I.E.S. “Flavio Irnitano” – El Saucejo (Sevilla) Departamento de Ciencias Naturales ASIGNATURA: CIENCIAS DE LA TIERRA Y MEDIOAMBIENTALES

Curso 2.013 – 2.014 NIVEL: 2º Bachillerato

2.3. Vulcanismo. Magmas ácidos y básicos. Tipos de erupciones. Distribución de áreas volcánicas según la Tectónica de Placas. Riesgo volcánico y planificación. Áreas de riesgo volcánico en España. Conceptos básicos: magma, viscosidad de un magma, volcán, partes de un volcán (cráter, chimenea, cono volcánico, cámara magmática). ÍNDICE 0-INTRODUCCIÓN 1- EL MAGMA 1.1-Concepto 1.2-Cmposición 1.3-Formación 1.4-Evolución magmática 1.5- Tipos de magmas 1.6- Cristalización de los magmas 1.7- Tipos de rocas magmáticas 1.8- Estructuras magmáticas 1.9- propiedades físicas de los magmas 2- VOLCANES 2.1 Mecanismo de una erupción 2.2- Partes de un edificio volcánico 2.3- Productos volcánicos 2.4- Actividad volcánica 2.5- Estructuras volcánicas 3- DISTRIBUCIÓN DE LAS ÁREAS VOLCÁNICAS SEGÚN LA TECTÓNICA DE PLACAS 4- RIESGO VOLCÁNICO Y PLANIFICACIÓN

0-INTRODUCCIÓN Los volcanes son manifestaciones de la energía interna del planeta. Son fisuras en la corteza terrestre por la que se emite al exterior, mediante una erupción, el magma generado en los procesos internos de fusión de las rocas. Son fenómenos bien conocidos por la humanidad desde sus inicios dando origen, entre otras cosas, a mitos, leyendas, creencias, rituales, etc. Su importancia no sólo radica en su relación con la especie humana, tanto negativa (daños producidos por las erupciones, el aspecto más conocido) como positiva (fuente de suelos fértiles, minerales y otros recursos, como energía geotérmica), sino también en su intervención en la historia del planeta; baste recordar a modo de ejemplo el origen volcánico primario de los componentes de la atmósfera o de la hidrosfera. La vulcanología es la disciplina científica que estudia los volcanes, sus procesos eruptivos y otros fenómenos derivados de su actividad, en el contexto de la dinámica global del planeta. Tiene como objeto el estudio de: • los procesos magmáticos y de las características de las rocas volcánicas. • el origen y ascenso de los magmas. • los mecanismos eruptivos (física de los volcanes). • la vigilancia de los volcanes activos para prevenir el riesgo de erupciones. • las formas del relieve volcánico. • los recursos (ecosistemas y paisajes volcánicos, minería y energía geotérmica). El vulcanismo, no obstante, representa “sólo” la manifestación externa de un proceso más amplio que se engloba bajo el nombre de magmatismo (conjunto de fenómenos relacionado con la formación, la cristalización y

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el desplazamiento de los magmas) lo que hace conveniente, antes de tratar específicamente el tema de los volcanes, hacer una introducción a los magmas.

1- EL MAGMA 1.1- Concepto Se denomina magma a una masa compuesta por tres fases: una fracción líquida de silicatos fundidos a temperatura muy alta (entre 1000 y 600°C), una fracción sólida compuesta por cristales de minerales de alto punto de fusión (también mayoritariamente silicatos) que coexisten en suspensión en la fase líquida y una fracción gaseosa integrada por gases disueltos, desprendidos en la fusión de los minerales, entre los que destaca el agua y el dióxido de carbono. Se le debe considerar como un líquido muy complejo, en el que todas las sustancias son, a la vez, disolventes de las demás y solutos de ellas. [Hay quien define el magma o la lava como "”roca fundida.” Debe quedar claro que una roca es un conjunto de minerales y éstos, por definición son compuestos químicos en estado sólido, por lo que un magma o lava cuando se enfríen serán rocas, pero no es del todo correcto hablar de rocas fundidas]. Cada año se funden en la Tierra más de 15 km3 de rocas; de esta enorme masa de magma, lo que llegamos a ver en las erupciones volcánicas sólo representa el 10%, el resto se vuelve a convertir en roca en el interior de la corteza o en las profundidades oceánicas. El resultado final es que la Tierra libera calor y que, al hacerlo, produce nuevos trozos de corteza que se unen a los más antiguos. Ello coincide con la creación y destrucción de litosfera. La energía que produce los magmas es la misma que mueve las placas litosféricas. 1.2- Composición Químicamente los elementos más abundantes en los magmas son los que más abundan en la corteza, como son; O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na y K, que constituyen el 98,59% del total, y el 1,41% restante está constituido por elementos minoritarios o traza. La composición química de los magmas se determina principalmente mediante el análisis de rocas magmáticas. Esto suele arrastrar errores, ya que, cuando un magma se solidifica, ha perdido en el proceso algunos de sus componentes más móviles (gaseosos). Con esta salvedad, la composición de un magma promedio podría ser (en %): SiO2....... 59,12 CaO....... 5,08 TiO2... 1,05 Al2 O3.... 15,34 Na2 O.... 3,84 P2 O5.. 0,3 Fe2 O..... 3,08 K2 O... 3,13 MnO.. 0,124 FeO....... 3,80 H2 O... 1,15 CO2.... 0,102 MgO...... 3,49 y un resto de Zr, Cl, F, S, Ni, Ba, Sr, Cr y otros El análisis, como se ve, se ha hecho en forma de óxidos. Cabe insistir que esta lista es un promedio, pues en la realidad los porcentajes pueden variar enormemente pues, por ejemplo, el componente principal, el SiO2, puede variar entre 35 - 70%. También hay que resaltar que esto en un análisis químico, no mineralógico, es decir, que el porcentaje dado de SiO2 (fórmula del cuarzo), no significa que el magma tenga ese mismo porcentaje de cuarzo. 1.3- Formación Un magma se genera por la fusión total o parcial de rocas de la corteza interior y/o del manto superior. Los materiales de estas zonas están en condiciones cercanas al punto de fusión, aunque sólo una pequeña fracción del material se encuentra fundida; la mayor parte de las rocas permanece en estado sólido. A este fenómeno se le denomina fusión parcial. Como sabemos, las rocas están formadas por varios minerales, lo que hace que no tengan un punto exacto de fusión, sino un intervalo de temperaturas. Al punto donde comienza la fusión parcial se le denomina punto de solidus y donde comienza la fusión total punto de liquidus.

