W. Menard, Jr., como cualquier ele vación aislada del fondo oceánico de sección transversal horizontal, circular o elíptica, y una pendiente de entre cinco y 35 grados de arco con respecto al terreno adyacente.) La cima de un monte submarino a veces tiene un cráter, o área deprimida, del que mana lava. Los cráteres de más de dos kilómetros de diámetro se consideran calderas. Las depresiones de ese tipo tienen profundidades de entre 50 y 300 metros y suelen estar limitadas por zonas de fallas verticales. Las depresiones se forman cuando la cámara magmática queda vacía y desaparece el apoyo que impide el desplome del techo del cono volcánico. Thomas E. Simkin ha propuesto que podrían producirse erupciones submarinas a partir de grietas de alimentación a lo largo de las fallas verticales de la circunferencia de una de esas calderas. Las coladas de lava de esos “conductos anulares” llegarían a llenar la caldera y a aplanar la cima del volcán. Los montes submarinos de cima plana conocidos como guyots, que suelen hallarse lejos de las dorsales mesoceánicas, quizá se formaran así. Otros volcanes submarinos coronan su cima con varios picos, cuya altura oscila entre los 20 y los 100 metros y cuya pendiente es más empinada que la del volcán principal. (Estas generalizaciones se apoyan principalmente en observaciones submarinas efectuadas cerca del eje de la dorsal del Pacífico oriental, en las inmediaciones de las islas Galápagos.)
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A menudo se han observado coladas laminares con aspecto de lajas vítreas formadas durante la fluencia de lava muy fluida, cuya corteza se rompió durante el enfriamiento. Este tipo de colada recuerda el fenómeno de la “loma de presión”, habitual en los volcanes hawaianos. Otros accidentes volcánicos submarinos corrientes son pequeñas cúpulas de lava constituidas por una acumulación de vidrios basálticos aciculares; las cúpulas, semejantes a los “conos de escorias volcánicas” formados durante las erupciones volcánicas terrestres, aparecieron al ascender lava caliente a través de grietas a lo largo de la ruta principal de una colada de lava subyacente.
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a presencia de estructuras superpuestas en la cima de muchos volcanes submarinos indica que son varias las erupciones que contribuyen a la formación de un mismo volcán. En los montes submarinos se encuentra una gran variedad de coladas de lava; las predominantes —coladas laminares y coladas almohadilladas— recuerdan las observadas en las dorsales mesoceánicas. Es habitual encontrar almohadillas tubiformes en las laderas de los picos volcánicos, donde coladas laminares y grandes coladas horizontales de formas levemente abovedadas tienden a rellenar las depresiones. En las cimas de los montes submarinos también se observan a veces coladas piroclásticas, restos fragmentados de explosiones volcánicas ocurridas a profundidades de menos de 200 metros. El empleo de instrumentos como el SeaBeam, un sistema de sonar de bandas múltiples arrastrado en profundidad, ha permitido efectuar estudios topográficos extraordinariamente detallados de las dorsales mesoceánicas y de otras estructuras volcánicas submarinas. El SeaBeam levanta un mapa batimétrico de gran precisión del fondo oceánico a lo largo del trayecto del barco que lo arrastra. La técnica permite cartografiar vastas extensiones del fondo oceánico en un tiempo relativamente breve. Por ejemplo, durante la expedición de 1981 del buque de investigación francés Jean Charcot se cartografió una extensión de fondo marino de 600 kilómetros cuadrados de la dorsal del Pacífico oriental en sólo tres días [véase la figura 1 ]. También se registró un progreso considerable en el uso de sumergibles tripulados, en particular gracias al Cyana y al norteamericano Alvin, que posibilitan los estudios directos del fondo oceánico en las dorsales mesoceánicas. El grupo francés, del que soy
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4. FISURA DEL FONDO OCEANICO en la cresta de la dorsal del Pacífico oriental, a unos 13 grados de latitud norte, causada por la rápida expansión de dos placas tectónicas en esa región. A través de esas fisuras se producen erupciones volcánicas que alimentan la expansión del fondo. Las fotografías en color que ilustran este artículo las tomaron miembros de la expedición francesa en el curso de inmersiones en el Cyana.
5. LAVA ALMOHADILLADA, generalmente asociada a erupciones volcánicas menos fluidas, que a menudo toma la forma de tubos alargados por donde se canaliza la roca fundida a través del fondo.
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La zona tectónica activa de una dorsal de expansión rápida suele ser muy angosta: menos de 6 kilómetros de anchura, por término medio, lo que puede atribuirse al efecto del calor de la cámara magmática somera sobre la corteza suprayacente. La región axial de una dorsal de expansión rápida tiende a estar caliente y a ofrece r una topografía de “horst y graben”, donde la corteza se rompe en bloques alternantes levantados (horsts) y hundidos ( grabens) por movimientos reiterados a lo largo de fallas verticales. Las dorsales de expansión lenta tienden a ser frías y a quedar limitadas por pares opuestos de escarpes, riscos abruptos, encarados hacia dentro.
L 6. FORMAS ABOLLADAS HUECAS, indicadoras de la erupción de una lava muy fluida. Las caracterizan una superficie lisa, una gruesa corteza vítrea y una estructura en capas paralela a la superficie. En este caso, parte de la formación volcánica se hundió tras drenarse la lava, revelando la cavidad interna.
7. ESTRUCTURA COLUMNAR ( derecha), supuesto residuo de una charca de lava desplomada que quedó parcialmente enterrada por coladas de lava posteriores. A la izquierda se ve un termómetro.
miembro, se ha basado en observacio- (más de 7 centímetros por año). Henes efectuadas con la ayuda del Cya- mos visitado dorsales de los tres tipos na para comparar accidentes tectóni- en el sumergible para acometer obsercos de dorsales de tres tasas de expan- vaciones visuales directas de los accisión diferentes: baja (menos de 3 dentes tectónicos y volcánicos asociacentímetros por año), media (entre 3 dos al proceso de expansión del fondo y 7 centímetros anuales) y rápida marino en condiciones diversas.
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a diferencia puede atribuirse al modo en que cada tipo de dorsal alcanza un estado de equilibrio isostático, en el cual las estructuras se hunden o flotan según su densidad. El equilibrio isostático se alcanza por doquier, a través y a lo largo de un sistema de dorsal de expansión rápida, mediante la fisura frecuente de la corteza caliente; pero ninguna dorsal de expansión lenta pasa inicialmente al equilibrio de esa manera. Por el contrario, el equilibrio se restablece cerca del eje de una dorsal de expansión lenta por movimientos verticales esporádicos de gran escala a lo largo de grandes fallas. La presencia de un valle de fractura central, una región deprimida de más de 1000 metros de profundidad en una dorsal de expansión lenta como la del centro del Atlántico, es el resultado de un ajuste vertical a gran escala de la corteza, en respuesta a la necesidad de restablecer el equilibrio isostático. A lo largo de una dorsal de expansión rápida no hay valle de fractura central, por cuanto el equilibrio isostático se logra inicialmente en incrementos menores. Las largas fisuras a través de las cuales mana magma en una dorsal mesoceánica tienden a orientarse perpendicularmente a la dirección de expansión. Bajo las fisuras, el magma se canaliza a lo largo del eje de la dorsal, y cuando se extruye a través de la corteza agrietada da origen a un paisaje de relieve bastante bajo. Las estructuras volcánicas formadas en las dorsales mesoceánicas o en sus inmediaciones pueden convertirse en picos aislados al alejarse del eje de la dorsal durante la expansión del fondo marino. Conforme se aleja del borde de acreción de placa, la corteza se enfría y engruesa. Este proceso puede influir en la altura alcanzada por esos volcanes a medida que se alejan del eje, ya que la corteza más gruesa puede so-
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portar sobre su superficie una masa mayor. Pero un volcán formado en la dorsal no puede aumentar su masa, a menos que siga teniendo una fuente de magma cuando ha abandonado la parte de emanación de la zona axial. A veces, un volcán formado en una dorsal mesoceánica puede convertirse en una isla, pero sólo si una cámara magmática o una columna alimentadora subyacentes le suministran magma.
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ace más de un siglo que se conoce la existencia de volcanes submarinos aislados; se descubrieron en los sondeos efectuados durante la expedición alrededor del mundo del H.M.S. Challenger, de 1872 a 1876. Sin embargo, hubo que esperar hasta 1964 para que Menard completara la primera exploración generalizada de los montes submarinos pacíficos. Que el Pacífico tenga una densidad de montes submarinos mucho mayor que los océanos Atlántico o Indico concuerda con la suposición de que la corteza oceánica del Pacífico ha desarrollado más actividad volcánica que la subyacente a los demás océanos. Los datos batimétricos (esto es, de profundidades del océano) relativos a la distribución de volcanes submarinos en la cuenca pacífica los analizó Rodey Batiza. Basando su estudio en el registro geológico de inversiones del campo magnético terrestre, dividió el Pacífico en bandas cuyas edades van de la actualidad (en el eje de la dorsal del Pacífico oriental) hasta el período Cretácico (hace entre 65 y 136 millones de años). Demostró que el número de volcanes por unidad de área crecía con la edad cortical, alcanzando un máximo en el Eoceno (hace entre 37 y 55 millones de años). Su análisis indica que el volumen de lava presente en forma de montes submarinos también aumenta con la edad de la corteza; según este patrón, la actividad volcánica fue máxima a principios del Cretácico, hace más de 100 millones de años. Esto corrobora la observación de que los montes más altos, que se elevan por encima de los 4 kilómetros sobre el fondo oceánico, se hallan en el Pacífico occidental cerca de la fosa de Filipinas, donde la corteza tiene más de 100 millones de años de edad. Se descubrieron muchos volcanes submarinos con la ayuda de un sistema de sonar de visión lateral llama do GLORIA . U n buq ue de inv esti gación arrastra el GLORIA a poca profundidad; cubre una escala extraordinariamente grande del fondo oceánico, explorando una faja de entre 36 y 50 kiló-
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8. FORMACION DE COLUMNAS. Quizá se levantaran al drenarse la lava muy fluida de la charca, provocando el desplome del delgado techo de la formación y creando una gran hoya. Según esta reconstrucción de la posible secuencia de acontecimientos, las columnas, algunas de las cuales alcanzan hasta 15 metros de altura, constituyen los restos de conductos solidificados por los que escapaba el agua marina atrapada debajo de la lava. Formaciones de esta clase las observaron por vez primera en 1978 Francheteau y sus colaboradores en la cresta de la dorsal del Pacífico oriental, a unos 21 grados de latitud nort e. La ilustración se basa en esquemas de Claude Rangin.
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metros de anchura en un solo barrido. Un grupo de oceanógrafos británicos encabezados por Roger C. Searle descubrió unos 200 volcanes de más de un kilómetro de diámetro de base en el Pacífico sudoriental, entre la dorsal del Pacífico oriental y la costa de Sudámerica, con sólo dos pasadas con el GLORIA en 1980. A lo largo de la ruta de 3300 kilómetros recorrida en los dos trayectos se apreció que la densidad de los volcanes variaba notoriamente con la edad de la corteza oceánica. Se encontró una densidad máxima de más de 50 volcanes por 10.000 kilómetros cuadrados en una faja de corteza de la época miocena (hace entre 6,5 y 26 millones de años) que se extiende a una distancia de entre 700 y 1700 kilómetros del eje de la dorsal del Pacífico oriental. Un máximo algo menor en la distribución de densidades se observó a unos 200 kilómetros de la dorsal. Searle calcula que la densidad media de volcanes en el Pacífico sur ronda los 8 por 10.000 kilómetros cuadrados, cifra algo mayor que la estimada por Batiza para el Pacífico nor-
te: entre dos y cinco volcanes por 10.000 kilómetros cuadrados.
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a variación de la densidad volcánica de un lugar a otro induce a pensar que, aparte de los volcanes aislados que se originan en la dorsal mesoceánica, hay otros volcanes intraplaca verdaderos, es decir, volcanes que ascienden en la propia placa tectónica y no en los bordes entre dos de ellas. Uno de los mecanismos que podrían causar este tipo de vulcanismo se basa en la teoría del “punto caliente” propuesta por W. Jason Morgan, quien sostiene que el vulcanismo intraplaca puede desarrollarse allí donde un ascenso de material caliente del manto se eleve hasta la superficie mientras la placa tectónica vaya pasando sobre una zona de fusión parcial fija del manto superior. Resulta difícil distinguir un volcán formado en el interior de una placa tectónica de otro creado en una dorsal mesoceánica, porque es poca la información pormenorizada que de la mayoría de los volcanes submarinos se posee. Para distinguir los volcanes
9. LAVA LAMINAR fotografiada desde el Cyana, en la cima del monte submarino Clipperton, a 18 kilómetros al oeste del eje de la dorsal del Pacífico oriental. La formación de
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construidos en la dorsal de los creados por vulcanismo intraplacas, Anthony B. Watts y John H. Bodine midieron el efecto de carga sobre la placa en las inmediaciones de islas y montes submarinos de la cuenca pacífica. La corteza oceánica sufre una tensión cuando se le añade una carga topográfica, de ahí que la capa exterior de la Tierra deba alcanzar un nuevo equilibrio subiendo o bajando. En respuesta a una carga prolongada la corteza se dobla; así, cuando se añade un volumen de lava a una determinada región de la corteza oceánica, la corteza se deforma. La redistribución de masa debida a la carga genera una anomalía de gravedad, que pueden medir los instrumentos transportados en barcos, aviones o satélites. El análisis de mediciones de anomalías gravitatorias que realizaron Watts y N. M. Ribe les llevó a la conclusión de que el vulcanismo intraplaca fue muy intenso en el período Cretácico; ello, desde luego, corresponde a la época en que hizo erupción el mayor volumen de la va. De sus datos batimétricos y de las anomalías gravitatorias dedujeron
lava de estas características es parecida a las que produce la erupción de lava muy fluida de volcanes “de escudo” en tierra.
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también que el vulcanismo provocado por la acti vidad de la dorsal mesoceánica ha sido más intenso que el vulcanismo intraplaca sobre corteza de menos de 100 millones de años. Peter F. Lonsdale y Fred N. Spiess propusieron un modelo del desarrollo de un volcán conforme se aleja del eje de una dorsal mesoceánica. Un volcán de alimentación central, según ellos, empieza a formarse en el eje de la dorsal durante el vulcanismo central iniciado sobre conductos alimentadores principales provistos de magma del manto superior. Al crecer la corteza, el volcán se aleja de la zona axial. Cuando se ha apartado lo suficiente (más de 15 kilómetros), abandona la vertical de la columna principal de alimentación. En esa situación, sólo puede desarrollarse un cono volcánico alto cuando el volcán se alimente de otra fuente de magma que ascienda directamente del manto superior. Identificaron dos e structuras volcánicas simétricas, de más de 1000 metros de altura sobre el fondo oceánico, a 35 kilómetros a cada lado de la dorsal del Pacífico oriental; en su opinión se formó un solo volcán en el eje de la dorsal, que se dividió en dos estructuras por expansión del fondo del mar.
