--- CAPÍTULO 9 (b)

Reptación de suelos
Valle del río Chama (Venezuela)

CAPÍTULO 9 (b)

MORFOGÉNESIS

POR ACCIÓN GRAVITATORIA

Dado que la fuerza gravitatoria de cualquier sistema gravitatorio depende de las masas involucradas en el mismo, esta fuerza actuará constantemente sobre esas masas, tratando de que sus respectivos centros gravitatorios se aproximen entre sí hasta una mínima distancia. Toda partícula de la Tierra forma parte del sistema gravitatorio terrestre, en el cual El planeta en su conjunto es la masa dominante. Por lo tanto, toda partícula terrestre que se encuentre alejada del centro gravitatorio de la Tierra, de continuo estará atraída hacia el mismo. Del mismo modo la masa de la partícula atraerá a la Tierra, aunque dadas las diferencias de masa entre ambas, esta fuerza de atracción será despreciable.
Solo cuando una partícula terrestre esté apoyada firmemente sobre otra partícula, o conjunto de partículas, estará impedida de moverse hacia el centro gravitatorio del sistema. Por la misma diferencia de masas comentada, el centro gravitatorio del sistema puede considerarse que es el centro gravitatorio del planeta. En este caso podremos decir que esa partícula logró un equilibrio gravitatorio inestable, o transitorio.  Y decimos transitorio, pues dados los continuos movimientos que afectan a la Tierra, en algún momento de la historia geológica, esa partícula perderá ese equilibrio transitorio y se moverá hacia una nueva posición dentro del sistema gravitatorio.
 En Física elemental habremos visto que desde ese punto de vista, toda partícula (o todo cuerpo u objeto) que formando parte de un sistema gravitatorio, se encuentre momentáneamente detenida lejos del centro gravitatorio del sistema, tiene la posibilidad, o la “potencialidad” de moverse hacia ese centro gravitatorio (en nuestro caso dijimos que ese centro coincidirá con el centro gravitatorio de la Tierra). Esa "potencialidad" se denomina energía potencial gravitatoria.
Aquí aparece entonces lo que nos interesa, que es la potencialidad morfogenética de la energía
gravitatoria: cuando cualquier partícula, grupo de partículas o, expresado en términos geológicos, cualquier fragmento de la litósfera (o de la corteza terrestre) pierda sustento, perderá el estado de equilibrio inestable y transitorio que tenía con respecto a la fuerza gravitatoria terrestre que de continuo actúa sobre él. En esas nuevas condiciones, la fuerza gravitatoria terrestre pasará a ejercer efecto dinámico sobre él y entonces su energía potencial se transforma en energía cinética y el fragmento se mueve desde su posición inicial,  hacia "abajo"; o sea, hacia una posición más próxima al centro gravitatorio terrestre.
Si ese fragmento de litosfera está sobre una pendiente (un plano inclinado; figura 9-3), al perder sustento se deslizará o rodará a lo largo del mismo, gastando su energía potencial hasta lograr una nueva posición de equilibrio transitorio. Si ese fragmento está sobre un acantilado, caerá verticalmente hasta el pie del mismo (figura 9-4), donde podrá encontrar una nueva posición de equilibrio transitorio.
La pérdida de sustentabilidad de una porción de la corteza terrestre puede ocurrir de diversas formas, pero básicamente puede establecerse un par de condiciones elementales: a) Pérdida de sustentabilidad por factores externos. b) Pérdida de sustentabilidad por factores internos.

Pérdida de sustentabilidad

por factores externos

* Cambios geométricos o morfológicos del material de soporte.
* Removilización del terreno (natural o artificial).
* Vibraciones y fenómenos similares (generalmente sismos).
* Factores climáticos (fundamentalmente favoreciendo el incremento de agua intersticial).
* Actividad biológica (generalmente socavando el sustrato y permitiendo una mayor acción del agua intersticial.)

Pérdida de sustentabilidad

por factores internos

* Actividad biogeoquímica (meteorización).
* Licuefacción ( = tixotropía), casi siempre ante vibraciones (sismos).
* Fluidificación por presencia de gases (avalanchas de nieve fresca y de cineritas).
* Procesos de descongelamiento (i.e.: canaletas de descarga de detritos en paisajes juveniles de congelamiento estacional; deslizamientos de primavera y verano, en regiones con permafrost).