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Representación gráfica del intervalo de fusión de una roca

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Formas de producir fusión en una roca: 1- aumento de temperatura 2- disminución de la presión 3- introducción de agua

La formación de un magma depende de cuatro factores que condicionan la fusión: - Temperatura, que al aumentar favorece la fusión. Normalmente es resultado de la concentración de elementos radiactivos, o debido a la fricción mecánica de las placas - Presión; una roca fundida ocupa más volumen que sólida por lo que la fusión va acompañada de dilatación que requerirá tanta más energía (temperatura) cuanto mayor sea la presión. - Composición mineralógica; dependiendo de ella, cada roca funde en unas condiciones diferentes. - Presencia de agua, debidoa la acción de los grupos -OH, que rompen los enlaces Si-O de los silicatos (componentes mayoritarios). Este fenómeno facilita la fusión al desplazar la frontera entre los estados líquido y sólido (ver gráfica) con lo que la temperatura necesaria, a una determinada presión, para fundir una roca en presencia de agua es menor que la necesaria para fundir esa misma roca "seca".

El agua disuelta en un magma silicatado rompe las cadenas de silicatos reemplazando un oxígeno por dos oxidrilos. Estos saturan su valencia libre y por ello no sirven de puente con otros tetraedros.

En conclusión, una roca en estado de fusión incipiente, o cercana a él, puede ser una fuente potencial de magmas si sufre uno cualquiera de los tres sistemas citados. En situaciones geológicas reales, se pueden combinar varios de ellos: - Zonas de subducción, el aporte de calor por fricción y compresión, se ve ayudado por la propia agua de la litosfera que subduce, la cual es expulsada hacia la superficie y rebaja el punto de fusión del material del manto que hay encima de ella. - Zonas de dorsal, por descompresión del material del manto que sube por convección (aún en estado sólido). Al perder presión comienza a fundirse, lo que es favorecido por la intensa fracturación de las dorsales. - Zonas intraplaca, bien por ascenso de una columna convectiva, bien por presencia de una fractura importante en la litosfera. La mayoría de los magmas no llega directamente a la superficie desde la zona donde se formaron, sino que se alojan en una cámara magmática a poca profundidad de la superficie (1-5 km de profundidad) donde experimenta una serie de procesos que cambian su composición. Por ello, a partir de un magma primario se pueden obtener muchos tipos distintos (magmas derivados).

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1.4- Evolución magmática A- El flujo magmático Cuando la fusión parcial supera el volumen del 7% de la roca, el magma formará una red de fluidos interconectados entre los granos de los materiales no fundidos. Como es menos denso que la roca, el magma tenderá a ascender y, por tanto, a separarse (extracción) de la roca fuente, primero a través de los intersticios y después, al acercarse a la superficie, aprovechando las fracturas.

Formación del magma: primero como un líquido intersticial, y luego como una masa ascendente

La velocidad de ascenso depende sobre todo de tres factores: el contraste de densidades, la viscosidad del magma y su presión de fluidos, que depende de la cantidad de volátiles que contenga la disolución. Si la presión de fluidos es mayor que la presión litostática, que soporta cualquier roca, el magma asciende porque puede apartar las rocas encajantes, pero si la presión de fluidos es menor que la presión litostática, el magma asciende lentamente, digiriendo las rocas, lo que provoca su enfriamiento y cristaliza rápidamente. De promedio, la velocidad de ascenso de un magma se estima en 1m/año. B- La evolución de los magmas La mayoría de los magmas no llegan directamente a la superficie desde su zona de generación, sino que se alojan en una cámara magmática a poca profundidad, entre 1 y 5 km. En esta cámara el magma sufre una serie de procesos que modifican su composición química: diferenciación, asimilación y mezcla B.1 Diferenciación o cristalización fraccionada Al enfriarse el magma, comienzan a formarse cristales, comenzando por los más refractarios (los que sólo funden a altas temperaturas). En el magma aparecen dos fracciones, una fundida y otra, cada vez mayor, sólida, con composiciones químicas diferentes (aunque su suma resulta la composición química del magma al completo). Si el magma está en reposo, este proceso de diferenciación o cristalización fraccionada, continua hasta que el magma se convierta en roca, de composición global igual a la del magma.

Procesos de evolución magmática

Pero existen varios mecanismos que inciden sobre esta cristalización. Si los cristales ya formados se separan del resto del magma, aún en fusión, o magma residual, éste tendrá una composición diferente a la inicial, ya que los cristales han retirado parte de los minerales (por ejemplo, un magma basáltico cristalizaría primero en olivino -rico en Ca y Mg-, lógicamente el magma residual restante estará empobrecido en estos elementos). Esto puede ocurrir de varias formas: - Diferenciación gravitatoria, los cristales formados caen al fondo de la cámara, si su densidad se lo permite. Actualmente está siendo muy discutida, pues no concuerda con las observaciones realizadas. Así, la viscosidad del magma impediría la sedimentación de los cristales más pequeños, por lo que algunos autores proponen que

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se forman en el fondo, no caerían por gravedad. Otros sugieren que los cristales llegan al fondo transportados por corrientes de turbidez, como en los fondos oceánicos. - Filtrado a presión, por movimientos del magma debidos a la compresión. - Transporte gaseoso, burbujas de gas pueden transportar algunos elementos hacia el techo de la cámara. - Transporte por difusión térmica, cuando en el seno de la cámara magmática existen diferencias graduales de temperaturas, con lo que se producen movimientos convectivos de parte de la masa magmática que hacen que los minerales disueltos tiendan a concentrarse donde la temperatura es más alta y los primeros minerales cristalizados, en las zonas más frías.

Cristalización fraccionada en cámaras magmáticas: la composición del fundido residual cambia continuamente

B.2- Asimilación El magma, en su movimiento ascendente, va fundiendo parte de las rocas encajantes, con lo cual se ve alterada su composición. Este cambio es en los dos sentidos, pues también los elementos más móviles del magma pueden reaccionar con las paredes de la cámara, produciendo en ellas metasomatismo.

B.3- Mezcla Aunque dos magmas sin ninguna relación genética pueden mezclarse, la situación más real de mezcla de magmas tiene lugar cuando en una cámara, donde ya se ha producido diferenciación, llega más magma primario que asciende. Este magma nuevo es más caliente, menos denso y más fluido, y tiende a desalojar al diferenciado del techo de la cámara. Los volátiles de éste se liberan por la presión añadida por el nuevo magma, provocando una erupción y un vuelco convectivo generalizado en la cámara.