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ontes submarinos partidos de más de 600 metros de altura se han encontrado también en pleno eje del sistema de dorsal de Juan de Fuca, en el Pacífico nororiental. El monte submarino dividido se había dejado ver ya en un mapa batimétrico levantado por un equipo de investigadores estadounidenses y canadienses dirigido por H. Paul Johnson. El volcán estaba claramente partido por grandes fisuras que lo atravesaban. A lo largo de la dorsal del Pacífico oriental se han observado también pequeños volcanes de alimentación central, inmediatamente adyacentes al eje de la dorsal. Estructuras volcánicas elevadas, que constituyen grupos alineados en una dirección aparentemente oblicua a la del sistema de dorsal mesoceánica adyacente, probablemente las creó el vulcanismo intraplaca. Hay ejemplos de estructuras lineales con accidentes volcánicos de alimentación central en los flancos de la dorsal del Pacífico oriental, a unos nueve grados norte, y en la dorsal de Juan de Fuca, a unos 46 grados norte. Las cadenas de montes submarinos empiezan en el eje de la dorsal o cerca de él y se extienden por lo menos unos centenares de kilómetros en una dirección noroccidental, generalmente oblicua, a di-
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10. MONTICULO DE LAVA, reminiscencia de un flujo almohadillado irradiado pendiente abajo, presumiblemente formado cuando lava caliente ascendió por una grieta del techo de una colada subyacente. Esta estructura la volvemos a encontrar en la cima del monte submarino Clipperton, en el Pacífico.
ferencia de la orientación septentrional del eje principal de la dorsal mesoceánica. No se comprende bien cuál pueda ser el mecanismo que determina que estas cadenas de montes submarinos oblicuas se extiendan a partir de un borde de acreción de placa. Richard N. Hey propuso que tales estructuras oblicuas se formaban en una región donde el eje de dorsal está desencajado lateralmente por una pequeña zona de fractura de modo que un segmento de dorsal se propague y el otro retroceda. Llegó a esa conclusión por la presencia de un patrón de inversiones magnéticas, orientado oblicuamente, registradas en la corteza oceánica en la región de las Galápagos. Su modelo es también aplicable a las cadenas de montes submarinos observadas a unos nueve grados norte y 46 grados norte, formadas, aparentemente, cuando una zona de debilidad quedó afectada por la fisura generalizada que se extendía, gran distancia, desde la orientación principal del eje de expansión de la dorsal. El alineamiento de las cadenas de montes submarinos puede mostrar la dirección preferente de la placa móvil, siempre que se admita que los puntos calientes que alimentan los volcanes sucesivos se mantienen fijos en el
manto superior mientras que las placas tectónicas resbalan sobre ellos. Una vez formada la corteza oceánica, bien sea por vulcanismo central que genera volcanes aislados, bien durante la acreción de dorsales mesoceánicas normales, queda sujeta a alteración. Uno de los principales procesos que la alteran tiene que ver con los cambios mineralógicos y químicos que provoca su contacto con el agua marina. Los factores que intervienen de manera principal en ese proceso son la circulación profunda de agua marina a través de fisuras y fallas y el calor liberado durante la solidificación magmática.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA ABUNDANCES, D ISTRIBUTION AND S IZE OF VOLCANOES IN THE P ACIFIC O CEAN AND IMPLICATIONS FOR THE O RIGIN OF N ONHOTSPOT V OLCANOES . Rodey Batiza en
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Fuentes termales del fondo del océano John M. Edmond y Karen Von Damm
Expresión de la actividad volcánica que crea nueva corteza terrestre, alimentan extrañas formas de vida y depositan materiales metálicos. Contribuyen a explicar la composición química del mar
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as fuentes termales abundan en les resulta bastante clara de acuerdo nueva. A su vez, y a medida que proel fondo del océano, a lo largo con la teoría de la tectónica de placas, gresa el enfriamiento, la corteza se sede las dorsales submarinas, según la cual la superficie terrestre se para lentamente, dejando así espacio donde tiene lugar la separación de supone formada por un conjunto de para nuevas intrusiones. Este procegrandes extensiones de la superficie placas, grandes y rígidas, que se mue- so se pone de manifiesto en la propia de la Tierra y se crea nueva corteza ven permanentemente unas con res- altura del fondo oceánico. El material oceánica. Su existencia era predecible pecto a las otras. Las placas están caliente se expande; de ahí que las zouna vez formulada la teoría de la tec- constituidas en su mayor parte por nas de intrusión sean elevadas. Se tónica de placas, que explica el signi- corteza subyacente a los océanos, con trata de las dorsales mesoceánicas, ficado de las dorsales; de hech o, J. W. grandes retazos de material más lige- cuyas cimas se sitúan a profundidaElder la postuló dos decenios antes de ro, los continentes, inmersos en ellas. des de entre dos y tres kilómetros baque recibiese confirmación plena. Cá- A lo largo de los bordes de colisión en- jo el mar. Por otro lado, el enfriamienmaras, sensores y submarinos de tre las placas, la corteza antigua se to contrae los materiales, y de aquí investigación que operan a profundi- destruye. Son las fosas marinas, luga- que el fondo del océano se hunda a medades oceánicas próximas a los tres res donde las placas se sumergen en dida que se aleja de las dorsales. En kilómetros, detectan gran número de el interior plástico del manto terres- consecuencia, la mayor parte del fonellas y se está comprobando que el tre. A su vez, en aquellos bordes don- do oceánico (y por tanto la mayor paragua que aportan al mar tiene impor- de las placas se separan, tiene lugar te de la superficie de la Tierra) obedetantes repercusiones, de distinta ín- la formación de corteza nueva. Estos ce a una relación gratificadoramente dole. últimos se encuentran casi en su to- elemental: su altitud decrece con la En primer lugar se observa que la talidad bajo los océanos y son estruc- raíz cuadrada de su edad. En el Atcomposición química del agua que turas lineales de unos 100 kilómetros lántico, la parte del fondo que tiene emana de estas fuentes, y que es el de longitud, cortadas en zigzag por fa- 100 millones de años de edad ha alresultado de un complejo conjunto de llas de transformación de varios kiló- canzado su posición actual a casi 1000 reacciones entre el agua del mar y las metros de recorrido. kilómetros de la dorsal mesoatlántirocas corticales, recién formadas y caca, donde se formó, desplazándose a lientes, alimenta una cadena de oruna velocidad aproximada de un cenDorsales mesoceánicas ganismos que va desde las bacterias tímetro al año. Al enfriarse ha descenhasta los bivalvos y gusanos tubícol magma (roca fundida producida dido unos 2000 metros, alcanzando por la fusión parcial del manto a así la profundidad del océano en dicha las gigantes. En segundo lugar, parece que las reacciones hidrotermales profundidades que no exceden de unos zona los cinco kilómetros. son la fuente principal de los sedi- cuantos centenares de kilómetros) asEra fácil imaginar que, al ser los mentos ricos en metales y de los nó- ciende en las dorsales. Su tempe- centros de separación tectónica de las dulos que tapizan el suelo oceánico. ratura al alcanzar la superficie es de dorsales mesoceánicas zonas de actiSe está demostrando también que unos 1200 grados Celsius; se enfría y vida d volcán ica, deb ería hab er en otros depósitos metálicos localizados solidifica, formando corteza oceánica ellos abundantes fuentes termales, sobre los continentes, y que vienen siendo explotados desde la antigüe- 1. HUMERO NEGRO de una dorsal mesoceánica. Constituye la expresión más esdad, deben su posición actual a la di- pectacular de las fuentes termales y de la actividad hidrotermal del fondo oceánico. námica de las placas tectónicas, con El humero se fotografió, desde el submarino Alvin, a una profundidad de 2,6 kilóposterioridad a su formación bajo el metros, en el Pacífico, justo al sur de la entrada al golfo de California. Se sitúa sobre mar por efecto de la actividad hidro- la cresta de la dorsal del Pacífico oriental. Mide metro y medio de diámetro. La termal. En tercer lugar, se confirma temperatura del agua surgente es de 350 grados Celsius. El agua se infiltra en la que el contenido químico del agua corteza oceánica y reacciona con rocas basálticas calient es en una zona de actividad volcánica subyacente a la dorsal, retornando hacia el suelo oceánico como disolusurgente constituye una importante ción hidrotermal, esto es, un líquido ácido y rico en metales. En su ascenso, la diaportación a la composición química solución se enfría por mezcla con agua marina y se oscurece por precipitación de de los mismos océanos. partículas de sulfuro de hierro. La chimenea misma la constituyen minerales proLa situación de las fuentes terma- ducidos por precipitación.
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que son prueba de la actividad hidrotermal, como ocurre en el Parque Nacional de Yellowstone y otras áreas de actividad volcánica continental. No obstante, se requerían pruebas de su existencia. No se tardó mucho en lograrlas. Kurt G. T. Boström y Melvin N. A. Peterson analizaron en 1966 muestras de sedimentos extraídas a ambos lados de las dorsales mesoceánicas. Descubrieron que los centros de separación oceánica, recientemente identificados como tales, estaban cubiertos por óxidos de hierro, manganeso y otros metales; propusieron que dichos sedimentos procedían de la reacción hidrotermal entre el agua marina y la joven corteza caliente. El trabajo subsiguiente, en el marco del Deep Sea Drilling Project, dirigido por la Institución Scripps, demostró que la presencia de sedimentos metalíferos constituía un hecho generalizado en la base de la columna de sedimentos oceánicos suprayacente a la roca volcánica que forma la corteza oceánica. La tectónica de placas, por su parte, colocaba en el primer plano de la atención de los geólogos la roca que forma la corteza oceánica. Se trata del basalto, una roca volcánica de color negro. Químicamente es un silicato alumínico (AlSiO 3 ), sin cuarzo (SiO2) aunque rico en hierro y manganeso (en contraposición, el granito y la riolita, rocas volcánicas típicas de los continentes, son silicatos alumínicos claros, pobres en hierro y manganeso; constituyen, de hecho, la escoria que ha ascendido hasta la superficie del inmenso horno de fusión que es la Tierra). En los años sesenta se realizaron var ias cam pañ as de dre naj e para muestrear afloramientos próximos al eje de las dorsales. El Deep Sea Drilling Project extrajo pequeños testigos de roca procedentes del fondo de los sondeos. El análisis de esas muestras puso de manifiesto que, por lo general, y una vez emplazadas como corteza oceánica, habían experimentado, por lo menos, un episodio de reacción química con el agua del mar. Por ejemplo, durante su enfriamiento hasta unos 500 grados Celsius, las rocas se agrietaron; el agua penetró evidentemente en las fracturas y provocó reacciones químicas y rellenos de las mismas con minerales precipitados, o secundarios. El proceso se confirmó con datos isotópicos. En cualquier reacción química en que intervenga el oxígeno, sus isótopos, o especies nucleares, se fraccionan, esto es, se reparten de manera algo desigual entre los productos
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tiempo los conductos por donde circularon las disoluciones hidrotermales ascendentes, de las que precipitaron el cuarzo, los minerales metálicos y los depósitos lenticulares. Para determinar directamente el balance calórico de la corteza oceánica a medida que ésta evoluciona, se han realizado mediciones de las pérdidas de calor conductivo a través del suelo marino en muchos puntos de los océanos. La pérdida por conducción representa el flujo de calor a través de un medio estático, en este caso el sedimento que cubre el fondo oceánico. Dichas pérdidas suelen disminuir hacia las dorsales mesoceánicas; sin embargo, la corteza de las dorsales debe estar necesariamente más caliente Ofiolitas que la corteza más antigua, alejada aradójicamente, fue en los conti- de las mismas. De ello se deduce que nentes donde se hallaron nuevas buena parte del calor transportado pruebas de la actividad hidrotermal hasta las dorsales por el magma asde los centros de expansión oceánica. cendente se disipa a través de otro meSe han identificado como fragmentos canismo, la convección (el transporte de corteza oceánica, desplazados so- de calor mediante la intervención de bre los continentes por colisiones en- un fluido, en este caso el agua maritre placas, grandes planchones de ro- na). Efectivamente, Clive R. B. Lister cas basálticas que reposan sobre cor- ha deducido que los procesos térmicos teza de tipo continental en la isla de que se dan en el eje de las dorsales Chipre, en el litoral nororiental medi- han de estar dominados por la convecterráneo, en Omán, en el mar Arábi- ción. go, en California, en el Tíbet y en otros La integración, a escala global, de lugares. Llamadas ofiolitas, estas for- la diferencia entre la pérdida de calor maciones han permitido estudiar con medida y la que debiera esperarse en detenimiento los mecanismos de crea- caso de que dicha pérdida fuera exclución del fondo marino. En estos terre- sivamente conductiva, arroja un vanos ofiolíticos se podía fácilmente lor cercano a 5 1019 calorías por año, muestrear y cartografiar, a lo largo de casi una décima parte del total del flucentenares de kilómetros en horizon- jo térmico procedente del interior de tal y hasta 10 kilómetros en vertical, la Tierra. Esa cantidad debe atribuirlo que otrora había sido corteza oceá- se al transporte convectivo. Suponganica. Las pruebas de actividad hidro- mos que, de acuerdo con los datos isotermal a elevadas temperaturas y a tópicos, la temperatura de funcionagran escala eran también aquí impre- miento de las células convectivas sionantes. En el gran complejo ofiolí- fuera de 350 grados Celsius. Entontico de Omán, por ejemplo, el ag ua del ces, cada ocho millones de años, mar había penetrado, sin duda, has- aproximadamente, debería circular a ta profundidades superiores a los cin- través de las dorsales, alcanzando dico kilómetros y había reaccionado ín- cha temperatura, un volumen de agua timamente con la roca a temperatu- marina equivalente al de los océanos ras de unos 400 grados Celsius. (1,37 1021 litros). La velocidad del En la mayoría de las ofiolitas, los proceso se cifra en torno al 0,5 por basaltos están recubiertos por un se- ciento del ritmo con el que los océanos dimento metalífero, llamado ámbar, reciben agua de los ríos. de varios metros de espesor, de aspecto semejante a los que Bostrom y PeIsótopos de helio terson hallaron sobre el fondo oceáa prueba más convincente de la nico actual. Además, abundan en las ofiolitas depósitos metálicos lenticuimportancia que hoy tiene la aclares que contienen millones de tone- tividad hidrotermal en los océanos poladas de sulfuro de hierro (FeS2, co- siblemente proceda de las determinanocido como pirita u “oro de los ton- ciones de la concentración de helio en tos”). Ocupan depresiones de la la columna de agua oceánica. Ese elesuperficie del basalto, suprayacentes mento posee dos isótopos: helio 3 y hesobre “chimeneas” de cuarzo y mine- lio 4. Al formarse la Tierra, ambos rales metálicos. Evidentemente, esas isótopos se distribuían en una deter“chimeneas”, o humeros, fueron en un minada abundancia relativa. Ahora de la reacción. La razón fundamental radica en que la energía de un enlace químico depende de las masas de los átomos unidos por el mismo. El gra do de fraccionamiento es característico de cada reacción, aunque depende también de la temperatura. El análisis de los minerales secundarios de las muestras de basaltos procedentes de los centros de expansión oceánica confirmó que la composición de sus isótopos de oxígeno difería de la del basalto. Los análisis indicaban que los minerales se habían formado por reacción entre el basalto y el agua del mar a temperaturas no superiores a los 350 grados Celsius.
