Geología física

Existen numerosos tipos de volcanes o fuentes volcánicas; algunos de los más comunes se resumen en la Tabla 4.1.

Tabla 4.1 Resumen de los tipos importantes de vulcanismo

En la figura 4.9 se comparan los tamaños y formas de los volcanes típicos de escudo, compuestos y de conos de ceniza, aunque, para ser justos, el Mauna Loa es el mayor volcán de escudo de la Tierra; todos los demás son más pequeños. El Mauna Loa se eleva desde el fondo marino plano que lo rodea, y su diámetro es del orden de 200 km. Su elevación es de 4.169 m sobre el nivel del mar. El Monte St. Helens, un volcán compuesto, se eleva sobre las colinas circundantes de la cordillera Cascade. Su diámetro es de unos 6 km y su altura es de 2.550 m sobre el nivel del mar. Los conos de ceniza son mucho más pequeños. En este dibujo, incluso un gran cono de ceniza es sólo un punto.

Los conos de ceniza, como el Cono de Eva en el norte de la Columbia Británica (Figura 4.10), suelen tener sólo unos cientos de metros de diámetro, y pocos superan los 200 m de altura. La mayoría están formados por fragmentos de roca máfica vesicular (escoria) que fueron expulsados al hervir el magma cuando se acercó a la superficie, creando fuentes de fuego. En muchos casos, éstas se convirtieron posteriormente en efusivas (flujos de lava) cuando se agotaron los gases. La mayoría de los conos de ceniza son monogenéticos, lo que significa que se formaron durante una única fase eruptiva que pudo durar semanas o meses. Como los conos de ceniza están formados casi exclusivamente por fragmentos sueltos, tienen muy poca resistencia. Pueden ser erosionados fácilmente y con relativa rapidez.

Volcanes compuestos

Los volcanes compuestos, como el Monte Santa Helena en el Estado de Washington (Figura 4.11), están casi todos asociados a la subducción en los límites de placas convergentes, ya sea en los límites océano-continente u océano-océano (Figura 4.4b). Pueden extenderse hasta varios miles de metros desde el terreno circundante y, con pendientes de hasta 30˚, suelen tener hasta 10 km de ancho. En muchos de estos volcanes, el magma se almacena en una cámara magmática en la parte superior de la corteza. Por ejemplo, en el monte St. Helens, hay evidencias de una cámara de magma de aproximadamente 1 km de ancho que se extiende desde unos 6 km a 14 km por debajo de la superficie (Figura 4.12). Las variaciones sistemáticas en la composición del vulcanismo a lo largo de los últimos miles de años en el Monte Santa Helena implican que la cámara de magma está zonificada, desde más félsica en la parte superior hasta más máfica en la inferior.

Las erupciones máficas (y algunas erupciones intermedias), por otro lado, producen flujos de lava; el que se muestra en la Figura 4.13b es lo suficientemente grueso (unos 10 m en total) como para haberse enfriado en un patrón de unión columnar (Figura 4.14). Los flujos de lava aplanan el perfil del volcán (porque la lava suele fluir más lejos que los desechos piroclásticos) y protegen los depósitos fragmentarios de la erosión. Aun así, los volcanes compuestos tienden a erosionarse rápidamente. Patrick Pringle, vulcanólogo del Departamento de Recursos Naturales del Estado de Washington, describe el Monte St. Helens como un «montón de chatarra». La roca que compone el monte Santa Helena tiene una composición que va desde la riolita (figura 4.13a) hasta el basalto (figura 4.13b); esto implica que los tipos de erupciones pasadas han variado mucho en su carácter. Como ya se ha señalado, el magma félsico no fluye fácilmente y no permite que los gases salgan con facilidad. En estas circunstancias, la presión se acumula hasta que se abre un conducto, y entonces se produce una erupción explosiva en la parte superior de la cámara magmática, rica en gases, que produce escombros piroclásticos, como se muestra en la figura 4.13a. Este tipo de erupción también puede provocar el rápido derretimiento del hielo y la nieve en un volcán, lo que suele desencadenar grandes flujos de lodo conocidos como lahares (Figura 4.13a). Los flujos piroclásticos calientes y rápidos y los lahares son las dos causas principales de víctimas en las erupciones volcánicas. Los flujos piroclásticos mataron a unas 30.000 personas durante la erupción del Monte Pelée en 1902 en la isla caribeña de Martinica. La mayoría fueron incinerados en sus casas. En 1985 un lahar masivo, provocado por la erupción del Nevado del Ruiz, mató a 23.000 personas en la ciudad colombiana de Armero, a unos 50 km del volcán.

En un contexto geológico, los volcanes compuestos tienden a formarse con relativa rapidez y no duran mucho. El Monte St. Helens, por ejemplo, está formado por roca que es toda ella más joven que 40.000 años; la mayor parte es más joven que 3.000 años. Si su actividad volcánica cesa, podría erosionarse en unas decenas de miles de años. Esto se debe en gran medida a la presencia de material eruptivo piroclástico, que no es resistente.