1.5- Tipos de magmas [En esta apartado, y en todos en los de este tema, en los que se hacen clasificaciones, hay que advertir que en la realidad no existen estas divisiones, sino que existe una continuidad en cada parámetro observado, sin discontinuidades. Por lo tanto, las divisiones presentadas tienen valor básicamente como forma de abordar su estudio. Asimismo, los valores o rangos que se presentan pueden presentar variaciones según la fuente empleada, si bien suelen estar en la misma zona] Entre las clasificaciones de los tipos de magmas, existen algunas que, aunque poco usadas en la actualidad, sí tienen carácter pedagógico. Una de ellas, aunque anticuada y cada vez menos usada, se basa en el contenido en sílice fundida presente en el magma, ya que este compuesto condiciona tanto la composición química, como las propiedades físicas de los magmas. De hecho es una herencia del siglo XIX cuando se creía que los silicatos eran sales del ácido silícico; así, Texto

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las que tenían más sílice se les llamó ácidas, y las que tenían menor cantidad básicas. Se ha propuesto otra alternativa en la que se emplean los términos máfico (por la mayor presencia en estos magmas de magnesio e hierro [ferrum], sería equivalente al término básico) y félsico (por su mayor riqueza relativa en feldespatos y silicio, siendo equivalente al término ácido). Esto se aplica tanto a magmas como a rocas. Esta clasificación nos divide los magmas en 4 clases: - Magmas ácidos o félsicos: presentan un alto contenido en sílice (entre un 60 y 77%). Ricos en iones de sodio y potasio. Son magmas viscosos que suelen consolidar en el interior de la corteza formando granito y riolita. Está asociados a las zonas de subducción. - Magmas intermedios o neutros: poseen entre el 50 y 60% de sílice. Son menos viscosos que los magmas félsicos. Sus lavas originan rocas como la andesita. Si cristalizan en el interior de la litosfera forman diorita. - Magmas básicos o máficos: poseen menor proporción de sílice (menos del 50%). Son ricos en iones de calcio y magnesio. Son magmas fluidos que se localizan en las zonas de dorsal y forman rocas como el basalto y el gabro. - Magmas ultrabásicos o ultramáficos: los de menor contenido en sílice, por debajo del 45%. En general, se puede considerar que, fundamentalmente, existen dos tipos de magmas, los ácidos y los básicos. Los magmas neutros pueden considerarse mezcla de ambos, y los magmas ultrabásicos se forman en el manto y las rocas que producen, las peridotitas, son poco frecuentes en superficie. Los magmas en su ascenso experimentan una evolución y rara vez alcanzan la superficie como magmas primarios. Actualmente, los magmas más característicos y abundantes son tres: basáltico, andesítico y granítico, siendo considerados como magmas primarios el basáltico y el granítico, lo que quiere decir que provienen directamente de rocas del manto o de la corteza fundidas en alguno de los procesos que lo producen. La naturaleza del magma andesítico es un tema más debatido. - Magma basáltico + Magma toleítico. Se genera en las dorsales oceánicas a poca profundidad (entre 15 y 30 km de profundidad) como consecuencia de la fusión parcial de las peridotitas del manto. El magma llega a las capas superficiales rápidamente, por lo que no hay tiempo para su evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros. + Magma alcalino. Es un magma rico en metales alcalinos, especialmente sodio y potasio que se genera a partir de la fusión parcial de peridotitas en zonas profundas. Suele aparecer en ambientes de rift continental y puntos calientes a una profundidad de entre 30 y 70 Km. El ascenso de los magmas desde la profundidad en la que se generan proporciona el tiempo necesario para que se produzca su diferenciación. Origina basaltos alcalinos, traquitas, riolitas entre otras rocas. - Magma calcoalcalino o andesítico. Se forma por fusión a gran profundidad (100 a 150 km) de la corteza oceánica subducida. Son magmas que no ascienden a la superficie por regla general debido a la profundidad en la que se forman, existiendo bastante tiempo para su diferenciación. Este magma origina andesitas, riolitas, dioritas y granitos. Existe una gran controversia acerca de su origen. - Magma granítico. Se forma también en las zonas de subducción a partir de la fusión de los materiales que constituyen la corteza continental inferior. Es rico en sílice y presenta intervalos de fusión muy bajos (600 – 800ºC) - Magmas potásicos (o shoshoníticos): Se generan a gran profundidad (hasta 300 km.), también en zonas de subducción. En ellos abunda el potasio. Tienen una concentración deSiO2 que oscila entre el 50 y 60 %.

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A partir de 3 o 4 magmas primarios (basáltico toleítico, basáltico alcalino, granítico y ¿andesítico?) se originan varias docenas de magmas diferentes. La evolución magmática, por diferenciación, origina magmas sucesivos relacionados entre sí: las series de rocas magmáticas. Las principales series son la toleítica, la alcalina y la calcoalcalina, cada una de ellas se presenta en un ambiente geológico específico o provincia petrogenética: - Serie toleítica: dorsales. Pequeña profundidad de formación del magma: no evoluciona. - Serie alcalina: No es abundante. Típica de ambientes intraplaca tanto oceánicos (islas volcánicas oceánicas) como continentales (Olot, Campos de Calatrava). - Serie calcoalcalina: no procede claramente de un magma primario y está asociada a bordes destructivos de placa (orógenos y arcos insulares).

Un caso particular son las carbonatitas, un tipo de rocas formadas a partir de un magma rico (más del 50%) en materiales basados en carbono y muy pobre en sílice que, en la actualidad, sólo son emitidas por el volcán Ol Doinyo Lengai, en Tanzania. Su origen es muy controvertido, bien una generación directa a partir de un proceso de muy bajo grado de fusión parcial en el manto o bien tradicionalmente se ha supuesto su origen en una fusión de calizas y mármol por una intrusión magmática.

1.6- Cristalización de los magmas Una vez formado, un magma comienza a enfriarse y los minerales que lo componen van formando cristales en él. El proceso, denominado cristalización fraccionada, comienza por aquellos minerales que tienen puntos de fusión más altos y continúa con los de menores puntos de fusión a medida que desciende la temperatura. La cristalización fraccionada es el principal responsable de la diferenciación magmática. En ocasiones, los minerales se van separando del magma fundido según cristalizan, dando lugar a dos fracciones: una sólida formada por los cristales que se han separado del magma, y otra líquida formada por el magma residual. Ambas fracciones, con composición y propiedades diferentes, formarán rocas completamente distintas entre sí. Texto

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La separación de las fases sólida y líquida puede tener lugar por distintos mecanismos: - Por gravedad. Los minerales cristalizados más densos que el magma residual, se acumulan en el fondo de la cámara magmática. - Por acción de los gases. Las burbujas de gas generadas durante la desgasificación del magma arrastran al líquido residual al escapar del magma, cristalizando en otra zona. En la solidificación de un magma podemos distinguir 3 fases delimitadas por intervalos de temperatura y con características especiales: 1. Fase ortomagmática. Es la fase principal de la cristalización de un magma. Abarca desde el origen del magma hasta que éste desciende su temperatura hasta 700 °C. Se produce la cristalización de minerales estables a altas temperaturas que aparecen en la roca como minerales accesorios. La cristalización se produce en la cámara magmática originando rocas plutónicas. 2. Fase pegmatítico-neumatolítica. Se produce entre 400 y 700ºC a partir de un líquido residual rico en diferentes gases volátiles que arrastran por las grietas de la cámara magmática minerales ricos en iones metálicos. La cristalización en estas grietas forma filones de rocas llamadas pegmatitas. 3. Fase hidrotermal. Se produce entre 400 y 100 °C a partir del residuo magmático rico en agua, que escapa por las grietas y cavidades de las rocas cercanas depositando a su paso minerales como pirita, cinabrio, oro, plata, etc. que forman yacimientos. Si este líquido llega a la superficie forma geyseres, fuentes termales o fumarolas.