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bien, el helio 4 se genera continuamente en el interior de la Tierra por desintegración radiactiva de los isótopos de larga vida del uranio y del torio. Además, tanto el helio 3 como el helio 4 escapan permanentemente hacia el espacio interplanetario desde la alta atmósfera de la Tierra, a la vez que los inyecta a la atmósfera el viento de partículas procedentes del Sol. La abundancia relativa de helio 3 a helio 4 de un punto a otro de la Tierra es, por consiguiente, la resultante de un conjunto de procesos. Brian Clarke desarrolló un espectrómetro de masas de gran sensibilidad para medir la composición isotópica del helio, que le sirvió para analizar el contenido que de este elemento tuviera en el agua que mana de los acuíferos a los pozos. Se supone que la concentración
de helio 3 no ha experimentado cam- efectivamente, en equilibrio con el bios desde el momento en que el agua helio atmosférico. Sin embargo, a proentró en el acuífero, siendo así un tes- fundidades mayores, la cantidad de timonio del equilibrio de solubilidad helio excedía la correspondiente a didel helio, esto es, la cantidad del mis- cho valor de equilibrio; al sustraer el mo que pasa, de manera natural, al valor de equilibrio de la concentraagua desde la atmósfera. Cualquier ción medida, la cantidad de helio 3 anomalía en la concentración de helio del exceso era anormalmente alta. La 4 respecto a ese valor de equilibrio se discrepancia alcanzaba un máximo a considerará resultante de la desinte- 2600 metros, profundidad media del gración radiactiva subterránea. El es- eje de la dorsal pacífica. En ella, la pectrómetro, por tanto, sirve también relación de helio 3 a helio 4 del helio para la prospección de uranio. suplementario era unas ocho veces Clarke, en colaboración con Har- superior a su valor atmosférico. Evimon Craig, se dispuso entonces a de- dentemente, el helio 3 quedaba reteterminar el aporte de helio 4 del man- nido en el manto y se vertía al océato al océano; como antes, confiaba en no en el eje de las dorsales. ¿Se desque el helio 3 serviría de indicador. prendería el helio en forma de Sus resultados fueron sorprendentes. burbujas gaseosas, que se separasen En la superficie del Pacífico, el helio de la superficie del magma durante disuelto en el agua del mar estaba, su enfriamiento, o bien se liberaría
2. BIVALVOS GIGANTES en un campo de fuentes termales sito al sur del golfo de California. Forman racim os entre los relieves almohadillados del basalto, en las fisuras por donde surgen
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disoluciones hidrotermales a una temperatura de unos 17 grados Celsius. El agua es rica en sulfuro de hidrógeno, del que se alimentan ciertas bacterias.
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, antes del florecimiento de la química orgánica que siguió al descubriSOLIDO + LIQUIDO SOLIDO + FLUIDO SUPERCRITICO miento de los tintes sintéticos, mu1,0 chos químicos habían emprendido el ) A análisis de las sustancias naturales U0,04 inorgánicas. G A Les animaba a ello la búsqueda de E D elementos químicos desconocidos que O M completasen los huecos existentes en A R0,03 el sistema periódico, por entonces en 0,75 G O elaboración. El método principal de L I K trabajo era el análisis de los minera R les metálicos. R. W. Bunsen, por ejem O P 0,02 plo, analizó centenares de minerales, S E 0,6 lo que le llevó a interesarse por los L O propios procesos magmáticos y a via M ( jar a Islandia para observar las erup E 0,5 C I ciones volcánicas. Otros investigado L 0,01 I S res dirigieron su atención al estudio 0,4 0,35 de las aguas naturales. Así, J. H. van’t SOLIDO + LIQUIDO + GAS 0,3 Hoff sentó las bases de la geoquímica 0,25 experimental al estudiar la secuencia 0,00 de precipitados que se formaban a me200 300 400 500 dida que se evaporaba el agua del TEMPERATURA (GRADOS CELSIUS) mar. 3. SOLUBILIDAD DEL CUARZO en el agua surgente mu estreada en 1977 en el camEsta serie de trabajos habían llevapo de fuentes termales cercano a las islas Galápagos. Demostró, incluso antes del do, a finales del siglo pasado, al condescubrimiento de las chimeneas negras (ocurrido dos años después), que las diso vencimiento de que el agua de mar no luciones hidrotermales puras que ascienden al suelo del océano debían tener una podía producirse por la simple evapotemperatura de unos 350 grados Celsius. Las muestras no superaban los 19 grados, ración parcial de agua fluvial. Ejempero la concentración de sílice (cuarzo disuelto) aumentaba en las más calientes. plos terminales de este proceso se enLa extrapolación de esa tendencia (color ) interceptaba las curvas que representan agua saturada con cuarzo (negro), en puntos claramente por encima de los 300 cuentran en las grandes cuencas lagrados. (Las presiones se expresan en kilobares.) Evidentemente, las muestras de custres cerradas, como el mar Muerto las Galápagos representaban soluciones hidrotermales diluidas en agua marina o el Gran Lago Salado, que son muy ordinaria. Se indican las regiones en que la mezcla cuarzo-agua es estable como (1) alcalinas comparadas con el océano. sólido más líquido más gas, ( 2) sólido más líquido y ( 3) sólido más fluido supercríSiguió luego un largo vacío en la intico (una fase que no es ni líquida ni gaseosa). vestigación, que se prolongó hasta las postrimerías de los años cincuenta, en el curso de la actividad hidroter- Composición del agua de mar cuando Lars Gunnar Sillén se propuso resolver el problema. Sillén se premal, responsable de la intensa modin síntesis, las reacciones consisguntaba: ¿Qué es lo que controla al ficación de las rocas? La magnitud de tían en un intercambio de iones pH, o concentración de iones hidrógela anomalía apuntaba hacia la segunhidrógeno por otros cationes, o iones no, de los océanos? ¿Por qué su valor da dirección. ¿Cuáles son las reacciones que se positivos, principalmente calcio y po- se sitúa sistemáticamente entre 7,5 y producen entre el agua de mar y el ba- tasio. El calcio liberado reaccionaba 8, esto es, bastante próximo a la neusalto del fondo oceánico, a presiones seguidamente con el sulfato (SO4) del tralidad ácido-básica? Acto seguido, de unos 280 kilogramos por centíme- agua para formar sulfato cálcico (Ca- Frederick T. Mackenzie y Robert M. tro cuadrado y a temperaturas de va- SO4), que precipitaba en anhidrita, Garrels tradu jeron a términos geolórios centenares de grados Celsius? A un mineral. El sulfato podía igual- gicos las cuestiones, un tanto abstracmediados de los años 70 comenzaron mente combinarse con el hierro del tas, planteadas por Sillén. Consideremos la alteración de las a recogerse los primeros datos, cuan- basalto para constituir sulfuro de hiedo James J. Bischoff y Frank W. Dick- rro, esto es, depósitos de pirita. De es- rocas volcánicas de los continentes. son reprodujeron esas condiciones en tas dos reacciones seguíase la extrac- La lluvia que cae sobre ellas es una su laboratorio de la Uni versidad de ción completa del sulfato del agua ma- disolución ácida, ya que el dióxido de Stanford. Los resultados fueron es- rina. Finalmente, la degradación del carbono atmosférico se disuelve en el pectaculares. Los iones magnesio del basalto y la acidez de la disolución agua formando ácido carbónico agua de mar se combinaban con el si- permitían la liberación de sílice (SiO 2 (H2CO3). Por su parte, las rocas son una red de silicato alumínico en la que licato del basalto, rindiendo Mg(OH) disuelta en el agua). ¿Contribuirían esas reacciones hi- están embebidos los cationes. El áciSiO3, hidroxisilicato de magnesio, insoluble en agua. El agua aportaba los drotermales a la composición del océa- do reacciona con esta red, en concregrupos hidroxilo (OH), enriqueciéndo- no en una medida parangonable con to cediendo iones hidrógeno y dejanse en iones hidrógeno (H +); de esta la de los productos de la alteración de do atrás iones bicarbonato (HCO3–). manera, el agua de mar sufría una los continentes? Tal posibilidad resul- El agua de lluvia se hace así alcalina. fuerte acidificación. Los iones hidró- taba muy atractiva, ya que a media- Los iones hidrógeno ocupan, en la red, geno ocupaban entonces el lugar del dos de los setenta se había llegado a el lugar de los cationes, que al liberarcalcio y del potasio en la red cristali- un punto muerto en el conocimiento se pasan a la disolución. La red se na del basalto, que en consecuencia de los procesos que controlan la com- rompe, trans formándose en mineraposición del agua marina. En el siglo les arcillosos muy desordenados, corecristalizaba. 0,05
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mo la caolinita (Al 2Si2O5[OH]4), que se erosionan con facilidad. Puede estimarse la tasa global de estas reacciones a partir del ritmo de transporte de sus productos al océano por parte de los ríos. El resultado requiere que en unos 4000 años se consuma una cantidad de dióxido de carbono equivalente a su abundancia en la atmósfera. Lógicamente, debe existir una reacción que reconvierta el bicarbonato en dióxido de carbono. Mackenzie y Garrels observaron que la relación de cationes a iones hidrógeno era, por término medio, de 1,2 103 en las aguas continentales. En los océanos es de 6 107, cuatro órdenes de magnitud más grande. Por consiguiente, cuando los silicatos alumínicos ricos en iones hidrógeno llegan al océano (donde estos iones son escasos y los cationes, abundantes), las reacciones que dieron lugar a los mismos han de invertirse. Deberían formarse arcillas ricas en cationes, desprendiéndose así los iones hidrógeno, que se combinarían con el bicarbonato para producir nuevamente agua y dióxido de carbono. Las consecuencias eran de gran trascendencia. La composición global de la corteza continental se ha mantenido constante al menos durante los últimos 2500 millones de años; por tanto, la composición de los océanos tendría que haberse conservado también inalterada durante ese intervalo. Se emprendieron investigaciones encaminadas a determinar si las supuestas reacciones encargadas de reconstituir los minerales arcillosos se desarrollaban en los océanos. Los resultados fueron decepcionantes. Ni siquiera la interpretación más optimista de los datos alcanzaba la escala necesaria para igualar el balance entre la tierra y el mar. Se entraba así en el período de latencia mencionado antes. Por fortuna, los cálculos provisionales sobre los flujos químicos que debían esperarse en relación con la actividad hidrotermal en los ejes de las dorsales alumbraban una vía de solución para el problema. Ahora bien, una cosa es suponer que abundan las fuentes termales a lo largo de los centros de expansión oceánicos y otra, muy distinta, localizarlas bajo una capa de 2,5 kilómetros de agua, por lo menos. Cuando se lle varon a cabo los primeros intentos, a comienzos de los años setenta, el conocimiento que se tenía del fondo oceánico y los medios disponibles para explorarlo eran bastante rudimentarios. Los equipos de sonar en servicio sólo funcionaban para terrenos llanos; y así, ante la abrupta topografía
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de los ejes de las dorsales, apenas registraban más que una confusa mezcla de ecos. Los equipos instrumentales, arrastrados a poca distancia del fondo por necesidades de la exploración, habían de superar una verdadera carrera de obstáculos en la oscuridad, que menoscababa su integridad, cuando no se perdían a un ritmo alarmante. Pese a ello, el dispositivo más complejo, llamado Deep Tow (Remolque Profundo), de la Institución Scripps, se apuntó descubrimientos de indudable valor.
agua era de procedencia hidrotermal. Presumiblemente, el Deep Tow había “sobrevolado” una columna de agua, a 15 o 20 metros por encima de una fuente termal submarina. A mediados de ese decenio la situación comenzó a cambiar rápidamente. Por un lado, la Marina estadounidense facilitó el acceso de los investigadores a las técnicas que había desarrollado para la cartografía del fondo marino, lo que permitió el empleo rutinario de sistemas de navegación profunda de gran precisión. Tales sistemas se basan en la medida del tiempo que transcurre entre la emisión de Primeras exploraciones un impulso acústico (“impulso prel Deep Tow, vehículo remolcado al gunta”) desde un vehículo submarino extremo de un cable telemétrico y la recepción de las “réplicas” acústidesde un buque, transportaba cáma- cas, procedentes de un conjunto de ras de televisión, sonar, sensores de dispositivos reflectores fijos sobre el presión y dispositivos para medir la fondo. Si previamente se establecen temperatura y la conductividad eléc- desde un barco, mediante sonar, las trica del agua (propiedad esta última posiciones relativas de los reflectores, que guarda relación con la concentra- el vehículo submarino puede dirigirción salina). Durante varios años es- se con bastante facilidad. De hecho te ingenio detectó anomalías térmicas pueden alcanzarse precisiones de en diferentes puntos de los centros de unos pocos metros en la posición. expansión del Pacífico tropical orienEn segundo lugar, por la misma tal. En cierta ocasión, el Deep Tow, época se desarrolló una cámara fotodotado al efecto de los dispositivos gráfica de gran amplitud de campo. adecuados, permitió a Ray F. Weiss Las cámaras disponibles hasta entonextraer una muestra de agua tomada ces eran instrumentos frágiles y de en el interior de una de esas anoma- poco peso, que, al ser arrastrados a lías. Su temperatura difería en menos bastante profundidad bajo el barco, de 0,1 grados Celsius de la del agua resultaban difíciles de gobernar. Se ambiental (que estaba a dos grados). requería un vehículo-cámara fotográSin embargo, los datos químicos, in- fica de gran solidez. Y se construyó el cluida la concentración de helio 3, de- Angus, diseñ ado por la Instituci ón mostraban sin lugar a dudas que el Oceanográfica Woods Hole. Se trata-
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) O D R N O U P G S E 9 A I S R R O O L P A Y C 6 O – 6 0 D A 1 ( R D O A C I U M C R 3 E O T R T O J E M U I L T F N E0 C 0
TEORIA
CONDUCCION MEDIDA
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10 15 EDAD DE LA CORTEZA (MILLONES DE AÑOS)
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4. FLUJO TERMICO procedente del fondo del océano, primer indicio de la actividad hidrotermal que se desarrolla en las dorsales mesoceánicas. En éstas, l as placas de corteza oceánica se separan, a la vez que asciende nueva corteza, ocupando su lugar; se trata, pues, de zonas muy calientes. Sin embargo, las mediciones del calor desprendido por conducción a través de la corteza en tres zonas del Atlántico ( color ) demostraron que era muy inferior a la cantidad que debiera esperarse si dicho flujo térmico obedeciera exclusivamente a la conducción (negro). La diferencia hay que atribuirla al transporte por convección, esto es, a la circulación de agua a través del fondo oceánico. El eje horizontal muestra la edad de la corteza oceánica, que se correlaciona con la distancia a la dorsal, en la que tuvo lugar su emplazamiento.