Volcanes de escudo

La mayoría de los volcanes de escudo están asociados a plumas del manto, aunque algunos se forman en límites divergentes, ya sea en tierra o en el fondo marino. Debido a su magma máfico no viscoso, suelen tener pendientes relativamente suaves (de 2 a 10˚) y los más grandes pueden tener más de 100 km de diámetro. Los volcanes en escudo más conocidos son los que conforman las islas hawaianas, y de ellos, los únicos activos están en la gran isla de Hawái. El Mauna Loa, el mayor volcán del mundo y la mayor montaña del mundo (por volumen) entró en erupción por última vez en 1984. El Kilauea, posiblemente el volcán más activo del mundo, lleva en erupción, prácticamente sin interrupción, desde 1983. El Loihi es un volcán submarino situado en el sureste de Hawai. Se sabe que entró en erupción por última vez en 1996, pero puede haber entrado en erupción desde entonces sin ser detectado.

Todos los volcanes hawaianos están relacionados con la pluma del manto que actualmente se encuentra debajo de Mauna Loa, Kilauea y Loihi (Figura 4.15). En esta zona, la placa del Pacífico se desplaza hacia el noroeste a un ritmo de unos 7 cm/año. Esto significa que los volcanes formados anteriormente -y ahora extintos- se han alejado bastante de la pluma del manto. Como se muestra en la Figura 4.15, hay evidencias de cámaras de magma en la corteza bajo los tres volcanes hawaianos activos. En el Kilauea, la cámara de magma parece tener varios kilómetros de diámetro y está situada entre 8 y 11 km por debajo de la superficie.

Aunque no es una montaña prominente (Figura 4.9), el volcán Kilauea tiene una gran caldera en su zona de la cima (Figura 4.16). Una caldera es un cráter volcánico de más de 2 km de diámetro; éste tiene 4 km de largo y 3 km de ancho. Contiene un elemento más pequeño llamado cráter Halema’uma’u, que tiene una profundidad total de más de 200 m por debajo del área circundante. La mayoría de los cráteres y calderas volcánicas se forman sobre cámaras de magma, y el nivel del suelo del cráter está influenciado por la cantidad de presión ejercida por el cuerpo magmático. Durante tiempos históricos, los suelos tanto de la caldera de Kilauea como del cráter de Halema’uma’u se han movido hacia arriba durante la expansión de la cámara de magma y hacia abajo durante la deflación de la cámara.

Una de las características más llamativas de la caldera de Kilauea es el aumento del vapor de agua (la nube blanca de la figura 4.16) y un fuerte olor a azufre (figura 4.17). Como es típico en las regiones magmáticas, el agua es el principal componente volátil, seguido del dióxido de carbono y el dióxido de azufre. Éstos, y algunos gases menores, se originan en la cámara magmática en profundidad y ascienden a través de grietas en la roca suprayacente. Esta desgasificación del magma es fundamental para el estilo de erupción del Kilauea, que, durante la mayor parte de los últimos 30 años, ha sido efusivo, no explosivo.

La erupción del Kilauea que comenzó en 1983 se inició con la formación de un cono de cenizas en Pu’u ‘O’o, aproximadamente a 15 km al este de la caldera (Figura 4.18). El magma que alimentó esta erupción fluyó a lo largo de un importante sistema de conductos conocido como la Falla Este, que se extiende a lo largo de unos 20 km desde la caldera, primero hacia el sureste y luego hacia el este. El flujo de lava y la construcción del cono de cenizas Pu’u ‘O’o (Figura 4.19a) continuaron hasta 1986, cuando el flujo se volvió efusivo. Desde 1986 hasta 2014, la lava fluyó desde una brecha en el flanco sur de Pu’u ‘O’o por la ladera de Kilauea a través de un tubo de lava (Figura 4.19d), emergiendo en o cerca del océano. Desde junio de 2014, la lava ha fluido hacia el noreste (véase el ejercicio 4.4).

Los dos tipos principales de texturas creadas durante las erupciones subaéreas efusivas son pahoehoe y aa. La pahoehoe, lava rugosa que se forma como lava no viscosa, fluye suavemente, formando una piel que se gelifica y luego se arruga debido al flujo continuo de la lava por debajo de la superficie (Figura 4.19b, y «vídeo de flujo de lava»). La aa, o lava en bloque, se forma cuando el magma se ve obligado a fluir más rápido de lo que puede (por ejemplo, al descender una pendiente) (figura 4.19c). La tefra (fragmentos de lava) se produce durante las erupciones explosivas y se acumula en las proximidades de los conos de ceniza.