Proceso de enfriamiento del magma

Al estar formado principalmente por átomos de Si y O que se suelen organizar en forma de tetraedros de SiO4, el proceso de enfriamiento va a consistir fundamentalmente en el proceso de polimerización de los mismos, originando los distintos tipos de silicatos. Este proceso de polimerización avanza a medida que el magma se va enfriando originado silicatos de estructura progresivamente más compleja y con puntos de fusión cada vez más bajos. Durante el proceso de enfriamiento se va a producir, pues, cristalización de minerales a partir de la fase fundida y condensación de la parte gaseosa e intervienen distintos factores: - Velocidad de enfriamiento. - Composición inicial del magma. - Variación de presión. - Contaminación del magma. En condiciones de enfriamiento lento, en el interior de la Tierra, hay tiempo para que los componentes del magma, incluidos los gaseosos, se vayan ordenando formando redes cristalinas (rocas plutónicas). Si el enfriamiento es rápido, como ocurre en la superficie terrestre o a poca profundidad, hay poco tiempo para que los componentes se organicen en redes cristalinas por lo que los materiales resultantes estarán en estado vítreo o Texto

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parcialmente cristalizado (rocas volcánicas), en los que los gases, al ser escasa la presión externa, han podido escapar y no intervienen en su composición. Los minerales no cristalizan todos a la vez, ni permanecen intactos durante todo el proceso de diferenciación. A medida que disminuye la temperatura van cristalizando distintos minerales. Los ya formados, estables a un determinado rango de temperaturas, pueden dejar de serlo al variar las condiciones, cambiando de estructura o, al reaccionar con el líquido que queda, de composición o disolviéndose para recombinar sus iones y formar minerales nuevos. A este cambio se le llama reacción y la serie ordenada de tales cambios se le llama serie de reacción. Esta puede ser: - Continua: los minerales van cambiando progresivamente de composición. Ejemplo: serie de las plagioclasas, donde las plagioclasas cálcicas, que son las que cristalizan primero, se vuelven cada vez más ricas en sodio al bajar la temperatura, apareciendo al final, si la serie se completa, las plagioclasas sódicas. - Discontinua: al descender la temperatura unos minerales se transforman en otros, sin formas de transición, Ejemplo: olivino → piroxenos → hornblenda.

1.7- Tipos de rocas magmáticas Las rocas plutónicas y las rocas volcánicas se clasifican por separado, aunque cada término plutónico tiene su equivalente volcánico y viceversa. La siguiente tabla presenta las rocas plutónicas y volcánicas más comunes, clasificadas en función de sus características principales (composición mineralógica esencial y textura).

Las rocas volcánicas ultrabásicas que se pueden encontrar son fundamentalmente komatitas, todas ellas formadas en épocas anteriores de la historia de la Tierra. Sólo se han encontrado en áreas precámbricas. Existen otras formas de clasificar las rocas magmáticas. Una de ellas es teniendo en cuenta su composición química. Así, atendiendo al porcentaje en silicatos las rocas se pueden clasificar en: · Ácidas o félsicas. Presentan más de un 60% de silicatos. · Intermedias o andesíticas. Presentan entre un 55% y un 60% de silicatos. · Básicas o máficas. Presentan entre un 45% y un 55% de silicatos. · Ultrabásicas o ultramáficas. Presentan menos del 45% de sílice. 1.8- Estructuras magmáticas El magma asciende hacia zonas de menor profundidad empujadas por la presión de los materiales de capas inferiores. Dependiendo de cómo se produce su enfriamiento y del lugar en el que ocurre se forman rocas de diferentes tipos. Texto

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Así, si el enfriamiento se produce lentamente en el interior, se originan rocas plutónicas. Si el enfriamiento ocurre en grietas, el resultado son rocas filonianas. Si el magma llega a la superficie, al solidificarse produce rocas volcánicas. Los magmas se mueven hacia lugares ocupados previamente por otro tipo de rocas llamadas rocas encajantes. Este movimiento lo denominamos intrusión. Los cuerpos de roca intrusivos se llaman plutones. Los plutones varían mucho en forma y extensión y se clasifican según su forma y su relación con la roca encajante en dos grupos:

- Plutones masivos. Son grandes masas de rocas que pueden ser concordantes con la roca encajante o bien discordantes. A este grupo pertenecen los batolitos, lopolitos, lacolitos y facolitos. + El lacolito es una intrusión de forma lenticular. Su base es plana y posee un diámetro varias veces mayor que su espesor. Se originan por la intrusión del magma a favor de planos de estratificación de la roca encajante. + En cambio, el lopolito es una intrusión de tipo lenticular que se encuentra deprimida en su zona central. + Los facolitos son intrusiones no muy grandes localizadas en la charnela de los pliegues sedimentarios. + Los batolitos. Son grandes cuerpos plutónicos de tamaño variable que atraviesan la estructura de la roca encajante mostrando contactos irregulares llegando a alcanzar miles de km2. Su composición suele ser bastante homogénea y de naturaleza ácida, granítica o granodiorítica. Son visibles en la superficie terrestre tras la erosión de las rocas que lo cubren. Se encuentran asociados a zonas orogénicas que dan lugar a las cadenas de montañas. Un stock es un batolito pequeño que no supera los 100 km2. - Plutones tabulares. Son masas intrusivas de menor espesor y tamaño que las anteriores. Están relacionados con los anteriores porque son apéndices o expansiones de ellos que forman rocas filonianas. A este grupo pertenecen los diques o filones y los sills o filones capa. + Un Sill o filón capa es un cuerpo intrusivo tabular y paralelo a la estratificación de las rocas encajantes. Su tamaño varía desde láminas de pocos milímetros a capas que cubren miles de km2. Son relativamente delgados en comparación con su extensión. + Los diques son plutones tabulares formados al inyectarse el magma a través de fisuras situadas sobre la roca encajante. Pueden alcanzar longitudes kilométricas y formando grupos o aislados. Las estructuras magmáticas volcánicas se describen en un apartado posterior. 1.9- Propiedades físicas de los magmas Físicamente, los magmas tienen aspectos muy variados, desde los extraordinariamente fluidos y a gran temperatura, más de 1.000ºC, que forman los basaltos, hasta los espesos y relativamente fríos, entre 600 - 700ºC, que cristalizan con la composición química del granito. La mayor o menor movilidad de un magma depende de su viscosidad, que es un carácter físico ligado tanto a la presión y la temperatura a que se encuentra, como a su composición. Texto