Tipos de movimiento de materiales

por acción gravitatoria

  
Los tipos de movimiento de materiales litosféricos por acción gravitatoria, pueden ser clasificados desde diversos puntos de vista. Generalmente se los clasifica considerando los aspectos de más fácil percepción. Así, por un lado se los suele agrupar de acuerdo al volumen de material movilizado. Por otro lado, se los suele agrupar de acuerdo a la velocidad con la cual se producen. Es posible intentar un tercer agrupamiento, en  función del contenido de humedad del material movilizado. E inclusive hay quienes hacen un cuarto agrupamiento, según el grado de deformación del material afectado por el movimiento.

De acuerdo al volumen
del material movilizado

De acuerdo al volumen de material movilizado, podemos clasificarlos en:
     
a) Movimientos de pequeña magnitud, como la reptación de suelos ("soil creep", en inglés), la solifluxión y la reptación por congelamiento, o "frost creep". Ocurren sobre una pendiente, involucrando los sedimentos superficiales y sub-superficiales; esto es, el suelo orgánico y a veces la cubierta de meteorización.
b) Movimientos de magnitud importante, como los deslizamientos ("landslides", en inglés). Involucran grandes masas de rocas o sedimentos sobre pendientes, a veces alcanzando materiales que se encuentran a considerable profundidad por debajo de la cubierta de meteorización.
c) Movimientos de enorme magnitud, (generalmente súbitos y violentos), involucrando mezcla de deslizamientos, fracturación y caída de rocas, formando avalanchas de rocas ("rock avalanches", en inglés). Estos son frecuentes en paisajes juveniles, donde el potencial gravitatorio es máximo. Suelen estar vinculados a la pérdida de fricción interna de los materiales por humectación y a menudo se desencadenan con la ocurrencia de sismos. Por ejemplo, en 1.911, en la cordillera del Pamir (Asia Central), ocurrió una avalancha de rocas que movilizó entre 7 y 8.000 millones de toneladas de rocas. La misma cerró el valle del río Murgab con un dique natural de 500 a 800 metros de alto, 2 Km. de largo y 5 Km. de ancho en su base. Por detrás se formó el lago Sarez (Sarez kol, o Sarez koye; figura 9-5). Los rasgos morfológicos de esa avalancha, actualmente se encuentran enmascarados por un abanico aluvial que se desarrolló a posteriori (figura 9-6).

De acuerdo a la velocidad
del material movilizado

De acuerdo a la velocidad con la cual se producen los movimientos, podemos clasificarlos en dos categorías:

a) Movimientos lentos, como la reptación de suelos, la solifluxión y el "frost creep".
b) Movimientos rápidos, como los flujos de barro ("mud flow", en inglés).

De acuerdo al contenido de humedad
del material movilizado

En este caso, también podemos agruparlos en dos categorías obvias:

a) Movimientos secos, como las caídas de bloques.
b) Movimientos húmedos. Los movimientos con participación de agua, a su vez se clasifican de acuerdo al estado físico del agua, la que puede aparecer en estado líquido, como en los deslizamientos y los flujos de barro; o puede aparecer en estado sólido, como hielo, en los procesos de ambiente geocriogénico. Entre estos, por la importancia de la participación gravitatoria, se destaca la ya mencionada reptación por congelamiento, o "frost creep".

En realidad estas clasificaciones no pueden considerarse cada una independientemente, pues un mismo movimiento puede caber en más de una de estas clasificaciones. Por ejemplo, los movimientos húmedos a su vez suelen ser rápidos y además son los que suelen provocar mayor deformación de los materiales movilizados (por ejemplo en el caso del deslizamiento de arcillas en pendientes).

Por contrario sensu, es en algunos movimientos secos en los que existe la menor deformación del material movilizado (por ejemplo, desplome o caída de bloques en un acantilado, o caída de bloques sobre un cono de deyección-1-). En el diagrama ternario de la figura 9-7, conjugamos el grado de humedad de los materiales y la velocidad del movimiento, para clasificar los movimientos gravitatorios.
Continúa...