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ba de una “jaula de gorila” de 1,5 to- do de su pequeño barco nodriza, Lu- fías; muestreamos el agua y nos aseneladas, donde iban montados cáma- lu, ya se habían identificado varios ob- guramos de que se hubiese recogido ras de color, lámparas estroboscópi- jetivos. En todos ellos, las fotografías una selección representativa de los orcas, generadores eléctricos, sonar y del Angus mostraban algunos bival- ganismos existentes. Todo ello bajo la reflectores para navegación acústica. vos blancos de gran tamaño sobre un creciente amenaza del continuo desEn la mayoría de los casos, este vehí- fondo negro de basalto. Se condujo el censo de los voltajes de nuestro equiculo se arrastraba desde un barco a Alvin hacia uno de esos puntos; for- po. una velocidad de cuatro kilómetros maban el equipo investigador de a Afortunadamente, éste funcionó a por hora y a una altura de unos 20 me- bordo John B. Corliss y uno de noso- la perfección. Pronto nos dimos cuentros sobre el fondo del mar. Debido a tros (Edmond). ta de que nos encontrábamos ante un su masa, nunca se situaba a más de El Alvin se dejaba sumergir pasiva- campo de fuentes termales. Chorros 75 metros por detrás del barco, con lo mente a una velocidad de 30 a 35 me- de agua caliente brotaban de cualque los registros del sonar del buque tros por minuto. Al cabo de ho ra y me- quier orificio o fisura del fondo maripermitían dirigirlo sin que sufriera dia había alcanzado una profundidad no, en un área circular de unos 100 daño alguno. Por lo general, un arras- de 2500 metros. En ese punto, a unos metros de diámetro. La temperatura tre del Angus duraba dieciocho horas; 100 metros del fondo, soltamos lastre del agua era bastante variable, con un cada diez segundos se tomaba una fo- para adquirir una flotabilidad neutra. valor máximo de 17 grados Celsius. tografía en color. Cuando el vehículo Seguimos luego descendiendo hasta Los organismos se localizaban de mase izaba a la superficie, se revelaba la casi tocar el fondo del mar, que resul- nera bastante selectiva, bloqueando película y se anotaban los detalles ex- tó ser una suave pendiente. Durante preferentemente los orificios más cátraños. Puesto que cada fotografía lle- casi media hora navegamos de un la- lidos. En algunos casos los arrecifes vaba un registro del instante en que do para otro buscando el objetivo. Dis- de mejillones formaban verdaderos se tomó, los detalles podían situarse poníamos cada uno de una claraboya conductos, canalizando de hecho la cocon exactitud. de plexiglás para observar el exterior. rriente de agua. Trabajamos hasta agotar la enerFinalmente paramos para recoger algunas muestras de roca. Mientras gía reservada a la investigación cienEl Alvin nuestro piloto empleaba el brazo me- tífica, llegado lo cual soltamos más l tercer avance técnico crucial fue cánico del submarino en una ardua lastre. El Alvin abandonó el fondo. el submarino de investigación. maniobra para coger una almohadilla Apagamos el equipo y comenzamos a Los submarinos que pueden operar a basáltica (estructura volcánica en for- sentir frío. Tras permanecer ocho holas profundidades de los ejes de las ma de almohadón, formada durante ras agazapados en esa esfera de dos dorsales son pequeños. El mayor de la extrusión lenta de lava sobre el fon- metros, donde casi cualquier moviellos, el Alvin , empleado por la Woods do marino, al enfriarse bruscamente miento requería la cooperación de los Hole, pesa 16,5 toneladas. Consiste en su superficie), nuestra atención que- otros colegas, a su vez en posiciones una esfera de titanio resistente a la dó centrada en un par de grandes ané- no menos incómodas, empleamos los presión, capaz de albergar a dos in- monas marinas de color púrpura. Al 90 minutos del ascenso en intentar vestigadores y el piloto. Sin embargo, girar la vista, nos percatamos de que conservar el calor, demasiado cansasu reserva energética es muy limita- en el radio de acción de nuestras lu- dos para prestar atención a los orgada, lo que explica su lento avance: de- ces el agua tremolaba, como el aire so- nismos bioluminiscentes que huían sarrolla una velocidad máxima sobre bre un pavimento caliente. La tempe- al paso del submarino. La aproximael fondo de unos cuatro kilómetro s por ratura, que medimos apresuradamen- ción a la superficie nos pareció, como hora. Además, el alcance de sus luces te, se hallaba unos cinco grados por siempre, un nuevo nacimiento. A una no sobrepasa los 15 metros. Se trata, encima de la del agua ambiental (a profundidad de unos 200 metros, el pues, de un instrumento poco eficaz 2,05 grados Celsius). Olvidados de las agua comenzó a adquirir una luminopara la exploración, cuya aplicación rocas, tomamos una muestra del agua sidad verde pálido. Poco después toprincipal es la de visitar puntos selec- y continuamos el recorrido pendiente do era claridad. El piloto vació los cionados con anterioridad (a través de arriba. Poco después desembocába- tanques de lastre, rodeando el Alvin , fotografías tomadas por el Angus, por mos ante un espectáculo fabuloso. con una columna de burbujas, y emerejemplo) y que requieren estudio. El gimos con un suave impulso. Salimos Alvin se dirige hacia estos objetivos a flote, meciéndonos tranquilamente Un mundo desconocido por medio de las mismas referencias en el oleaje. Inmediatamente los bude navegación que emplea el Angus. l terreno basáltico típico del eje de ceadores rodearon el submarino, fiEl Alvin puede posarse sobre el fondo la dorsal es puro yermo: monóto- jando los cables para su recuperación, a escasas decenas de metros del obje- nas extensiones de lavas almohadilla- y acto seguido se izó el Alvin hasta su tivo escogido. das marrones, interrumpidas por fa- alojamiento. Quedaba la agonía de teEsta combinación, perfeccionada y llas y fisuras. Para encontrar un sim- ner que ponerse en pie y salir gateancostosa, de tres ingenios se empleó por ple organismo hay que examinar do. En la cubierta del Lulu todos com vez primera en la primavera de 1977, varios metros cuadrados. Y, sin em- partían ya nuestra excitación. La bolen una dorsal del Pacífico situada a bargo, había aquí un verdadero oasis. sa de muestras del Alvin estaba 280 kilómetros al noreste de las islas Arrecifes de mejillones y campos de cargada de bivalvos y mejillones. AlGalápagos. El buque de investigación bivalvos gigantes se bañaban en las gunos cangrejos que se habían intro Knorr, que zarpó de la Woods Hole, trémulas aguas acompañados por ducido bajo la envoltura de fibra de fue el primero en llegar; instaló una cangrejos, anémonas y grandes peces cristal del Alvin comenzaron a caer malla de reflectores sobre el fondo y rosa. Lo que restó de las cinco horas sobre la cubierta. registró su posición. Comenzó enton- de inmersión lo vivimos con un verdaEl verdadero trabajo comenzaba ces el Angus sus recorridos, bajo la di- dero frenesí. Medimos la temperatu- ahora. Se desmontaron los recogedorección de Robert D. Ballard. Cuando, ra, conductividad, pH y contenido en res de muestras de agua y se trasladías más tarde, llegó el Alvin , a bor- oxígeno del agua; tomamos fotogra- daron éstas al Knorr para analizar-
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las esa misma noche. Se revisaron las fotos del Angus a fin de lo calizar nue vos objetivos. Se limpiaron los portamuestras de agua y se volvieron a instalar en el submarino. A las seis en punto de la mañana del día siguiente, el submarino Alvin estaba listo para una nueva exploración; a las 8:45 iniciaba otro descenso. Inmersión que se repetiría en 15 ocasiones.
Sulfhídrico por alimento
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medida que progresaba el traba jo se hacía más claro que todas las aguas procedentes de fuente termal tenían un elevado contenido de sulfhídrico (H2S). Ahí residía la explicación de los oasis submarinos. Efectivamente, las bacterias que derivan su energía de la oxidación del sulflhídrico son corrientes en muchos sistemas ecológicos. Sin embargo, en los oasis, las bacterias tenían que ser los productores primarios, situándose por consiguiente en la base de la pirámide ecológica. La energía que regía
estos recién descubiertos ecosistemas gen fotosintético disuelto en el agua no procedía del Sol, como en el caso de ambiental. Ambos se combinan, forla fotosíntesis, fuente de energía en mándose sulfato a partir del sulfuro. los restantes, sino de la desintegra- La energía que se desprende de esta ción radiactiva de los isótopos de lar- reacción rige el metabolismo de las ga vida del uranio, torio y potasio del bacterias, que, a su vez, sirven de aliinterior de la Tierra. Esa desintegra- mento a otras especies. La propia dición desprende calor; el calor genera versidad de éstas era ya, de hecho, magma que, a su vez, se convierte en una prueba evidente de la abundannueva corteza oceánica. El agua ma- cia de fuentes termales junto a los ejes rina percola por la corteza y reaccio- de las dorsales en todo el mundo. ¿Cóna con las rocas a presión y tempera- mo, si no, podría desarrollarse y mantura elevadas. tenerse una fauna única y tan evoluDe las distintas reacciones, hay dos cionada? que desempeñan un papel fundamen A nuestro laboratorio del Instituto tal en los oasis. El sulfato disuelto en de Tecnología de Massachusetts le coel agua de mar reacciona con el hierro rrespondió el análisis pormenorizado de la roca, produciendo sulfuro de hi- del agua recogida por el Alvin en las drógeno y óxidos de hierro; asimismo, surgencias submarinas. En síntesis, los minerales de tipo sulfuro conteni- la composición química del agua era dos en la roca experimentan disolu- consecuencia de un complejo conjunción. En consecuencia, el agua calien- to de reacciones entre el agua marina te que asciende de vuelta hacia e l fon- y el basalto, que tenía lugar en una do del océano tiene un alto contenido zona inaccesible, probablemente sien sulfuro. En los puntos del fondo tuada a varios kilómetros bajo el fondonde brotan esas aguas, el sulfu ro de do del mar. De ahí que la mejor mahidrógeno es absorbido por bacterias, nera de desvelar dichas reacciones que extraen también oxígeno de ori- fuera determinar el grado de enrique-
5. BALANCE QUIMICO entre la atmósfera, los continentes y los océanos. Lo postuló, por los años cincuenta, Lars Gunnar Sillén y lo desarrollaron Frederick T. Mackenzie y Robert M. Garrels. En la atmósfera ( a) el dióxido de carbono se disuelve en el vapor de agua, formando ácido carbónico. Al caer el agua en forma de lluvia o de nieve (b), los iones hidrógeno
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de la disolución ácida captan los cation es (iones positivos) de las rocas continentales. Los ríos llevan los productos de la alteración a los océanos (c). En éstos, dada su pobreza en hidrógeno, se invierten las reacciones, formándose rocas sedimentarias ricas en cationes y retornando el dióxido de carbono a la atmósfera.
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6. REACCIONES HIDROTERMALES que se desarrollan en las dorsales mesoceánicas. Regeneran dióxido de carbono en una proporción muy superior a la prevista por Sillén para los procesos oceánicos de baja temperatura. El agua marina (a) se infiltra en la corteza oceánica. A medida que desciende, parte de su contenido iónico puede precipitar (b) en forma de sulfato cálcico. Los restantes iones prosiguen hasta una zona situada varios kilómetros bajo el fondo. Reaccionan allí con rocas basálticas calientes (c) para dar nuevos precipitados minerales (d ) y una disolución hidrotermal caliente, ácida y rica en metales (e), que asciende hacia el suelo marino. Esta disolución ascendente puede encontrarse con agua
cimiento o empobrecimiento de varios elementos químicos en las muestras de agua, respecto al basalto y al agua de mar ordinaria. Acabamos analizando la concentración de 35 elementos, probablemente la mayor cantidad nunca medida en un esfuerzo de ese tipo. A medida que avanzábamos se
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marina fría, enfriándose a su vez y precipitando sulfuros metálicos ( f ). Al llegar al suelo, la disolución se combina con el sulfato del agua marina, formando chimeneas de precipitados de sulfuros metálicos y sulfato cálcico ( g). Sobre las chimeneas, el hierro todavía en disolución forma nubes negras de sulfuro de hierro (h). El manganeso persiste en disolución. Finalmente, tanto el hierro como el manganeso se oxidan y caen cual lluvia sobre el fondo del océano, generando sedimentos metalíferos, omnipresentes en la corteza oceánica (i). Por su parte, el dióxido de carbono surgente se mezcla con el océano; llega a la superficie y retorna a la atmósfera.
iba desvelando la dinámica del proceso químico. El magnesio y el sulfato, componentes ordinarios del agua de mar, mostraban un descenso uniforme de sus concentraciones al aumentar la temperatura (es decir, la temperatura de la muestra de agua al ser recogida por
el Alvin). Sin duda las muestras representaban agua surgente diluida en cierta medida por agua de mar. La extrapolación de la curva de concentración-temperatura, suponiendo que los contenidos de magnesio y de sulfato en el agua surgente fueran nulos, arrojaba una temperatura en torno a
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los 350 grados Celsius. Hay que reconocer, sin embargo, lo extravagante de esta extrapolación, pues la temperatura más alta que pudimos medir fue de tan sólo 19 grados. Por otro lado, la concentración de sílice (cuarzo disuelto en agua) aumentaba al hacerlo la temperatura. La extrapolación de esta tendencia hasta su punto de intersección con las curvas que describen la solubilidad del cuarzo en agua, a diversas presiones y temperaturas, daba también una temperatura en torno a los 350 grados Celsius.
calculado que la cantidad de helio 3 requerida para mantener la anomalía mundial, habida cuenta de las pérdidas de helio hacia la atmósfera, debía ser de unos 1100 moles por año.
Si todo el helio 3 que se añade al océano procede de las fuentes termales de los ejes de las dorsales, y si la relación de helio 3 a calor es, en cualquier punto, la misma que la establecida sobre
Propiedades del agua surgente
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os metales hierro, cobre, níquel y cadmio, que se combinan con el sulfuro de hidrógeno del agua surgente formando precipitados de óxidos y sulfuros, mostraban todos un acentuado descenso al aumentar la temperatura, cuyos valores, al extrapolar la curva a cero, se situaban entre los 30 y los 35 grados Celsius. Tal inter valo podía interpretarse como correspondiente a la temperatura de un reservorio de agua purgado por las fuentes termales. Supusimos así que el agua ascendente desde un régimen de reacciones a alta temperatura entraba en contacto con aguas freáticas cuya temperatura y composición debían estar próximas a las del agua marina ambiental sobre el eje de la dorsal. La disolución caliente se enfriaba al mezclarse con esas aguas, a la vez que su acidez disminuía, permitiendo la precipitación de los elementos mencionados, en forma de óxidos y de sulfuros, en el sistema de conductos hidráulicos del basalto. La precipitación debía ser tan extrema, que los elementos que formaban los óxidos y los sulfuros llegaban a extraerse de las propias aguas freáticas. Por tanto, el contenido de esos elementos en nuestras muestras tenía que buscarse en la contribución del agua ambiental en la que se diluyeron. Pese a ello, la prueba de la existencia de reacciones a elevada temperatura se conservaba en los datos de magnesio, sulfato y sílice. El helio 3 aumentaba sensiblemente con la temperatura, a un ritmo de 2,2 10–l7 moles (unos 13 millones de átomos) por cada caloría. En el helio remanente, una vez sustraída la cantidad en equilibrio de la concentración medida, la relación de helio 3 a helio 4 era ocho veces superior a la de la atmósfera. Poco antes de descubrir semejante concen tración de helio 3 en las profundidades del Pacífico, Craig, Clarke y sus colaboradores habían
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7. CRECEN LOS HUMEROS NEGROS a partir del sulfato cálcico que precipita de la disolución hidrotermal y forma un “reborde terminal” del mineral anhidrita. A medida que se expande, el reborde se expone a la acción de la disolución caliente no diluida. Al redisolverse, sin embargo, actúa de molde para la deposición de sulfuros metálicos. La anhidrita puede conservarse si queda englobada por los sulfuros.