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- La viscosidad depende de la proporción de fase gaseosa que posee la muestra y de la cantidad de sílice que contiene. Los elementos disueltos están en estado iónico, por lo que no forman enlaces a partir de los cuales construir enlaces. Sin embargo, el Si y el O sí tienen fuerza suficiente, de ahí que sus enlaces influyan en la viscosidad. Un magma, por tanto, será más viscoso cuanto más ácido sea, mientras que los magmas ultrabásicos son los menos viscosos. - La temperatura. Para medirla se utilizan los pirómetros. Por otra parte, la temperatura que se mide es la del magma que ya ha salido, que es inferior a la del magma aun en el interior de la cámara. En el laboratorio se crean rocas plutónicas (geotermómetros), que se utilizan luego para compararlas con las que se obtienen en los magmas reales. De esta forma se obtiene que los magmas ácidos están a una temperatura de 700 - 900ºC, y que los magmas básicos rondan los 1.200 - 1.300ºC. El dato más bajo, 400 ºC, se ha medido en el volcán Ol Doinyo Lengai, en Tanzania. - La densidad, depende fundamentalmente de la composición química del magma analizado. Los magmas ácidos poseen Si, Al y Ca, por lo que son menos densos que los magmas básicos, que están formados por Fe y Mg. La mayoría de las rocas volcánicas son básicas (2,7 g/cm3), mientras que la mayoría de las rocas plutónicas son ácidas (2,4 g/cm3). Resulta interesante destacas que los magmas ácidos, si bien son más viscosos que los básicos, no son los más densos. Veamos cómo influyen distintos parámetros sobre la viscosidad de un magma: - A igualdad de presión, la viscosidad disminuye al crecer la temperatura (más caliente, más fluido) - A igualdad de temperatura, la viscosidad aumenta con la presión (más comprimido, más inmovilizado, más viscoso). - S igualdad de presión y temperatura, la viscosidad viene regulada por la concentración en volátiles (rico en volátiles, mayor presión interna, menor viscosidad, mayor movilidad o fluidez). - También a presión y temperatura iguales, además de los volátiles, influye la concentración de Si y Al (mayor concentración, más viscoso, menor movilidad). La viscosidad será un elemento fundamental en cuanto a las erupciones volcánicas. La salida al exterior de un magma ácido suele ser explosiva, pero se moverá lentamente y apenas cristalizará, por lo que originará rocas vítreas. Los magmas básicos son más móviles, salen con mayor facilidad y no acumulan gases. Formarán coladas de lavas que irán cristalizando poco a poco. 2- VOLCANES Para un petrólogo, un volcán es un orificio en la superficie terrestre por el que sale magma. Para un geomorfólogo, un volcán es una forma de relieve creada por una erupción volcánica y que se superpone al relieve preexistente. La vida media de un volcán suele estar alrededor del millón de años. Una erupción volcánica es la salida a la superficie de un magma. Es el final de un largo proceso que comienza en el manto superior o en la base de la corteza con la generación de un líquido silicatado, continúa con la segregación y ascenso del mismo hacia zonas más superficiales y culmina, previa acumulación o no en cámaras magmáticas intracorticales, con su extrusión al exterior a través de grietas, a partir de las cuales se originará un volcán.

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1 Proceso distensivo; 2 ascenso directo del magma 3 formación de cámaras magmáticas, modificación de las propiedades químicas y físicas del magma 4 corteza 5 manto 6 límite corteza-manto

2.1- Mecanismo de una erupción Aunque varios mecanismos internos y externos pueden provocar erupciones, todos los autores aceptan que uno de los factores fundamentales es la desgasificación de los magmas. . En su zona de generación los magmas están subsaturados en componentes volátiles, por lo que admiten una fracción más o menos importante de gases (fundamentalmente H2O, CO2, SO2, HCl y HF) en disolución. En general, el contenido en volátiles aumenta al hacerlo el porcentaje de SiO2, razón por la que los magmas basálticos contienen menos gases que los magmas intermedios o ácidos. Asimismo, el contenido en volátiles aumenta con la diferenciación, ya que los primeros cristales que se forman (olivino, piroxenos, plagioclasa, etc.) no incorporan elementos volátiles en su estructura, por lo que éstos se concentran en el líquido residual. En consecuencia, se produce una sobrepresión en el magma, que puede ocasionar la fracturación de las rocas suprayacentes, iniciándose así una erupción más o menos explosiva. Cuando los magmas ascienden hacia la superficie, decrece la presión a la que están sometidos, por lo que la presión parcial de volátiles aumenta y aquéllos pasan a estar sobresaturados con respecto a algunas o a todas las especies gaseosas. En estas condiciones, comienza a separarse una fase gaseosa en el magma, y empieza la nucleación de burbujas que contienen aquellos volátiles. Si el magma sigue ascendiendo a niveles cada vez más superficiales, la fracción de burbujas de gas aumenta progresivamente y se va acumulando en la zona superior del reservorio magmático, en donde forma una capa de espuma. Cuando la fracción de burbujas alcanza valores del orden del 65 al 75% la capa de espuma magmática experimenta fragmentación, dando lugar a una suspensión de gas y gotas de líquido que es la llamada columna eruptiva. Como la fragmentación produce una notable disminución de la viscosidad, la velocidad de ascenso de la suspensión se incrementa notablemente, de forma tal que el sistema partículas de líquido-gas puede llegar a alcanzar velocidades de salida de 550 m/s en el caso de magmas ácidos y de 300 m/s en el de magmas básicos.

El papel de los volátiles en las erupciones volcánicas: el escape ele los gases (A) y la formación de burbujas (B,C) puede llegar a romper el magma (D) Y a lanzarlo a! exterior en forma de columna eruptiva

2.2- Partes de un edificio volcánico En una estructura típica, un volcán de tipo puntual está formado por: - Cámara magmática: es la cavidad bajo la superficie en el que está contenido todo el magma que da origen al volcán. - Chimenea: es el conducto por el cual el magma asciende desde la cámara magmática hasta la superficie. Texto

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- Cráter: es la abertura en la superficie en la cual aflora la chimenea y por la que el material magmático sale al exterior. - Lava: es el material magmático que sale al exterior por el cráter. - Cono: es la estructura que se forma en la superficie por la acumulación y solidificación de los materiales que expulsa el volcán. A menudo, tiene forma de montaña cónica, de ahí su nombre.