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(1) No confundir cono de deyección, con abanico aluvial. En la mayoría de las enciclopedias de Internet consultadas en este momento, se los presenta como sinónimos y no es así. Un abanico aluvial se forma al pie de una elevación, por el depósito de detritos arrastrados por el agua, cuando esta llega al quiebre de pendiente y por lo tanto pierde capacidad de transporte. Un cono de deyección también se forma al pie de una elevación, pero en este caso es por caída gravitatoria de detritos, sin que tenga participación el agua. Por lo tanto un cono de deyección es producto de la morfogénesis gravitatoria exclusivamente. Mientras que un abanico aluvial es producto de la morfogénisis hídrica, como se verá en el capítulo correspondiente.

--- CAPITULO 9 (a)

Cono de deyección - Mendoza (Argentina)

CAPÍTULO 9

ACCIÓN GRAVITATORIA DOMINANTE

EN LA MORFOGÉNESIS:

 REMOCIÓN EN MASA

"Albert Einstein demostró que la gravedad

no es una fuerza de atracción,

sino una manifestación de la distorsión

de la geometría del espacio-tiempo

bajo la influencia de los objetos que lo ocupan."

Índice del Capítulo 9

- Introducción
- - Tipos de remoción en masa y geoformas asociadas
- - - Acción gravitatoria en ambientes secos
- - - Acción gravitatoria en ambientes húmedos
- - - Acción gravitatoria en ambientes fríos

INTRODUCCIÓN

En capítulos previos, vimos que cualquier objeto ubicado sobre la superficie terrestre, es atraído hacia la Tierra con una fuerza que denominamos fuerza gravitatoria. Esta fuerza se dirige hacia el centro de la Tierra en el sentido de su radio y se expresa según la fórmula:
                                                                          2

F = M x m/D x G

   
Donde G es la constante de gravitación universal, M es la masa de la Tierra, m es la masa del objeto y D es la distancia entre el objeto y el centro del planeta  (en la fórmula se considera el cuadrado de esa distancia.)

La fuerza gravitatoria F, es entonces la fuerza con la cual la Tierra atrae a cualquier masa ubicada dentro de su campo gravitatorio, siendo este último una zona del espacio alrededor de la Tierra, en la cual es manifiesta la atracción de la masa de ésta como planeta. Sabemos también que cualquier fuerza aplicada a una masa, le comunica a la misma una aceleración constante, siendo este uno de los principios fundamentales de la dinámica. Aplicando ese principio al campo gravitatorio terrestre, queda claro que cualquier cuerpo sometido a su influencia sufrirá una aceleración, denominada aceleración de la gravedad y universalmente representada por la letra “g”, la cual es directamente proporcional a la fuerza gravitatoria F. Esta aceleración hará caer a cualquier partícula u objeto en dirección al centro de la Tierra, a lo largo de un radio terrestre.
Al igual que la Tierra, todos los cuerpos del universo tienen campos gravitatorios cuya intensidad es directamente proporcional a su masa. Por ejemplo la atracción de la gravedad de la Luna tiene un valor de 1/6 del valor de g, debido a la menor masa de este satélite. Esta es una condición fundamental que se deberá tener en cuenta ahora que se comienzan a estudiar los procesos geológicos en otros planetas y satélites del sistema solar (ver capítulo 2 de este blog.)
También vimos que la fuerza gravitatoria cumple un rol muy importante en varios aspectos de la morfogénesis. En ese sentido vimos que la fuente más importante de calor interno (energía interna terrestre) se origina  en el rozamiento de las partículas litosféricas entre sí, debido a la atracción gravitatoria terrestre. Asimismo otra parte de la energía interna terrestre proviene de la atracción gravitatoria que la luna y el sol ejercen sobre cada partícula del planeta.
Además vimos, aunque todavía no lo hicimos en detalle, que el agua que circula sobre la superficie terrestre ejerciendo un modelado dominante, también lo hace impulsada por la energía cinética que le da la atracción gravitatoria terrestre. En este capítulo veremos el desarrollo de geoformas en las cuales la atracción gravitatoria es dominante y en algunos casos inclusive actúa por si sola.