La figura 4.19d es una vista de un tubo de lava activo en el borde sur de Kilauea. El resplandor rojo procede de una corriente de lava muy caliente (~1200°C) que ha fluido bajo tierra durante la mayor parte de los 8 km desde el respiradero Pu’u ‘O’o. Los tubos de lava se forman naturalmente y con facilidad tanto en los volcanes de escudo como en los compuestos porque la lava máfica que fluye se enfría preferentemente cerca de sus márgenes, formando levas de lava sólidas que finalmente se cierran sobre la parte superior del flujo. El magma dentro de un tubo de lava no está expuesto al aire, por lo que permanece caliente y fluido y puede fluir a lo largo de decenas de kilómetros, lo que contribuye al gran tamaño y a las bajas pendientes de los volcanes en escudo. Los volcanes hawaianos están plagados de miles de antiguos tubos de lava, algunos de hasta 50 km.

Kilauea tiene una antigüedad aproximada de 300 ka, mientras que el vecino Mauna Loa tiene más de 700 ka y Mauna Kea más de 1 Ma. Si el vulcanismo continúa por encima de la pluma del manto de Hawai de la misma manera que lo ha hecho durante los últimos 85 Ma, es probable que Kilauea siga entrando en erupción durante al menos otros 500.000 años. Para entonces, su vecino, Loihi, habrá emergido del fondo marino, y sus otros vecinos, Mauna Loa y Mauna Kea, se habrán erosionado considerablemente, como sus primos, las islas del noroeste (Figura 4.15).

Grandes provincias ígneas

Mientras que la pluma del manto de Hawái ha producido un volumen relativamente bajo de magma durante un tiempo muy largo (~85 Ma), otras plumas del manto son menos consistentes, y algunas generan volúmenes masivos de magma durante períodos de tiempo relativamente cortos. Aunque su origen sigue siendo controvertido, se cree que el vulcanismo que da lugar a las grandes provincias ígneas (LIP) está relacionado con ráfagas de magma de gran volumen pero de duración relativamente corta procedentes de plumas del manto. Un ejemplo de LIP es el Grupo Basáltico del Río Columbia (CRGB), que se extiende por Washington, Oregón e Idaho (Figura 4.20). Este vulcanismo, que cubrió un área de unos 160.000 km2 con roca basáltica de hasta varios cientos de metros de espesor, tuvo lugar entre 17 y 14 Ma.

La mayoría de las otras erupciones LIP son mucho más grandes. Se estima que las Trampas Siberianas (también basálticas), que entraron en erupción a finales del Pérmico, a los 250 Ma, produjeron aproximadamente 40 veces más lava que el CRBG.

La pluma del manto que se supone responsable del CRBG se sitúa ahora bajo la zona de Yellowstone, donde da lugar al vulcanismo félsico. En los últimos 2 Ma tres erupciones explosivas muy grandes en Yellowstone han producido aproximadamente 900 km3 de magma félsico, unas 900 veces el volumen de la erupción de 1980 del monte Santa Helena, pero sólo el 5% del volumen de magma máfico en el CRBG.

Volcanismo del fondo marino

Algunas erupciones LIP se producen en el fondo marino, siendo la más grande la que creó la meseta de Ontong Java en el océano Pacífico occidental en torno a 122 Ma. Pero la mayor parte del vulcanismo del fondo marino se origina en los límites divergentes y supone erupciones de volumen relativamente bajo. En estas condiciones, la lava caliente que rezuma en el agua de mar fría se enfría rápidamente en el exterior y luego se comporta un poco como la pasta de dientes. Las manchas de lava resultantes se conocen como almohadillas, y tienden a formar montones alrededor de un respiradero de lava del fondo marino (Figura 4.21). En términos de superficie, es muy probable que haya más basaltos almohadillados en el fondo marino que cualquier otro tipo de roca en la Tierra.

Kimberlitas

Aunque se cree que todo el vulcanismo discutido hasta ahora se origina por la fusión parcial en el manto superior o dentro de la corteza, hay una clase especial de volcanes llamados kimberlitas que tienen su origen a mucha más profundidad en el manto, a profundidades de 150 km a 450 km. Durante una erupción de kimberlita, el material de esta profundidad puede llegar a la superficie rápidamente (de horas a días) con poca interacción con las rocas circundantes. Como resultado, el material eruptivo de la kimberlita es representativo de las composiciones del manto: es ultramáfico.

Las erupciones de kimberlita que se originan a profundidades superiores a los 200 km, dentro de las zonas situadas bajo la antigua corteza gruesa (escudos), atraviesan la región de estabilidad del diamante en el manto y, en algunos casos, sacan a la superficie material que contiene diamantes. Se supone que todos los yacimientos de diamantes de la Tierra se han formado de este modo; un ejemplo es la rica mina de Ekati en los Territorios del Noroeste (Figura 4.22).

Las kimberlitas de Ekati entraron en erupción entre 45 y 60 Ma. Muchas kimberlitas son más antiguas, algunas mucho más antiguas. No ha habido erupciones de kimberlitas en tiempos históricos. Las kimberlitas más jóvenes conocidas se encuentran en las colinas de Igwisi, en Tanzania, y sólo tienen unos 10.000 años de antigüedad. Las siguientes más jóvenes conocidas tienen alrededor de 30 Ma.