A pesar de que las características generales de todos los volcanes son las mismas, existen distintos tipos de erupciones. Como consecuencia la estructura y morfología de los volcanes también es variable.

2.3- Productos volcánicos

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A-Emanaciones gaseosas Son los principales productos de las etapas iniciales. Mientras que el vapor de agua predomina en las emanaciones de bocas no eruptivas, hasta un 90%, en las bocas eruptivas el agua no alcanza el 50%, variando el resto delos componentes según la temperatura. Los gases disueltos en el magma se liberan cuando alcanzan la superficie por el efecto de descompresión, al igual que ocurre cuando se descorcha una botella de agua mineral. Podemos ver que la solubilidad de los gases aumenta cuando también lo hace la presión. Los gases emitidos son principalmente: HCl, H2, SO2, SH2, CO2, N2 y(H2O)v. Las emanaciones que no tienen una proporción elevada de gases sulfurosos se denominan fumarolas; si la concentración es alta se habla de solfataras. En los magmas básicos los gases escapan con facilidad durante la erupción (debido a su baja viscosidad), mientras que en los ácidos los gases se acumulan elevando la presión y provocando violentas explosiones. B-Materiales fragmentarios fuego; y clasto: roca)

o piroclastos( de piro:

Son los fragmentos de rocas y minerales arrojados por la chimenea volcánica debido a la presión de los gases. Pueden arrojarse en estado sólido (fragmentos arrancados en el camino hacia el exterior) o plástico (masas de lava proyectadas) solidificándose en este caso mientras se enfrían en el aire. Finalmente se depositan en zonas más o menos próximas al volcán, dependiendo de su tamaño, y originando diversos tipos de depósitos Se suelen clasificar por tamaño: Bombas, bloques ……. Lapilli ………………. Cenizas ……………...

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(> 64 m m ) (64-2 m m ) (< 2 m m )

1 dirección del viento 2 salida en chorro de la columna 3 caída de bombas 4 ascenso adiabático de la columna 5 dispersión por el viento, 6 caída de cenizas 7 depósitos de cenizas 8 colapso parcial de la columna y formación del flujos piroclásticos que se deslizan a gran velocidad por las laderas del volcán.

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- Escorias: son fragmentos que se proyectan en estado sólido, si proceden de ser arrancados de ser arrancados del conducto volcánico y tienen grandes dimensiones se emplea el término de bloques. - Bombas volcánicas: la forma redondeada de las "bombas" (en huso) la adquieren al girar en su trayectoria, aplastándose un poco al caer. La superficie se enfría antes que el núcleo, al contraerse éste se forman en la superficie grietas que recuerdan a la corteza del pan (panes volcánicos) - Cabellos de Pelê: en lavas muy fluidas, estas se pueden desprender formando estructuras alargadas, desde gotas hasta hilos muy finos y alargados. - Lapilli: Denominados también picón, tephra, jable. Generados en erupciones explosivas a partir de la fragmentación de la lava que recubre las burbujas de gas que ascienden hacia la superficie y explotan por la diferencia de su presión interna con la del entorno. El lapilli vinculado a erupciones estrombolianas es de color negro, pasando a tonalidades rojizas por oxidación, presenta diferente grado de vesiculación y se dispone en capas con poca dispersión lateral. El lapilli asociado a magmas diferenciados (pómez) tiene color claro y muy baja densidad, la dispersión lateral es grande. El lapilli puede presentarse suelto o soldado. - Cínder o cenizas: tienen su origen en lava pulverizada. Debido a su tamaño, pueden permanecer en el aire durante días y ser arrastradas por los vientos a miles de km de distancia. Las cenizas pueden oscurecer el cielo y si se mezclan con vapor de agua, que puede proceder del mismo volcán, se originan lluvias de barro que pueden hundir las techumbres de los edificios. - Placas de tephra: se suelen encontrar estratos de lapillis, a veces, con distintas coloraciones, que nos dan idea de las distintas fases explosivas acaecidas durante un mismos episodio eruptivo, tienen también interés cronológico. - Tobas: Son depósitos soldados por la gran temperatura o al circular fluidos entre ellos. Si predominan los cantos angulosos se llaman: brechas. Si son acúmulos de bombas y lapillis soldados: aglomerado volcánico.

- Flujos piroclásticos:

Mecanismos de generación de las coladas piroclásticas: a: colapso gravitacional de un domo b: colapso explosivo de un domo; c: colapso explosivo de un criptodomo provocado por un deslizamiento d: explosiones discretas con colapsos de columna discontinuos e: columna eruptiva continua con colapsos de columna discontinuos f: colapso instantáneo de la columna g: explosión vertical seguida de colapso de la columna, h: colapso continuo de la columna eruptiva.

Los piroclastos y gases expulsados durante una erupción volcánica forman la columna eruptiva, la cual los arroja a distinta distancia según su tamaño. Cuando la columna, total o parcialmente, no posee fuerza ascensional para elevar el material incorporado y se produce el colapso de la misma, o cuando se producen explosiones laterales (blast surge o directblast) sobre los flancos de los volcanes, este material cae sobre el volcán, descendiendo rápidamente por las laderas y formando densos flujos que se mueven a gran velocidad (500 km/hora), temperaturas elevadas (700 °C), con gran capacidad Texto