Antes de entrar en el tema del capítulo, presentaremos algunas consideraciones adicionales respecto a la aceleración de la gravedad "g" en la superficie del planeta Tierra. Tengamos en cuenta que de acuerdo a la fórmula vista, "g" es inversamente proporcional a la distancia. existente entre una partícula y el centro de masas terrestre. Además, la atracción gravitatoria del planeta puede considerarse como actuando desde el centro geodético del mismo. Entonces, cualquier partícula u objeto situado sobre la superficie de la Tierra, será atraído hacia el centro de la misma con una fuerza inversamente proporcional al radio terrestre del lugar donde se encuentre la partícula. Dado que el radio terrestre es mayor en el Ecuador que en los polos, entonces "g" será mayor en los polos y menor en el Ecuador. En la figura 9-1 se presenta gráficamente y analiza este hecho.

Dadas las mismas consideraciones, la aceleración de la gravedad sobre una partícula será menor en la misma medida en que esa partícula se eleve sobre la superficie de la Tierra, pues al elevarse aumenta la distancia entre esta y el centro de la Tierra. Esto puede comprobarse fácilmente con el desarrollo de la fórmula newtoniana, y ocurrirá hasta un punto en el cual su valor será nulo y las masas no serán atraídas hacia la Tierra, como se ha comprobado con las experiencias astronáuticas.

Por último, el valor de "g" varía con la topografía del lugar donde se encuentre cualquier partícula. Esto se grafica en la figura 9-2. Esa variación puede ser despreciable en regiones relativamente llanas, pero es importante en regiones montañosas. En esa figura, una partícula que se encuentre ubicada sobre la superficie de la Tierra (el vértice del ángulo alfa) será atraída por la masa terrestre (Fn), pero también será atraída por una fuerza Ft, proporcional a la masa de la montaña, cuyo centro de masas "C", se encuentra por encima de la partícula.  De ese modo, la fuerza de atracción sobre la partícula será "P", como resultante de la interacción de las fuerzas Fn y Ft.

Continúa…

--- CAPÍTULO 8 (k)

Cuello volcánico - Patagonia

CAPÍTULO 8 (k)

Otras erupciones ácidas

Ignimbritas, o “riadas de ceniza”

En algunos casos, las erupciones volcánicas ácidas, generalmente portadoras de abundantes gases, en lugar de formar nubes ardientes como la del Monte Pelée vista previamente, surgen con menos fuerza. En este caso la mezcla ácida con abundante pumicita y trizas de vidrio, desborda el cráter y fluye pendiente abajo, también ayudada por la elevada fluidez que le otorga el continuo escape de vapor y otros volátiles desde la masa piroclásticxa incandescente.
Este material desciende a elevada temperatura y al enfriarse los fragmentos, literalmente se sueldan entre sí, formando una roca denominada toba soldada, toba ignimbrítica, o directamente ignimbrita, en muchos casos confundida con riolitas. En el caso de las ignimbritas, una característica estructural de sus componentes, es que los mismos y en particular los fenocristales vítreos (obsidiana), aparecen estirados en el sentido del flujo del material durante su movimiento.

Agujas y cúpulas

Suele ocurrir que hacia el final de una erupción volcánica ácida o mesosilícica, en la chimenea del volcán se consolide un tapón de lava vítrea. Es frecuente que si debajo del tapón prosigue acumulándose presión por la actividad ígnea póstuma, ese tapón sea lentamente levantado, siendo a veces expulsado y dando lugar a nuevas erupciones. En el caso del Monte Pelée , como vimos, se formó un tapón que fue elevándose por varios meses, alcanzando unos 300 metros de altura (figura 8-57). Finalmente la presión acumulada bajo el mismo concluyó en la explosión catastrófica que comentamos previamente.
Por su parte el domo volcánico Showa Shin Zan apareció en 1.944 en la ladera baja del volcán Usu, en Japón. Este domo emergió en un bosque y campo cultivado, como una masa de lava sólida, aunque liberando aún abundantes vapores. En estos casos la lava ácida póstuma no fuetan viscosa como para formar una aguja, por lo que al llegar a la superficie se abultó formando una masa bulbosa, redondeada, en forma de domo o cúpula. Estas fmasas recuentemente están compuestas por obsidiana.