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el eje de la dorsal de las Galápagos, puede deducirse fácilmente el transporte de calor a escala mundial a tra vés de las fuentes te rmales. Se obtiene un valor de 5 1019 calorías por año, que cae en el centro del intervalo estimado. Podemos considerar, pues, justificada la suposición de que las anomalías de los restantes elementos de nuestras muestras podían servirnos (referidas a la anomalía de helio 3) para calcular los aportes totales de los mismos al océano a través de la acti vidad de las fuentes termales submarinas. Los resultados a que se llega son impresionantes, en particular si los comparamos con los aportes procedentes de la alteración continental. En los ejes de las dorsales se consume la mayor parte del magnesio y del sulfato que vierten los ríos al mar, mientras que se desprende entre cinco y diez veces más litio y rubidio, y entre un tercio y la mitad de la cantidad de potasio, calcio, bario y sílice. Los aportes de manganeso son suficientes para explicar su acumulación en los sedimentos metalíferos y en los nódulos que tapizan el océano. Finalmente, los ejes de las dorsales reconvierten en dióxido de carbono la mayor parte del bicarbonato producido por la alteración continental. Las reacciones a ba ja tempe ratura intuidas por Sillén quedan, pues, desplazadas a favor de procesos hidrotermales de alta temperatura.
Humeros negros
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partir de los datos analíticos se imponía modificar, desde su base, la interpretación de los procesos que controlan la química del agua de mar a lo largo del tiempo geológico. Por supuesto, lo ideal sería encontrar surgencias de aguas calientes submarinas no afectadas por dilución alguna. La profunda infiltración de agua freática en el eje de la dorsal de las Galápagos hacía, sin embargo, muy improbable un caso así. Por ello, cuando nos enteramos de los resultados obtenidos por Jean Franchetau los recibimos con sorpresa y emoción. El submarino oceanográfico Cyana, con pabellón francés, había encontrado grandes depósitos de sulfuros junto a la cresta de la dorsal del Pacífico oriental, justo al sur de la entrada del golfo de California, a 21 grados de latitud norte. El punto no mostraba signos aparentes de actividad hidrotermal. Sin embargo, el depósito sólo podía haberse formado por precipitación de sulfuros a partir de una disolución a temperatura elevada.
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Volvimos al eje de la dorsal de las Galápagos en la primavera de 1979. Se localizaron muchos más campos de surgencias, pero la temperatura del agua en ningún caso superaba los 23 grados Celsius. Finalmente, el Alvin partió para intervenir en los trabajos próximos al golfo de California. El Angus, que ya estaba allí, había fotografiado varios campos de fuentes termales y, en su interior, el Alvin halló lo que creíamos ilocalizable. Grandes chorros de agua negra ascendían desde humeros de sulfuros, que alcanzaban varios metros de altura. La temperatura del agua surgente superaba los 300 grados Celsius (a esa temperatura, y a la presión de la superficie del mar, el agua ebulliría explosivamente, tal es el caso de los géiseres, como el famoso de Yellowstone; sin embargo, las presiones reinantes a tales profundidades mantienen el agua en fase líquida). Se desencadenó entonces una frenética actividad encaminada a construir un portamuestras de agua capaz de funcionar a temperaturas superiores a los 300 grados. La Fundación Nacional para la Ciencia concedió al Alvin más tiempo pa-
8. DISTRIBUCION de sedimentos metalíferos sobre el fondo del Pacífico meridional, establecida por Kurt G. T. Boström. Es asimétrica con respecto al eje de la dorsal de donde surgió el metal en forma de disolución hidrotermal. El dibujo superior representa el Pacífico meridional en planta. A 15 grados de latitud sur se proyecta hacia el oeste un largo y estrecho saliente de sedimento, rico en óxidos de hierro y manganeso; se indica con tonos grises. A 30 grados de latitud sur se proyecta hacia el este un nuevo saliente, más corto y ancho. Las líneas azules señalan las corrientes oceánicas a una profundidad de 2000 metros (a unos 600 metros sobre el eje de la dorsal), según las dedujo Joseph L. Reid. Las corrientes han arrastrado a los óxidos, alejándolos del eje; ello explica la presencia de los salientes. El dibujo inferior corresponde al Pacífico meridional visto desde el sur. Las líneas rojas señalan las concentraciones del isótopo helio 3; definen una pluma que se extiende hacia el oeste, a 15 grados de latitud sur. Las mediciones fueron realizadas por John E. Lupton y Harmon Craig. Los números indican la concentración de helio 3 en términos del porcentaje en exceso respecto al valor de saturación normal en el mar. No cabe duda de que el helio se desprende de la corteza oceánica por reacciones hidrotermales. Puesto que es inerte, no experimenta cambios al ser expulsado en los ejes de las dorsales; se comporta, por tanto, como un verdadero marcador del agua oceánica hidrotermal de la que precipitan los sedimentos metalíferos.
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SEDIMENTO MARINO PROFUNDO 100 METROS
SEDIMENTO METALIFERO
DEPOSITO MINERAL
CONDUCTO MINERALIZADO
BASALTO
9. UNA OFIOLITA, fragmento de corteza oceánica emplazada sobre un continente, consta de capas de sedimentos idénticos a los que tapizan el fondo oceánico. También contiene acumulaciones de sulfuros, probablemente resultantes de la actividad hidrotermal del fondo oceánico a través de una multitud de humeros negros. A menudo los depósitos metálicos se localizan sobre depresiones de la capa de basalto.
ra trabajar en las “chimeneas negras” y John A. Archuleta nos prestó el equipo necesario. Nos sumergimos en noviembre de 1979. Los reflectores de navegación dejados en el lugar con anterioridad nos guiaron hasta las surgencias. Nos acercamos a una de las chimeneas negras, que sobresalía del fondo entre grandes bloques de sulfuros metálicos. Maniobrando en una poderosa corriente de fondo, el piloto insertó un medidor de temperaturas de nuevo diseño en el mismo cuello de la chimenea, de tan sólo 15 centímetros de diámetro. La lectura se estabilizó a 350 grados Celsius menos unas décimas de grado. Se confirmaba así el poder predictivo de la química. La temperatura no se apartó más que unos pocos grados de los 350 en todas las surgencias en que se tomaron muestras. Las disoluciones surgen de las chimeneas, a esas temperaturas, en forma de fluidos claros y homogéneos. Contienen 100 partes por millón de hierro y unas pocas partes por millón de cinc, cobre y níquel, lo que representa un enriquecimiento del orden de 108 respecto del agua marina, donde las concentraciones de esos elementos se miden en partes por billón. Además, las disoluciones contienen 210 partes por millón de sulfuro de h idrógeno, componente del que carece el agua marina ordinaria. La concentración de sílice es de 1290 partes por millón, coincidente con lo que se deduce del examen de los datos de las Galápagos. En otras palabras, las disoluciones, saturadas de cuarzo, carecen de magnesio y sulfato, en perfecto acuerdo con la predicción.
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En la boca de las surgencias, las disoluciones se mezclan rápidamente con el agua marina ambiental, fría. Se forma así el “humo” negro de la emanación; se trata de una suspensión de finas partículas de sulfuro de hierro que precipitan de la disolución. Las chimeneas parecen crecer, por acreción de sulfato cálcico, en reborde terminal; el calcio procede de las disoluciones hidrotermales y el sulfato lo aporta el agua del mar. A me dida que crece el reborde, queda expuesto a la acción de las aguas surgentes, no diluidas; se redisuelve entonces, para ser reemplazado por precipitados de sulfuros. Con frecuencia, las aguas surgentes se escapan a través de los poros de las chimeneas, lo que provoca un crecimiento lateral de las mismas. El resultado es un complejo depósito multimineral.
Explotación de los metales
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a explotación minera de las disoluciones que ascienden por las chimeneas no merece el esfuerzo que exigiría. La recuperación de una tonelada de cinc, por ejemplo, implicaría el procesamiento de casi seis millones de toneladas de disolución, que es la cantidad arrojada por un humero negro típico en un período de varios meses. Puesto que el precio actual de una tonelada de cinc ronda el millón de pesetas, parece mejor dejar que la naturaleza siga su curso y centrarse en la explotación de los depósitos metálicos resultantes. Empecemos por las chimeneas negras. La formación de un gran depósito de sulfuros, como los de las ofio-
litas, que contienen millones de toneladas de mineral, parece requerir el concurso de un verdadero bosque de chimeneas. Es probable, además, que éstas ocuparan originalmente un área deprimida del fondo oceánico, donde se irían acumulando las partículas precipitadas de las disoluciones surgentes. En cualquier caso, el depósito hidrotermal formado en torno de las chimeneas se vería afectado con posterioridad por nuevas disoluciones calientes que se infiltrarían en él, en su ascenso hacia el fondo del océano. Con ello, el depósito perdería los elementos minoritarios (cobre, cinc, cobalto y níquel), dejando una matriz de grandes cristales de pirita pura. A su vez, dichos elementos minoritarios se redepositarían sobre la pirita, en torno a nuevas chimeneas situadas sobre el fondo del océano. La infiltración de agua marina fría en el depósito en proceso de acumulación favorecería, por su parte, la precipitación “in situ” de depósitos frescos a partir de las disoluciones hidrotermales ascendentes. Esta secuencia de fenómenos explica las características generales de los depósitos que se explotan en las ofiolitas. La parte principal de cualquiera de ellos consta de pirita pura de grano grueso. La capa suprayacente a la pirita, que se ha oxidado a ocres, está enriquecida en elementos minoritarios. Alexander Malahoff descubrió una de esas selvas de humeros negros. A unos 30 kilómetros de distancia de los campos hidrotermales de las Galápagos observó, desde el Alvin, una auténtica profusión de chimeneas extintas en un tramo de unos 600 metros del eje de la dorsal. Sobresalían de un depósito de sulfuros de varias decenas de metros de altura. Dada la cantida d de calor que hubiera emanado de las chimeneas, de haberse mantenido en actividad, es poco probable que se hubiesen podido estudiar de cerca con un submarino de investigación. Las claraboyas de plexiglás del Alv in comienzan a reblandecerse a los 86 grados Celsius. Cabe señalar que, por lo general, la deposición mineral junto a las chimeneas negras es un mecanismo concentrador muy poco eficaz. Una fracción mayoritaria de los metales transportados por las disoluciones hidrotermales se convierten en partículas, que oscurecen el agua a la salida de las chimeneas y que se dispersan con las corrientes que circulan por el fondo. Las partículas terminan reaccionando con el oxígeno disuelto en el agua de mar y, puesto que los óxidos de hierro y de manganeso son insolubles,
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precipitan formando depósitos meta- yeron en gran medida al conocimien- le en esa misma área. Con siete inlíferos. Tales depósitos contienen pe- to de los procesos que forman los de- mersiones, el Alvin muestreó aguas queñas cantidades de cobre metálico, pósitos minerales de las ofiolitas; en surgentes de tres de los lentejo nes de cinc, cobalto y níquel; pese a ello, son igual proporción ayudaron a la mejor mineral de mayor tamaño. Las más demasiado pobres para su explotación comprensión de un tipo de depósito calientes alcanzaban los 315 grados comercial. continental de gran valor económico. Celsius; la concentración, muy baja, ¿Dónde se depositan, pues, los se- Nos referimos a los depósitos de tipo de magnesio y de sulfato permitía endimentos metálicos ricos? A raíz del Besshi, nombre otorgado en memoria cuadrarlas en la fase final del sistedescubrimiento de Boström y Peter- del que se halló en Japón. Constan de ma. Sin embargo, su composición dison de que los sedimentos metalíferos un nivel de sulfuros, muy grueso, lo- fería radicalmente de la que ofrecían se extendían por todo el fondo oceáni- calizado entre sedimentos de tipo ar- las aguas surgentes no diluidas de co, comenzó el primero a elaborar un gilita, roca que procede de una arcilla los ejes de las dorsales en mar abiermapa a escala mundial de distribu- de grano fino. El mineral no se sitúa, to. Diferencia que cabía atribuir a su ción del contenido metálico. Sobre el por consiguiente, a techo del basalto. ascenso a través de los sedimentos fondo del Pacífico meridional observó La verdad es que hay que perforar la detríticos finos de Guaymas. Las un hecho significativo. A unos 15 gra- argilita varios centenares de metros aguas surgentes puras, que al abandos de latitud sur, y proyectándose bajo el depósito mineral para llegar al donar la zona de reacción basáltica hacia el oeste desde el eje de la dor- basalto, que por otro lado se encuen- deben ser bastante ácidas (al igual sal, se evidenciaba una larga y estre- tra en forma de diques y diques-capa, que las aguas surgentes en las chicha lengua de sedimentos metálicos esto es, como intrusiones de magma, meneas negras situadas a 21 grados relativamente ricos. Una segunda verticales y horizontales, respectiva- de latitud norte) disolverían las conlengua se proyectaba, esta vez hacia mente. chas de carbonato cálcico del plancel este, a una latitud de 30 grados sur. Un depósito de tipo Besshi sólo pue- ton enterradas en los sedimentos. La Con posterioridad, John E. Lupton y de formarse cuando el eje de la dorsal disolución del carbonato, que alcaliHarmon Craig delimitaron una espec- se halle próximo a una región emer- niza el agua, induce la precipitación tacular pluma de helio 3 que se exten- gida que aporte el enorme caudal de de los sulfuros. Al entrar en contacdía hacia el oeste desde el eje de la sedimentos detríticos de origen erosi- to con el agua oceánica, las aguas dorsal, a través de buena parte del Pa- vo que lo acompañan. Se conoce un surgentes no diluidas de Guaymas cífico y también a una latitud de 15 ejemplo que actualmente está en ple- son unas cuatro veces más alcalinas grados sur. na formación. En la cuenca de Guay- que aquélla, y aparecen desprovistas Nadie atinaba a explicar tales ob- mas, en el centro del golfo de Califor- de hierro y de otros elementos formaservaciones, hasta la publicación de nia, la dorsal del Pacífico oriental pe- dores de menas. un informe de Joseph L. Reid. Reid netra bajo la placa continental. Los La diferencia esencial de Guaymas había registrado sistemáticamente la aportes fluviales procedentes de Mé- reside en la riqueza de la vida plancdensidad del agua del océano en mu- xico han cubierto el eje de la dorsal tónica que muestra aquí el océano. chos enclaves. Con los datos recogidos con sedimentos muy finos, que alcan- En las primeras, las aguas surgentes dedujo las fuerzas de cizalla que se ge- zan un espesor de varios centenares vira n a alca lina s bajo el fondo del neraban entre las diferentes capas del de metros. En esas circunstancias, el océano, quedando así atrapado el meocéano. Comprobado, por tanto, que emplazamiento de nueva corteza tal contenido en la disolución. ¿Qué en el interior de los océanos existían oceánica adquiere características ocurre sobre los ejes de las dorsales, “superficies” donde el agua se conser- muy especiales. El magma ascenden- en mar abierto, como en el caso ya ci vaba inmóvil (que corres ponden a los te no fluye ya al fondo del océano, si- tado a 21 grados de latitud norte? límites entre corrientes que circulan no que se inyecta entre los sedimen- Aquí, la alcalinización tiene lugar en en direcciones diferentes), podía cal- tos detríticos finos, formándose di- el mo mento de producirse el contaccular las magnitudes y direcciones del ques y diques-capa. Por tratarse de to con el agua del mar. Se forman así flujo respecto a una cualquiera de ta- unos sedimentos bastante permea- las chimeneas negras y se produce la les superficies. Cartografió por este bles al agua, se registra una intensa consiguiente dispersión de la mayor procedimiento el movimiento del agua actividad hidrotermal. De hecho, parte del contenido metálico de la didel Pacífico meridional a una profun- Lawrence A. Lawver pudo localizar el solución. didad de 2000 metros, respecto a un lugar gracias al elevado flujo térmico “nivel de movimiento cero”, que se submarino de la zona. consideraba situado a 3500 metros. Con posterioridad, Peter F. Lons Asombrosamente, las asimetrías en- dale encontró en el centro de la cuencontradas por Boström coincidían con ca de Guaymas lentejones de sulfuros las líneas de flujo deducidas por Re id. que alcanzaban varios metros de alRecibía una justificación también la tura por centenares de metros de lonBIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA pluma de helio 3. Efectivamente, el gitud. La fusión de la envoltura de T HE M ECHANISMS OF H EAT T RANSFER helio es un elemento químico no reac- plástico de los testigos extraídos por THROUGH THE F LOOR OF THE INDIAN tivo, y no experimenta, pues, cambio Lonsdale indicaba temperaturas de OCEAN. Roger N. Anderson, Marcus G. alguno en su arrastre por las corrien- 100 grados Celsius a tan sólo 10 meLangseth y John G. Sclater en Journal of Geophysical Research, vol. 82, n. o 23, tes oceánicas. De hecho, “marca” las tros bajo el fondo del océano. Por otro págs. 3391-3409; 10 de agosto de 1977. aguas oceánicas que proceden de una lado, John Lupton encontró en ese HEMISTRY OF HOT SPRINGS ON THE EAST C zona con afluencias hidrotermales. mismo punto elevadas concentracioPACIFIC RISE AND T HEIR E FFLUENT D ISnes de helio 3. Las perforaciones proPERSAL. J. M. Edmond, K. L. Von Damm, fundas cortaron, efectivamente, diDepósitos de tipo Besshi R. E. McDuff y C. I. Measures en Nature, ques-capa basálticos. vol. 297, n.o 5863, págs. 187-191; 20 de os descubrimientos registrados en En enero de 1982 participamos en mayo de 1982. los ejes de las dorsales contribu- una expedición dirigida por Lonsda-