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de transporte y pueden recorrer hasta 100 km de distancia. Este fenómeno se conoce como colada piroclástica y es uno de los más violentos que pueden ocurrir en una erupción. También existe otro tipo de flujos, producidos cuando la cantidad de gas es muy superior a la cantidad de ceniza, llamadas oleadas piroclásticas (surge) y su movimiento presenta un carácter turbulento. La alta velocidad de estos flujos se explica porque se mueven sobre un colchón formado por el propio gas. Del flujo se escapan gases y cenizas muy finas, que forman una nube acompañante. Al avanzar el flujo, transporta junto con la ceniza, líticos (fragmentos de rocas, arrancados en el momento de la explosión o de las paredes del conducto) y fragmentos de pómez aplastados por la presión (llamados flamas). El flujo se detiene al perder el gas y si la temperatura es todavía lo suficientemente alta, las cenizas se sueldan. Los depósitos procedentes de las coladas piroclásticas se conocen como ignimbritas. Las oleadas piroclásticas, al ser menos densas, forman depósitos de poca entidad de carácter turbulento y con estructuras de estratificación cruzada, duna y antiduna. Estos flujos se adaptan en su desplazamiento a la topografía preexistente en el terreno, pero con capacidad suficiente para remontar algunos obstáculos. C- Materiales lávicos Se denomina así a los materiales fundidos (900 - 1.200ºC)que salen al exterior en forma de coladas, a los cuales podemos considerar como un magma que ha perdido gran parte de sus volátiles. Si el volcán es puntual las lavas se desplazan de forma radial cuesta abajo, ocupando los valles o depresiones. Los magmas viscosos (ácidos) dan coladas que consolidan no muy lejos del punto de salida. Los magmas fluidos (básicos) dan coladas que se pueden extender con rapidez (hasta velocidades superiores a los 100km/h) hasta zonas bastante alejadas (hasta decenas o cientos de km). Si el volcán es fisural, las coladas son básicas y muy fluidas, por lo que se pueden extender por superficies considerables. Las distintas coladas de un depósito pueden estar intercaladas por los que son capas de tonalidades rojizas, se trata de antiguos suelos rubefactados por lavas calientes que discurren sobre ellos: los almagres. C.1- Tipos y caracteres de las coladas: - Lavas cordadas, ropy-lavas o pahoehoe (término hawaiano que significa caminar descalzo) son coladas fluidas con costra lisa y zonas donde se forman rugosidades superficiales, ya que la masa fundida continua fluyendo bajo la superficie. Los repliegues, paralelos unos a otros, recuerdan a grandes cuerdas o sogas alineadas y de ahí el nombre de lavas cordadaso en tripas. - Lavas en bloque, block-lavas o AA son coladas de superficie áspera y rota, difícilmente transitables (origen del término hawaiano). Constituyen los malpaíses o coladas escoriaceas. Hay coladas de régimen más turbulento que rompen la costra superficial enfriada englobando sus fragmentos. Si estos fragmentos son grandes y numerosos se habla de lavas en bloques de aspecto caótico. 2.4- Actividad volcánica A- Factores que determinan el tipo de vulcanismo Dos factores influyen en el tipo de erupción y también en el aspecto del volcán. Por un lado la viscosidad del magma y por otro la cantidad de productos volátiles que contenga (todo ello en las proximidades de la superficie). Los magmas ácidos (ricos en sílice) son muy viscosos, tendiendo a solidificarse en las inmediaciones del cráter. Los magmas básicos son, por el contrario, muy fluidos y sus lavas pueden recorrer largos trechos antes de solidificarse. En ambos casos puede haber mayor o menor contenido en gases, pero siempre serán expulsados con más facilidad aquellos que se encuentren en lavas básicas que los que se encuentren en lavas ácidas. En este caso pueden provocar explosiones y piroclastos de mayor tamaño.

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B- Tipos de actividad volcánica

Se suele hablar de volcanes activos, como aquellos que periódicamente entran en actividad; semiactivos o latentes, aquéllos que pueden reiniciar su actividad en cualquier momento aunque quedara interrumpida quizás hace varios miles de años. Y por último, se habla de volcanes extintos cuando no hay pruebas de que quede actividad alguna. La actividad volcánica se clasifica en función del grado de explosividad y está controlada por la cantidad de gas presente en el magma; a medida que aumenta es mayor la explosividad resultante. El magma contiene gases disueltos, en algunos casos puede incorporar agua procedente del mar o de acuíferos, que se traduce en un incremento del gas disponible. Es bien sabido que las erupciones volcánicas presentan una variada tipología y que incluso durante una misma erupción el estilo de la actividad, y por consiguiente la naturaleza y el tipo de productos que se generan, puede cambiar en minutos, horas, días o meses. Sin embargo, se acostumbra a clasificar las erupciones en cuatro tipos principales: hawaianas, estrombolianas, vulcanianas y plinianas. Sin embargo, esta nomenclatura genera muchos problemas, pero se encuentra tan arraigada en la literatura geológica que resulta inamovible. Un ejemplo de lo inadecuado de esta clasificación es que las erupciones hidromagmáticas quedan fuera de la misma. Cuando se utiliza esta sistemática se debe de tener en mente que nos podemos estar refiriendo tanto a una fase de la actividad durante la que el estilo de la erupción es homogéneo, como a aquellas erupciones en las que la fase dominante representa claramente uno de estos estilos. Por ello sería mejor no hablar de tipos de erupción sino de tipos de actividad. Por ello, aunque esta clasificación sea tomada como base, en este tema se hará una clasificación algo más completa. B.1-Erupciones fisurales Este tipo de erupción está asociado a fallas y grietas relacionadas con zonas de la corteza de mayor debilidad. Las fracturas permiten la salida de magma al exterior. Comprenden sólo el tipo islándico, de lavas muy fluidas, con poco contenido en gases. Se depositan en capas horizontales de gran desarrollo tanto en superficie como en espesor. Ejemplo: mesetas basálticas del Deccan o Columbia, trapps de Siberia.

B.2- Erupciones puntuales o centrales La imagen más popular de una erupción es un cono o volcán humeante. Estos edificios aislados se forman al acumularse los productos piroclásticos en torno a la boca eruptiva, dejando en la cúspide una depresión o cráter.

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B.2.I Erupción efusiva o hawaiana Se caracteriza por la emisión de volúmenes más o menos importantes de lava fluida que se emite a temperatura elevada. En estas erupciones la relativamente fácil separación del gas del resto de líquido magmático hace que no lleve aparejada manifestaciones explosivas de importancia. Es normal la presencia de fuentes de lava que pueden alcanzar alturas de centenares de metros. La formación de lagos de lava y el desarrollo de coladas lávicas de grandes dimensiones es otra de las características de los volcanes con esta actividad. Por todo ello, son volcanes con pendiente suave, no muy altos pero sí con bases de un gran diámetro (volcán en escudo). Ocasionalmente, cuando una colada fluida entra en contacto con agua en su llegada al litoral, puede producirse una reacción explosiva y la formación de pequeños conos de escorias. Ejemplos: volcanes de Hawaii, islas Galápagos. B.2.II Erupción estromboliana Se asocia a la emisión de magmas basálticos fluidos en los que los gases ascienden hacia la superficie formando burbujas que explotan a intervalos regulares mientras el magma se mantiene en reposo. Las erupciones estrombolianas se caracterizan por la emisión de bombas, escorias de variado tamaño y apariencia, lapilli y cenizas que forman conos de piroclastos. Estas erupciones emiten columnas eruptivas que no alcanzan alturas considerables. La dispersión de piroclastos de caída, es por ello, muy pequeña. En las erupciones estrombolianas se emiten coladas de dimensiones y morfología variadas pero, en general, no alcanzan gran extensión. Ejemplo: Strómboli (Italia) B.2.III Erupción vulcaniana Presencia de lava muy viscosa. Tanto que llega a taponar la chimenea del volcán, que puede ser arrastrada y destruida junto con parte del cono volcánico en emisiones siguientes. Se producen explosiones al romperse las costras de lava recién endurecida que ciegan la salida y debido a las presiones interiores. Es frecuente que las explosiones abran grietas en el volcán y a partir de ellas se originan nuevos cráteres o "bocas”. Los volcanes de este tipo presentan las laderas más inclinadas que los anteriores. Se pueden originar nubes ardientes. Ejemplos: Vulcano, Vesubio y Etna (Italia) B.2. IV Erupción pliniana Se consideran como las erupciones magmáticas de mayor violencia. Se asocian a magmas calcoalcalinos ácidos o a otros magmas que han soportados importantes procesos de diferenciación. Las erupciones plinianas se caracterizan por la emisión de potentes columnas eruptivas que alcanzan alturas superiores a los 25/30 kilómetros. De estas columnas se desprenden por gravedad piroclastos pumíticos de tamaño variable que en función de la altura de la columna alcanzan extensas áreas de dispersión. Los desplomes totales o parciales de las columnas eruptivas plinianas dan origen a la formación de flujos piroclásticos. La gran cantidad de material emitido a la atmósfera en estas erupciones, junto a la elevada temperatura de las columnas eruptivas, propicia el desarrollo de fuertes precipitaciones y la formación de destructivos lahares.

Desarrollo de una erupción pliniana y diferentes zonas de una columna pliniana. En el esquema se puede observar la evolución de los volátiles durante su ascenso hacia la superficie, la subsecuente fragmentación del magma en una mezcla de piroclastos y gases y su expulsión al exterior.

B.3- Erupción hidromagmática Las erupciones hidromagmáticas se producen cuando el magma que asciende hacia la superficie entra en contacto con agua acumulada bajo la corteza o con agua superficial de ríos o lagos. Este contacto puede ser directo o indirecto. En el primer caso, cuando la relación agua-magma es óptima y se dan las condiciones adecuadas de presión y geometría del contacto, entre otras, se produce una erupción freatomagmática en la que se emiten columnas formadas por gases en los que predomina el vapor de agua, piroclastos y fragmentos más o menos

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pulverizados de la roca de caja. En ellas se desarrollan flujos piroclásticos (oleadas piroclásticas basales y ocasionalmente direccionales). Estas erupciones se caracterizan por la violencia de sus explosiones.

Erupción freatomagmática: el agua se incorpora al magma aumentando la explosividad. 1 zócalo, 2 acuífero (confinado o no), 3 columna de magma, 4 incorporación de agua al magma, 5 columna eruptiva con mayor cantidad de vapor, 6 cono,7 brecha debida a la explosión producida al interaccionar el magma con el acuífero

Explosión freática: el magma (1) se emplaza en la base de un acuífero (2) al que calienta (3) provocando su vaporización y explosión (4), produciendo un cráter de amplias dimensiones (5). La profundidad de la explosión está limitada a menos de 100 m a causa de la presión

Si el magma y el agua no entran en contacto directo puede ocurrir que aquella sea calentada hasta su vaporización por la temperatura que desprenden las acumulaciones de magma (sistemas geotermales) dando lugar a una explosión freática. Cuando el contacto agua/magma se produce en el mar, a una profundidad adecuada, las erupciones reciben el nombre de surtseyanas en recuerdo de la erupción de la isla de Surtsey producida el 8 de noviembre de 1963. Estas erupciones pueden pasar a comportarse como una erupción magmática cuando cesa el contacto del agua oceánica con el magma en ascenso.

B.4- Volcanismo submarino En las erupciones submarinas se emiten lavas con características diferentes a las emitidas en las erupciones subaéreas. Las diferencias son de tipo morfológico, estructural y químicas (cuando el magma reacciona con el agua).

Formación de lavas almohadilladas en el frente de una colada que llega al mar

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Las características del volcanismo submarino vienen determinadas por la profundidad; así cuando la profundidad es escasa se producen episodios de paroxismo explosivo, mientras que si la presión hidrostática es superior a la de volátiles (a más de 2100 m. de profundidad) no se forma vapor al entrar la lava en contacto con el agua. Cuando la lava entra en contacto con el agua se forma una delgada capa vítrea, todavía plástica, que encierra el material fundido, al continuar fluyendo magma se individualizan en el frente y superficie de la colada unas protuberancias o bolsas que se separan y ruedan por las pendientes o laderas de los edificios volcánicos submarinos. Estas bolsas o "almohadillas" (pillow) se acumulan al pie de la pendiente formando los depósitos característicos de las lavas almohadilladas o pillow-lavas. Cada pillow tiene la parte superior convexa, mientras que la base es puntiaguda o en forma de quilla de barco, para encajarse sobre el empedrado de pillows previamente depositadas. La costra vítrea de las pillows se solidifica progresivamente hacia el interior en capas concéntricas, quedando un núcleo que se enfría más lentamente y que es, por tanto, más cristalino. La última etapa de solidificación hace que aparezcan las fracturas radiales de retracción típicas de las pillows. B.5- Vulcanismo atenuado Se refiere a actividad volcánica que puede aparecer aun cuando un volcán no está en periodo eruptivo (latente), "apagado" o incluso no exista ningún aparato volcánico en la superficie. Se trata del llamado vulcanismo atenuado o manifestaciones volcánicas póstumas. Algunos de estos fenómenos son: - Fumarolas y solfataras, se trata de emisiones de gases a través de grietas. Hay muchos tipos según sus composiciones (CO2, cloruros, HCl, H2SO4, SO2, SH2, etc.). - Aguas termales, son aguas calientes, las cuales, en la mayor parte de los casos no son de origen volcánico, pero sí lo es la fuente de calor. - Géiseres, son aguas subterráneas que por la especial configuración geológica de la zona se acumulan en lugares donde el calor de origen volcánico las vaporiza, surgiendo al exterior en forma de chorro hasta que la presión cae. C- Índice de Explosividad Volcánica (VEI) La clasificación tradicional de la actividad volcánica y los mecanismos que provocan la erupción están actualmente en proceso de revisión, después de los estudios realizados en las últimas erupciones (Pinatubo 1991, Filipinas; Unzen 1991, Japón; Isla de Montserrat 1997, Puerto Rico; Reventador 2002, Ecuador, etc.). Sin embargo, es conveniente establecer un criterio que nos permita diferenciar, de forma muy general, unas erupciones de otras. En este sentido se ha establecido el Índice de Explosividad Volcánica (VEI) en función del volumen de material emitido y la altura alcanzada por la columna explosiva.

VEI

Volumen (km3)

Altura columna (Km.)

Descripción

Tipo

0

fumarolas

0.1

No explosiva

Hawaiana

1