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Riesgo volcánico Juan Carlos Carracedo
Las erupciones del monte Santa Elena y del Nevado del Ruiz, de efectos tan dañinos, han impulsado el desarrollo de la vulcanología, sobre todo en lo relativo a la evaluación de los riesgos y a la vigilancia de los volcanes
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os volcanes han adquirido en los go tiempo dormido: el Nevado del ra provisional definámoslo como un últimos años un innegable pro- Ruiz, en el extremo norte de la cordi- proceso complicado que da lugar a la tagonismo, no sólo en el ámbito llera andina colombiana. Esta erup- generación en profundidad de magma, restringido de las ciencias de la Tie- ción, por otra parte de energía relati- mezcla pastosa de silicatos total o parrra, sino también en el interés del pú- vamente baja, depositó material in- cialmente fundidos y gases en disolublico general. Débese ello a las ca- candescente sobre el casquete glaciar ción. El magma producido, que detertástrofes, humanas y materiales, pro- que corona permanentemente el vol- minará en gran parte el tipo de vol vocadas por las erupciones del Santa cán, fundiéndolo en parte y desenca- cán, ascenderá por mecanismos muy Elena y el Nevado del Ruiz, entre denando flujos de lodo que acabaron, variados y complejos hasta la superfiotros. en pocos minutos, con la vida de 25.000 cie a través de un conducto volcánico, No parece, sin embargo, que, desde personas y produjeron daños cifrados cuyo orificio de expulsión es el cráter. una perspectiva geológica, e incluso en más de 300 millones de dólares. Si Una vez en contacto con la atmósfera, histórica, pueda decirse que estemos la erupción hubiera sido más potente se liberan los gases —a veces con tal ante un incremento de la actividad y hubiera fundido todo el casquete gla- energía que forman chorros o colum volcánica del planeta. Lo que sí ha cre- ciar, la catástrofe habría alcanzado nas eruptivas que pueden alcanzar vacido es la densidad de población en zo- proporciones continentales. (De todas rios kilómetros de altura— y las rocas nas volcánicas activas, con el consi- formas, el Nevado del Ruiz tiene el fundidas, o lava. Esta última puede guiente riesgo para sus vidas. Peligro triste récord de ser la segunda erup- salir en forma continua, y tenemos las que ha generado, en un movimiento ción más mortífera en lo que va de si- coladas, o fragmentada en trozos de de defensa, una mayor inversión en el glo —la más cruenta fue la del Monte diverso tamaño, y distinguimos las cecampo de la investigación científica y Pelée en 1902, en la Martinica— y la nizas (los más finos), los lapilli (trozos técnica para evitar o mitigar al menos tercera desde el año 1700.) del tamaño de granos de arena) y las los efectos adversos de las erupciones. bombas o bloques (de proporciones Por marcar un hito de referencia, al vez sean las erupciones volcá- mayores). Al conjunto de los materiapodría decirse que ese creciente pronicas uno de los fenómenos natu- les volcánicos fragmentarios se le da tagonismo comenzó a las 8,30 de la rales más complejos y con mayor ga- el nombre de piroclastos, en directa mañana del 18 de mayo de 1980, cuan- ma de variaciones, lo que dificulta so- alusión a su aspecto de pellas de fuedo se produjo la erupción del volcán bremanera la previsión de su compor- go que es el significado literal de ese Santa Elena, dormido desde hacía 150 tamiento. Un volcán puede tener una cultismo griego. años. Aunque la estrecha vigilancia erupción con estilos y mecanismos Ahondando un poco más, la teoría que los vulcanólogos estadounidenses muy diferentes de los manifestados en de la tectónica de placas nos proporciomantenían sobre el mismo —alerta- episodios anteriores e incluso presen- na un esquema global para la generados desde un año antes por el inicio de tar variaciones drásticas durante la ción de magmas y de sus manifestala actividad sísmica y varias explosio- erupción en cuestión. Se puede, ello no ciones superficiales: los volcanes. Dines freáticas, producidas por la pre- obstante, establecer algunas genera- cha teoría no explica sólo la génesis sión del vapor generado al entrar el lidades. del vulcanismo, sino también los prinmagma en contacto con el agua del No es fácil comenzar por la más ne- cipales procesos que se desarrollan en subsuelo— evitó males mayores, la cesaria: ¿qué es un volcán? De mane- la Tierra: formación de los continentremenda energía liberada a lo largo de las pocas horas que duró la erupción —equivalente a unas 27.000 bom- 1. ASPECTO DEL CAUCE ALTO DEL RIO GUALI tras el paso de los flujos de lo do. bas atómicas similares a las arrojadas La fusión de parte del casquete glaciar del Nevado del Ruiz por la caída de prosobre Hiroshima, con una cadencia de ductos volcánicos incandescentes, en la erupción del 13 de noviembre de 1985, una bomba por segundo— ocasionó la desencadenó torrentes de agua, mezclada con materiales de la propia erupción, muerte de 57 personas y pérdidas ma- vegetación y rocas arrancadas de las laderas del volcán. Estos flujos de lodo o lahares, de volumen y densidad elevados —más de 60 millones de metros cúbicos—, teriales cercanas a los mil millones de se precipitaron a gran velocidad por la red de barrancos, destruyendo la red viadólares. ria local (doscientos kilómetros de carretera y 19 de puentes, por lo menos), aisEl 13 de noviembre de 1985 entró lando comunidades enteras y arrasando parcialmente el pueblo de Chinchiná y, en erupción otro volcán, también lar- totalmente, el de Armero.
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tes y los océanos, las montañas, las fo- mente, a la caída de piroclastos (lapilli sas oceánicas, los terremotos, etcéte- y bombas) en un entorno restringido ra. Actividades todas ellas que resul- del centro de emisión y al flujo de latan de los movimientos relativos de las vas muy fluidas, que a veces alcanzan grandes placas en que se encuentra grandes velocidades. El daño a las perdividida la litosfera terrestre. Las pla- sonas suele ser mínimo o nulo y afeccas litosféricas se separan a partir de ta sólo a las estructuras que no pueun eje o borde divergente, se van den desplazarse: carreteras, puertos, aproximando, chocan y pueden acabar viviendas, flora, etcétera. sumergiéndose unas debajo de otras Un caso excepcional lo constituyó en los bordes convergentes, denomi- la erupción del volcán zaireño Nyiranados en este último caso “activos” por gongo, en 1977. Un lago de lavas muy estar asociados a una intensa activi- fluidas que ocupaba el cráter de 1200 dad sísmica y volcánica. metros de diámetro y 1000 de profundidad se vació rápidamente a través a mayoría de los volcanes, el 95 por de un sistema de fisuras paralelas ciento, se sitúan en los bordes de que se abrieron simultáneamente en esas placas litosféricas y sólo el 5 por los flancos del volcán. En poco más de ciento restante lo hace en su interior. una hora, diez millones de metros cúEn términos generales, tanto el vulca- bicos de lava fluyeron ladera abajo a nismo de borde divergente como el de velocidades de hasta 60 kilóme tros interior de placa suelen generarse a por hora, con frentes de dos metros partir de magmas poco viscosos, con de altura. El balance final de ese inmecanismos eruptivos de baja explo- sólito fenómeno volcánico señalaba la sividad. El riesgo de ambos tipos de pérdida de cinco kilómetros cuadraerupción va asociado, fundamental- dos de cultivo, centenares de casas
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2. UBICACION EN EL MARCO de la tectónica de placas de los volcanes que han producido las erupciones con mayor número de víctimas desde el año 1700. El riesgo volcánico en el planeta es elevado, al coincidir algunas de las zonas más
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destruidas y de 50 a 100 víctimas humanas. En los bordes convergentes, en cambio, los magmas generados suelen ser muy viscosos. Atrapan el gas disuelto y alcanzan presiones elevadísimas que se liberan, de forma explosiva, en la erupción. A esta última situación se puede llegar también partiendo de magmas fluidos, a través de procesos que cambian su composición inicial aumentando la viscosidad. Pertenecen a este tipo de magmas viscosos la mayoría de los grandes volcanes del planeta (el Cinturón de Fuego del Pacífico, con el 75 por ciento del vulcanismo activo) y, desde luego, los más peligrosos. Característica de esos volcanes es la permanencia de la actividad eruptiva concentrada en un punto durante largo tiempo; en ellos también, la acumulación de materiales de sucesivas erupciones y el escaso recorrido de las lavas a causa de su viscosidad, crea edificios de gran altura. Y en esa progresiva elevación de los edi-
densamente pobladas con las áreas de vulcanismo activo. Este riesgo es agudo en los bordes convergentes de placas —el Cinturón de Fuego del Pacífico—, donde los mecanismos eruptivos poseen un carácter violento.
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3. COMPLEJO VOLCANICO RUIZ-TOLIMA, situado en el extremo norte de los Andes colombianos, formando una cresta entre los valles de los ríos Cauca y Magdalena. El gran desnivel existente entre la cima del Ruiz, a 5400 metros, y el valle del Magdalena, a poco más de 400 metros, salvado en tan sólo 40 kilómetros
de recorrido, explica la elevada energía adquirida por los flujos de lodo originados al fundirse parte del casquete glaciar (color blanco) en la erupción del cráter Arenas (punto rojo). La canalización de estas avalanchas (trazo negro) por la red de barrancos llevó su poder destructor hasta las poblaciones.
ficios volcánicos se encierra el germen da, bien por un fenómeno añadido: un velocidades de 250 kilómetros por hode su propia destrucción, aumentan- movimiento sísmico intenso que pro- ra, que le permitían remontar pendo correlativamente su peligrosidad. voque el desplome del edificio inest a- dientes de hasta 400 metros. En efecto, el aumento en altura con- ble. En ambos casos, la rotura es anáTanto las explosiones laterales co vierte a los edificios en mecánicamen- loga a la producida por un explosivo, mo las avalanchas producen la deste inestables, facilita su derrumbe y originándose una onda expansiva di- trucción total del área afectada, y no desencadena, a veces, erupciones ca- rigida, a veces lateralmente, en cuyo hay otra forma de evitar sus efectos tastróficas, al liberar de forma instan- caso adquiere enorme poder destruc- que la evacuación previa de la zona. tánea la presión acumulada en el in- tivo. En la erupción del Santa Elena Una vez que el conducto eruptivo se terior. se había producido una protuberan- pone en comunicación directa con la cia por efecto de una intrusión late- atmósfera, la brusca caída de presión n el comienzo de estas erupciones ral de magma, que inestabilizó el libera el gas ocluido a sobrepresión en suele ocurrir que el conducto vol- flanco norte del edificio y obturó la el magma viscoso, generándose burcánico esté taponado por lava solidi- salida de los gases y del vapor de bujas que acaban estallando y fragficada de las emisiones anteriores; la agua, mantenidos así a enorme pre- mentando el magma. Se pasa así súpresión de los gases encerrados pue- sión. Un terremoto de magnitud cin- bitamente de un sistema líquido-gas de así adquirir valores altísimos, en co precipitó el desplome del flanco en- a otro disperso de gas-lava fragmenparticular si el magma entra, en su tero del volcán y provocó una explo- tada, lo que conlleva un descenso geascenso, en interacción con el agua sión lateral dirigida, cuya onda de neral de la presión en el conducto de del subsuelo, pues se producen enton- choque barrió 500 kilómetros cuadra- salida y una enorme expansión del seces grandes cantidades de vapor de dos a velocidades de 400 kilómetros gundo sistema. ésta a gran presión. El equilibrio en- por hora, que arrancó de cuajo árbotre la presión confinante de las rocas les de hasta dos metros de diámetro. l proceso en cadena que se genera y la fuerza expansiva del gas puede Simultáneamente, una avalancha de da lugar a un chorro o columna romperse, bien porque esta última dos kilómetros cúbicos de rocas y hie- eruptiva que se dispara verticalmen venza la resistencia mecánica del ta- lo, fluidificada por el vapor de agua, te a velocidades de hasta 600 metros pón que obstruye el conducto de sali- se precipitó ladera abajo, alcanzando por segundo y en continua expansión;
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arroja a la atmósfera gases sobrecalentados, fragmentos de lava incandescente y trozos arrancados de las paredes del conjunto en volúmenes que a veces se miden por kilómetros cúbicos (1,4 en el episodio del Santa Elena). La expansión, que prosigue al inyectarse el chorro en la atmósfera, provoca una pérdida de densidad por caída de los fragmentos menos ligeros, lo que eleva la columna hasta alcanzar frecuentemente decenas de kilómetros de altura. Al llegar a la zona de inversión de temperaturas (límite estratosfera-troposfera) adquiere la forma de hongo típica y, por último, arrastrada por los fuertes vientos laterales, la de pluma. Según la altura que alcancen el chorro o la pluma, y de acuerdo con la dirección y velocidad del viento, los fragmentos se dispersan por una amplia zona. Los de granulometría muy fina —las llamadas cenizas— se mantie-
nen largo tiempo en suspensión y llegan hasta puntos muy alejados del epicentro del episodio. En la erupción del Santa Elena se observaron depósitos de ceniza de varios centímetros de espesor en varias ciudades de Washington, Idaho y Montana; en la del Nevado del Ruiz se registró caída de cenizas en Venezuela, a 400 kilómetros de distancia.
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diferencia de las explosiones laterales dirigidas y las avalanchas, las lluvias de cenizas no representan un grave riesgo para las personas y la red viaria de una zona. Lo que no deja de ser una suerte, pues se trata del fenómeno más típico de las erupciones volcánicas. Producen, sin embargo, graves trastornos en los núcleos de población: hundimiento de techos de viviendas, intensa reducción de la visibilidad, daños en motores de combustión, alteración del
4. MAPA DE RIESGOS VOLCANICOS del Nevado del Ruiz, elaborado por Ingeominas y presentado una semana antes de la erupción del 13 de noviembre de 1985. Difundido por Colombia a través de un periódico nacional, este trabajo, que anticipaba con gran precisión las zonas que luego serían devastadas por
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suministro energético, etcétera. Acarrean también graves perjuicios contra los recursos agropecuarios, al destruir cosechas y provocar —por ingestión de las cenizas volcánicas— trastornos digestivos e incluso la muerte del ganado. Las coladas o flujos de piroclastos son, sin duda, el fenómeno más cruento y destructivo de estas erupciones volcánicas. Su génesis está asociada al ascenso del chorro eruptivo a la atmósfera, en el que se distinguen dos fases: una superior convectiva —que dará lugar a la lluvia de cenizas— y otra inferior de empuje, en que la gra vedad frena pronto el ascenso de los fragmentos sólidos (piroclastos) por efecto de la velocidad inicial y provoca su caída y su rápido descenso por las laderas del volcán. Las temperaturas de centenares de grados de estos flujos piroclásticos —llamados, con toda propiedad, nubes ardientes—,
los flujos de lodo, pudo ser un elemento decisivo en la previsi ón y mitigación de los efectos de la erupci ón. De los riesgos indicados en el mapa, sólo el de los lahares se produjo de forma muy similar a la prevista. No ocurrió así con el flujo de coladas lávicas, que no se dio, ni con las exposiciones laterales.
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sus velocidades a veces de cientos de kilómetros por hora y su enorme mo vilidad, favorecida por la fluidificación del sistema (descenso de la densidad y la viscosidad) por efecto de los ga ses calientes que mantienen en flotación las partículas sólidas, explican los letales efectos del fenómeno. Los edificios, los bosques y cualquier estructura en pie resultan arrasados y quemados hasta su total destrucción; las probabilidades de supervivencia tras el impacto directo de una colada piroclástica son virtualmente nulas, sin que puedan tomarse otras medidas que la evacuación a tiempo de las zonas amenazadas. En este breve repaso de los principales factores de riesgo asociados a las erupciones volcánicas queda por citar uno de los más frecuentes y peligrosos: los flujos de lodo o lahares. El crecimiento en altura de los edificios volcánicos poligénicos —llamados así por haberse construido por acumulación de materiales de varias erupciones, en contraposición a los monogénicos que son el resultado de una sola erupción— no sólo puede provocar su debilitamiento y desplome, sino que genera laderas con pendientes muy pronunciadas y grandes desniveles, proporcionando una gran energía potencial a los materiales que se acumulan en precario equilibrio en la cima del edificio. Basta a veces una ligera lluvia para desencadenar un flujo de lodo fluidificado, que, a causa de su densidad y de las fuertes pendientes, se canaliza por los barrancos y avanza a velocidad de hasta decenas de kilómetros por hora. Tales avalanchas recogen en su recorrido material arrancado de los cauces, aumentando así su densidad y su poder destructor. Por otro lado, los volcanes de gran altura suelen estar cubiertos por casquetes permanentes de hielo; la presencia de millones de metros cúbicos de agua, a miles de metros de altura, supone un riesgo terrible, pues en caso de erupción la caída de material muy caliente provoca la rápida licuación del hielo y genera flujos de lodo devastadores.
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n ejemplo desgraciadamente espectacular del poder destructor de los flujos de lodo fue la erupción del 13 de noviembre de 1985 del Ne vado del Ruiz. Este volcán gigantesco, que se encumbra a 5400 metros de altura, se halla en el extremo septentrional del complejo volcánico RuizTolima, en los Andes colombianos. Pertenece al tipo de vulcanismo propio de margen activo, donde los magmas suelen ser viscosos y acostum-
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5. LA EXPLOSION FREATICA producida a las 15,05 horas, al inicio de la erupción del 13 de noviembre, depositó un f ino tapiz de cenizas volcánicas sobre la veget ación en un radio de decenas de kilómetros. La ganadería sufrió graves trastornos al ingerir estos productos, tóxicos y con fragmentos cortantes de vidri o volcánico. La muerte de numerosas reses obligó a desplazamientos masivos de ganado a zonas alejadas.
bran darse mecanismos eruptivos muy explosivos. Una densa red de barrancos radiales une el casquete glaciar, de 21 kilómetros cuadrados y unos 500 millones de metros cúbicos de hielo que corona este volcán, con los valles del Cauca y el Magdalena. Los ríos Lagunillas y Azufrado descienden desde la cima del Nevado del Ruiz hasta el pueblo de Armero, sal-
vando en poco más de 40 kilómetros un desnivel de 4500 metros. La erupción del 13 de noviembre de 1985, aunque de escasa duración y poca energía, produjo la caída de fragmentos de pómez incandescentes y de flujos piroclásticos sobre el casquete glaciar. La brusca fusión de unos 50 millones de metros cúbicos de agua provocó lahares que transportaron por
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6. SECUENCIA DE LAS DIFERENTES FASES de actividad d el volcán Nevado del Ruiz, desde los primeros indicios de reac-
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tivación a finales de 1984 hasta la erupción plinian a, catastrófica, del 13 de noviembre de 1985. Los fenómenos sísmicos se
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indican de forma muy simplificada en las casillas horizontales y con rotulación de color gris; los episodios eruptivos en rojo
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y en azul señalan los hitos principales relacionados con los flujos de lodo. El tiempo se indica en hora local.
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los cauces de estos ríos entre 30 y 40 millones de metros cúbicos de lodo a velocidades en ocasiones superiores a los 40 kilómetros por hora, hasta distancias de 80 kilómetros. En su recorrido asolaron la localidad de Armero, pereciendo en pocos instantes 22.000 habitantes. La magnitud de la catástrofe se pondera mejor si se considera que sólo se fundió apenas un 10 por ciento del volumen total del glaciar. Si la erupción hubiese tenido mayor intensidad y se hubiese fundido todo el glaciar, las proporciones del siniestro hubieran sido inimaginables. Pero el desastre de Armero pudo haberse evitado. ¿Cómo? Aunque este volcán llevaba largo tiempo inactivo y se había convertido incluso en centro de atracción turística, los geólogos conocían su historia, que registraba al menos diez grandes erupciones de carácter explosivo a lo largo de los últimos 10.000 años. En 1595 y 1845 se produjeron erupciones, siendo el último episodio responsable de flujos de lodo que barrieron el cauce del río Lagunillas hasta alcanzar el Mag dalena. Armero quedó arrasado y murieron mil personas.
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n año antes de la catastrófica erupción de 1985, el Nevado del Ruiz dio claros indicios de reanudar su actividad, con un incremento anormal de su sismicidad y producción fumaroliana. Expertos colombianos y extranjeros avisaron a las autoridades de una previsible erupción con grandes probabilidades de originar flujos de lodo destructivos. Se inició la elaboración de un mapa de riesgos volcánicos del Ruiz y se instalaron cuatro sismógrafos portátiles alrededor del volcán, que confirmaron inmediatamente el elevado nivel de actividad sísmica. El 11 de septiembre se produjo una erupción freática; a 25 kilómetros del volcán, sobre la ciudad de Manizales (230.000 habitantes), cayó una lluvia de cenizas y comenzó a fluir lodo por los ríos Guali y Azufrado, que progresó en su avance hasta 27 kilómetros de distancia. Resultaba obvio que se vivía en una situación de alto riesgo de erupción importante. El mapa de riesgos volcánicos se terminó de elaborar el 7 de octubre y en él se anticipaba con gran exactitud las zonas que serían luego devastadas por los lahares, Armero incluido. Se entregó el mapa a las autoridades y se publicó en la primera página de un periódico colombiano; se exponía en él con claridad que, de producirse una erupción, habría un 100 por ciento de probabilidades de que se originasen flujos de lodo que podían asolar las po-
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7. MAPAS DE RIESGO VOLCANICO de las dorsales activas de la isla de Tenerife. Para su elaboración, realizada por ordenador, se dividió la isla en cuadrículas de un kilómetro cuadrado, asignando a cada una de ellas 17 parámetros relacionados con la población, la infraestructura, los datos vulcanológicos y la pendiente topográfica. La simulación de erupciones se basa en la estimación de la dispersión de piroclastos y en el flujo de coladas siguiendo la máxima pendiente. La interacción de varios archivos de datos —densidad de población e infraestructura, concentración de centros de emisión recientes y topografía— permite, median-
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blaciones de Chinchiná, Honda, Mariquita y, especialmente, la de Armero. Se recomendaban también medidas de evacuación. En particular, se aconsejaba la evacuación inmediata a zonas altas al observar caída de cenizas, indicio claro del comienzo de la erupción y de la inminente llegada de los flujos de lodo. Pero la escasa percepción de la amenaza por parte de las autoridades y de la población, así como un conjunto de hechos desgraciados, permitieron que ocurriera una catástrofe evitable. Aunque no se percibieron signos previos especialmente alarmantes — el mismo día previo a la erupción varios geólogos visitaron el interior del cráter—, ésta se inició de repente el 13 de noviembre, poco después de las tres de la tarde. Una fuerte explosión freática dispersó finos fragmentos de pómez y rocas en un radio de 50 kilómetros, al tiempo que se formó una densa columna negra en la cima del volcán. Dos horas más tarde, comenzaba a caer una fina lluvia de cenizas sobre Armero. Avisadas las autoridades, se decidió finalmente, a las 19,30 horas, la evacuación de Mariquita y de Armero, evacuación que no se lle vó a efecto tal vez por la resistencia de la población a interrumpir la cosecha de café y por el temor a saqueos. Poco después de las nueve de la noche comenzaba la fase paroxística de la erupción: dos violentas explosiones freáticas que se oyeron a 30 kilómetros del volcán coincidieron con el inicio de una vibración continua o tremor armónico que saturó los registros de los sismógrafos (21,05 hora local) por espacio de casi una hora.
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iolentas explosiones freáticas laterales de carácter turbulento y flujos piroclásticos destruyeron e incendiaron el motel refugio situado a dos kilómetros al oeste del cráter, depositando una fina capa de lodo en los obstáculos verticales y arrancando la vegetación hasta un radio de cinco kilómetros en algunos puntos. A las 21,30 comenzó a formarse una columna eruptiva que llegaría, en progresión creciente, hasta una altura de más de 10 kilómetros. De la columna se desprendieron fragmentos de roca arrancados del conducto de salida y escorias y pómez incandescentes, que fueron a caer sobre el glaciar durante al menos hora y cuarto. te procesado, la obtención de varios tipos de mapas de riesgo. El mapa a delimita zonas con Los flujos piroclásticos y la lluvia de distintos niveles de probabilidad de ocurrencia de erupciones (1 bajo, 2 moderado, 3 alto y 4 fragmentos de lava incandescente promuy alto), en función del número de centros de emisión recient es. El mapab indica la población dujeron la rápida licuación de grandes que quedaría afectada por una erupción en cualquier punto de la isla, sin introducir el factor volúmenes de hielo, que se convirtieprobabilidad. El mapa c incorpora ese factor, definiendo así zonas de distinto nivel de riesgo. Por último, el mapa d indica las zonas donde una erupción afectaría a núcleos de población ron en torrentes de agua (21,20 horas) de más de 1000 habitantes, con baja (1) y elevada ( 2) probabilidad de ocurrencia. y arrastraron consigo buena parte de
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nes volcánicas. El comportamiento aleatorio de los volcanes impide, sin embargo, una predicción precisa de la ocurrencia de un episodio y del estilo y la magnitud del mismo. La defensa contra sus efectos descansa, pues, en la elaboración de mapas que determinan los riesgos previsibles, mediante la reconstrucción de la historia del volcán, en la vigilancia con técnicas que permitan la detección con antelación del inicio de la erupción y en la planificación anticipada de las medidas a adoptar al pro ducirse la crisis. En este orden resulta ejemplar la vigilancia que ejerce del Nevado del Ruiz el Comité de Estudios Vulcanológicos; en este volcán, todavía activo y con parecido nivel de riesgo que antes de la erupción del 13 de noviembre, se mantiene bajo obser vación cualquier variación en su forma o en la del cráter, aparición o ensanchamiento de fisuras en el volcán y en el casquete glaciar, incremento de la actividad fumaroliana, emisión de materiales sólidos, estudio de la red de drenaje y otros. Súmese a ello la observación directa periódica, la fotografía aérea y el registro sísmico y 8. NEVADO DEL RUIZ, unas semanas después de la erupción del 13 de noviembre de otros tipos. de 1985, visto desde la ciudad de Manizales. La espectacular columna que se eleva Afortunadamente, la erupción no es del cráter está compuesta principalmente por vapor de agua. La proximidad del el inicio sino la fase final del verdadevolcán explica la aguda percepción actual del riesgo por parte de la población, en ro fenómeno volcánico, que consiste en contraste con la época anterior a la erupción, en que se había perdido memoria de la generación de magma y su ascenso su peligrosidad por su inactividad desde el año 1895, hasta el punto de haberse a la superficie. El violento proceso de convertido en un importante recurso turístico. desplazamiento de una masa de gran volumen a muy elevada temperatura los piroclastos depositados sobre el sas y hubo mil bajas. La lluvia de ce- produce unos efectos físicos y químiglaciar y materiales arrancados de las nizas se hizo más intensa sobre Arme- cos que pueden detectarse, actuando laderas, transformándose en flujos de ro y el frente llegaba y arrasaba la po- como precursores de la erupción. El lodo que descendieron por los flancos blación a las 23,35. Todavía tenían Nevado del Ruiz cuenta hoy con una del volcán y terminaron canalizados tiempo las personas que permanecían red de seis sismógrafos colocados en por la red de barrancos. La relativa es- despiertas de huir, alertadas por el un radio de unos cinco kilómetros alcasa importancia de esta erupción, fragor del flujo que se avecinaba con rededor del cráter, que transmiten la tanto por su duración como por el vo- un frente de varias decenas de metros señal en tiempo real por radio al Oblumen de materiales emitidos (de 10 a de altura. De una caravana de medio servatorio en Manizales; esta red per100 millones de metros cúbicos, según centenar de coches, los diez de cabeza mite el registro continuo de los seísestimaciones sobre el terreno), demos- consiguen ponerse a salvo, prueba de mos y la localización de sus focos, traba la eficaz transferencia de calor que, si se hubiera preparado a la po- aportando información sobre cualdel material fragmentario al hielo, si blación al comienzo del episodio, se quier incremento de la actividad del tenemos en cuenta el volumen de hie- habría contado con tiempo suficiente volcán y sobre posibles cambios en el lo fundido. La generación de los laha- para su total evacuación. (Conviene nivel de magma. Otra red de cuatro no olvidar, sin embargo, que toda eva- inclinómetros para registrar hasta las res se vio favorecida por la acumulación de materiales sueltos en la base cuación implica siempre cuantiosos mínimas variaciones de nivel infordel glaciar y por las fuertes lluvias que perjuicios económicos y graves tras- man en tiempo real de cualquier deprecedieron a la erupción, que los tornos para los individuos afectados. formación del terreno, detectando protransformaron en una masa saturada Resulta muy difícil, y subjetivo, pon- cesos de inflación-deflación originados de gran inestabilidad. derar cuándo se debe decidir la eva- por ascensos del magma desde zonas cuación, sobre todo si no hay antece- más profundas. lrededor de las 22 horas, se avisó dentes en la zona o si la población no En España, el riesgo volcánico se por radio a la ciudad de Armero, está bien informada.) circunscribe a las islas Canarias. Aunpero, al parecer, en vez de ordenarse Desgraciadamente tuvieron que que hay vulcanismo peninsular relala evacuación se aconsejó a sus habi- ocurrir esas catástrofes para que la tivamente reciente, desde el punto de tantes permanecer en sus casas. El vulcanología conociera un espectacu- vista geológico, únicamente el de Cafrente de flujo de lodo que discurría lar desarrollo en lo concerniente a la narias puede considerarse activo. El por el río Molinos llegó, a las 22,4 0, al evaluación del riesgo volcánico y a la propio proceso volcánico es el responpueblo de Chinchiná: destruyó 400 ca- vigilancia y previsión de las erupcio- sable de la existencia de las islas, cu-
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ya construcción se ha ido produciendo cosos que caracterizan a la mayoría de ce permite una ordenada evacuación a lo largo de los últimos veinte millo- estos volcanes, aquí son de carácter fi- de las personas afectadas. nes de años al menos. En los últimos sural y producen lavas muy fluidas. Amb os fen óme nos ent rañ an, en milenios, las Canarias han sufrido Todo el vulcanismo de que se tenga no- cambio, un grave peligro potencial pacientos de erupciones volcánicas y, ticia histórica se ha producido en es- ra la estructura socioeconómica de las desde la colonización española del ar- tas dorsales, lo que facilita la labor de islas, ya que pueden incendiar boschipiélago en el siglo XVI, una docena vigilancia. ques, arrasar tierras de cultivo y vide ellas. La última, en 1971. viendas, cortar las vías de comunicaEl vulcanismo canario se manifiesl riesgo volcánico asociado a las ción, etcétera. La erupción de mayo de ta activo en toda la alineación del ardorsales, donde predominan los 1706 de la Montaña Negra, en la verchipiélago, con erupciones muy re- mecanismos eruptivos de baja explo- tiente norte de Tenerife, no produjo cientes en sus extremos: Lanzarote sividad, es muy bajo en comparación víctimas, pero rellenó el puerto de Ga(1824) y La Palma (1971). Aunque no con el del vulcanismo explosivo que rachico, entonces el único importante aparecen pautas específicas que per- hemos visto. En realidad es casi nulo y base de todo el comercio con las Inmitan adjudicar mayores probabilida- para la población, como confirma el dias; desde entonces, las actividades des a una zona determinada del archi- hecho de que no se hayan registrado portuarias principales se trasladaron piélago, sí es cierto que hay una ma- víctimas directas de erupciones en el a la capital de la isla. (Se han elaboyor actividad en las islas de Tenerife, archipiélago. Los fenómenos típicos de rado mapas de riesgo volcánico para Lanzarote y La Palma, donde se han las erupciones canarias son la caída erupciones en las dorsales de Teneriproducido las erupciones de los últi- de piroclastos en un radio de uno s po- fe, que simulan, mediante ordenador, mos 500 años; por contra, la isla de La cos kilómetros alrededor del centro de las medidas de evacuación de la poblaGomera no ha registrado actividad emisión y el flujo de coladas lávicas a ción que se vería afectada en un epi volcánica desde hace cuatro millones favor de las pendientes topográficas. sodio eruptivo, en función del lugar de de años, por lo menos. El primero no reviste peligro alguno ocurrencia.) Hoy sabemos que en las alineacio- para la población, salvo en las proxiEl panorama apuntado, de riesgo nes de islas volcánicas oceánicas como midades del volcán, y tampoco lo ha- casi mínimo, se complica si tenemos las Canarias o las Hawai, la actividad ce el flujo de coladas, cuyo lento a van- en cuenta la presencia en el centro de volcánica se concentra en las islas que se encuentran en la vertical de una zona de generación de magma, fija en el manto, que se suele denominar “punto caliente”. En el caso de las Canarias, esta circunstancia corresponde a las islas más al interior del Atlántico: El Hierro y la Palma. En tiempo geológico, las erupciones se concentrarán en estas islas juveniles, en fase de rápido crecimiento, sin descartar que surjan en el futuro nuevas islas que prolonguen la cadena de islas hacia el interior del océano. Tampoco existe una pauta definida de la ocurrencia temporal de las erupciones; los períodos eruptivos oscilan de 1 a 237 años, con 30 años de valor promedio y una desviación típica de 25 años. No se puede prever, con los datos disponibles, cuándo podría darse un nuevo episodio eruptivo en las Canarias, aunque sí existen zonas de localización preferente. En efecto, en el vulcanismo canario, que pertenece a los basaltos alcalinos por hallarse en el interior de una placa litosférica, las erupciones son, predominantemente, de carácter fluido, y de baja explosividad, los mecanismos implicados. Los centros de emisión se alinean, por lo común, a lo largo de fracturas, abiertas ya en la corteza oceánica, donde se 9. EL TEIDE, en la isla canaria de Tenerife, es el único estratovolcán activo y la acumulan materiales y crecen en al- máxima elevación de España, con sus 3718 metros sobre el nivel del mar. Aunque tura durante un intervalo de miles de su historia volcánica reciente nos lo muestre poco activo (la última erupción se años hasta configurar edificios volcá- produjo en la primera mitad del siglo XV ), su altitud, mayor inestabilidad, presennicos en tejado, que en Canarias reci- cia de nieve buena parte del año y posibilidad de mecanismos eruptivos violentos, aconsejan vivamente su estudio y vigilancia. El gobierno de Canarias y el CSIC ben el nombre de dorsales. Se trata, —a través de su Estación Volcanológica de Canarias— han desarrollado un proen realidad, de verdaderos edificios grama que ha permitido la instalación de una primera estación sísmica con enlace poligénicos; a diferencia de la centra- telemétrico en la base del volcán, que aporta información en tiempo real de su lización y formación de magmas vis- nivel de actividad.
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COLABORADORES DE ESTE NUMERO Traducción: Pauline Agnew: El Vesubio; Albert Pujadas: El Etna; Andrés Pocoví: La erupción de Krakatoa; Miguel Gich: Las erupciones del monte Santa Elena; Nemesio M. Pérez: Dinámica del volcán Kilauea; Montserrat Domingo: Calderas volcánicas gigantes y Volcanes submarinos; Mónica de la Barreda: Hielo y fuego. Una erupción volcánica bajo un glaciar ; Josep Mas Pla: Hundimiento de los volcanes; César Casquet Martín: Fuentes termales en el fondo del océano Fotografía portada: Daniel J. Johnson Página
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Fuente
Le Science Olivier Raffet Le Science Album of Krakatau Todd Pink U.S. Geological Survey Andrew Tomko Robert Decker NASA Robert Decker Andrew Tomko Lee Allen Thomas/Doug Peebles Photography Guilbert Gates Landsat/EROS Data Center Guilbert Gates J. D. Griggs, U.S. Geological Survey (arriba), Guilbert Gates (abajo) J. D. Griggs (izquierda), M. Timothy O’keffer/Bruce Coleman, Inc. (derecha) Paul Wessel Pour la Science Natural Environment Research Council, Swindon, Inglaterra y Universidad a Distancia Peter Francis Tom Prentiss Peter Francis Páll Stefánsson Instituto Lunar y Planetario (por cortesía del Centro de Vuelos Espaciales Johnson) George V. Kelvin, Science Graphics Stephen Self Quesada/Burke, cortesía de la Biblioteca Pública de Nueva York Andrew Tomko Roger Hékinian, Centre Océanologique de Bretagne Ian Worpole Roger Hékinian, Centre Océanologique de Bretagne Instituto Oceanográfico de Woods Hole Ian Worpole J. C. Carracedo J. C. Carracedo y Magda Mària J. C. Carracedo J. C. Carracedo y Magda Mària J. C. Carracedo, V. Soler y Magda Mària J. C. Carracedo
Tenerife del complejo Teide-Pico Vie- avalanchas casi instantáneas de cen jo, edificio volcánico de 3718 metros tenares de kilómetros cúbicos, que se de altura, la máxima elevación del desparraman por el fondo oceánico país, que se ubica exactamente en el hasta distancias considerables. Estos punto de intersección de las tres dor- “deslizamientos gigantes” producen sales de la isla (NE-SO, NO-SE y N-S). olas gigantescas o “tsunamis” que reEn esta zona se ha concentrado el vul- corren miles de kilómetros. Decenas canismo en las últimas decenas de mi- de estas avalanchas catastróficas se les de años, generando un edificio de han reconocido en las islas Hawai y tipo central que aún permanece acti- varios en las islas Canarias occiden vo. La persistencia en un punto de la tales. Afortunadamente, sin embaractividad volcánica ha creado una cá- go, se trata de fenómenos que ocurren mara magmática bastante superficial, muy de tarde en tarde, y ninguno ha donde el magma ha evolucionado mo- podido observarse en tiempos histódificando su composición hacia tipos ricos. más viscosos y ricos en substancias volátiles, con el consiguiente aumento l Consejo Superior de Investigadel carácter explosivo de sus erupciociones Científicas de España llenes. Por otro lado, la altura alcanza- va tiempo trabajando en el estudio da por el edificio ha incrementado su del vulcanismo canario y la preveninestabilidad y permite que acumule ción de sus riesgos, aunque todavía en su cima una masa de nieve, aun- de una manera insuficiente. En su que de poco espesor. Instituto de Recursos Naturales de la Laguna, la Estación Volcanológica de a actividad de ese complejo volcá- Canarias está desarrollando dos pronico es muy reducida. Tuvo, sin gramas, fruto de la colaboración enembargo, una importante erupción tre ese organismo y el gobierno del en la primera mitad del siglo XV , con archipiélago, gracias a los cuales se flujos de lava traquítica de intenso ha instalado una red de estaciones color negro por la presencia de vidrio sísmicas con enlace por radio que cu volcánico (obsidiana), que llegaron a bre todo el archipiélago y se analizala costa por el norte de la isla; hay rán periódicamente parámetros vulconstancia de otra erupción, 3000 canológicos válidos como precursoaños atrás, que fue de carácter explo- res: contenido de radón y o tros gases sivo, aunque de muy baja intensidad, volcánicos en las aguas de galerías en la que se formó el edificio de la subterráneas, variaciones de tempeMontaña Blanca, llamada así por ha- raturas en zonas de anomalía térmillarse cubierta de pómez de ese color. ca y otras magnitudes. Las técnicas Otro indicio claro de que este volcán reseñadas permitirán un mayor conopermanece activo es la presencia de cimiento del vulcanismo activo de esa anomalías térmicas y fumarolas en área densamente poblada y una mesu cráter —con temperaturas que al- jor preparación fren te al riesgo de canzan los 83 grados C, correspon- erupciones. diente a la ebullición del agua a esa altura—, emanación de gases volcánicos, así como frecuente actividad sísmica de origen volcánico. Teniendo en cuenta estos factores, y ateniéndonos al concepto de riesgo BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA volcánico —el producto de la probabiTHE SURVEILLANCE AND PREDICTION OF lidad de que en una zona ocurra deV OLCANIC A CTIVITY . Unesco. París, terminado fenómeno por las pérdidas 1971. que se esperan, económicas y en vidas LOS VOLCANES DE LAS ISLAS CANARIAS. humanas—, el vulcanismo basáltico (Volúmenes I: Tenerife, II: Lanzarote y fisural de las dorsales presenta una Fuerteventura, y III: Gran Canaria). Vicente Araña y Juan Carlos Carracedo. elevada probabilidad y un bajo, o inEditorial Rueda; Madrid, 1978. cluso nulo, riesgo. Mucho mayor es el OLCANOLOGÍA DE CANARIAS. Juan Carlos V riesgo que se corre con el complejo TeiCarracedo, en “Geografía de Canarias” de-Pico Viejo, a pesar de la escasa pro(capítulos 1, 3, 4, 5 y 6). Editorial Intebabilidad de ocurrencia. rinsular Canaria, Tenerife, 1984. Un fenómeno espectacular que se V OLCANIC E MERGENCY MANAGEMENT . ha descubierto recientemente en esJohn Tomblin. Office of the United Natas islas oceánicas, gracias a investitions Disaster Relief Co-Ordinator (UNDRO). Ginebra, 1985. gaciones en las propias islas y en los THE 1985 RUIZ VOLCANO DISASTER. Dafondos marinos circundantes, es que rrell G. Herd y Comité de Estudios Vola menudo crecen demasiado rápidacanológicos; EOS , vol. 67, págs. 457mente, sobrepasan el umbral de es460; 1986. tabilidad y se desploman formando
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