Riadas de barro (= lahar, o lahares)

Los lahares suelen formarse cuando las avalanchas de cenizas y piroclastos calientes derriten  el hielo y la nieve que cubre las laderas de volcanes muy elevados. Así se forma una masa de agua y barro de cenizas, con lapillis y bloques mezclados, la cual fluye velozmente pendiente abajo (caso del volcán Cotopaxi, en Ecuador, durante su erupción del año 1.877). También suelen formarse riadas de barro, cuando las avalanchas secas de cenizas y piroclastos calientes, llegan a un curso con agua. A partir de allí la mezcla de agua y fragmentos volcánicos de todos los tamaños se desliza violentamente cauce abajo, cubriendo todo a su paso. Los depósitos resultantes son llamados riadas volcánicas de barro. Depósitos semejantes suelen formarse cuando sobre los piroclastos recientemente depositados, llueve torrencialmente y arrastra esos materiales. De todos modos, las riadas resultantes en este caso suelen ser menos destructivas.

Otras geoformas volcánicas

Existen otros rasgos morfológicos vinculados al vulcanismo, aunque puede decirse que son de importancia menor a los volcanes en sí mismos, siendo parte de ellos o de sus productos. Uno de esos rasgos morfológicos está dado por la topografía que suelen adoptar las coladas de lava, ya sea al derramarse, o al enfriarse. Los flujos de lava basáltica viscosa (figura 8-58), suelen ser relativamente lentos. De ese modo es frecuente que su superficie se enfríe lo suficiente como para endurecerse parcialmente, mientras que en su interior la lava sigue fundida y en movimiento. Este tipo de lavas basálticas de movimiento lento, suele adoptar una forma superficial denominada lava cordada (nombre derivado de cuerda), o acordonada, por semejarse a un rollo de cuerdas amontonadas.
En la figura 8-59 se muestra un flujo de lava en el momento de formarse su superficie cordada, o acordonada. Mientras la corteza superior de la colada de lava se enfría lo suficiente como para endurecerse parcialmente, su interior se encuentra fundido y allí donde encuentra un hueco como para fluir, así lo hace. En esta figura, la parte de color rojo es lava fundida que sigue derramándose a través de un par de agujeros, por debajo de una corteza de lava ya endurecida. Como la lava superficial está semi-endurecida y tiene poca movilidad, es arrastrada por el flujo más rápido de la lava aún fundida que fluye por debajo de ella. De ese modo esa corteza se va amontonando y su superficie va adoptando la forma de los pliegues acordonados que le dan el nombre al tipo de colada. Es frecuente que la lava aún fundida del interior fluya toda, quedando solamente la corteza exterior que endureció tempranamente. De ese modo debajo de la lava cordada suelen quedan huecos que en algunos casos constituyen cavernas de decenas de metros de longitud y a veces con varios  metros de diámetro (figura 8-60 y figura 8-61).
En algunas oportunidades, cuando las coladas de lava dejan de fluir y se enfrían lentamente, el cuerpo rocoso resultante suele fracturarse en columnas o prismas muy regulares, de forma exagonal vista en planta (figuras 8-53, 8-62 y 8-63). A ese proceso se lo denomina disyunción columnar, y es un tipo especial de diaclasamiento, pues no existe desplazamiento de los bloques resultantes. Esta disyunción se debe a que el material fundido tiene mayor volumen que la roca sólida. Por lo tanto, al solidificarse la lava, tiende a contraerse. Al contraerse, el volumen decrece regularmente en las tres dimensiones del espacio. Pero la contracción en sentido vertical es regida por el asentamiento debido la fuerza gravitatoria; mentras que sobre la contración horizontal no actua la gravedad, u otra fuerza similar, por lo que la pérdida de volumen de la masa enfriada se resuelve en una serie de  fracturas quie dan por resultado la formación de prismas de planta hexagonal, como se muestra en el diagrama insertado en la figura 8-62. Dadas las fuerzas actuantes en su origen, estas grietas de contracción térmica son básicamente similares a las grietas de contracción por desecación ("mud cracks") que se observan en los sedimentos lacustres muy finos cuando se secan.
Otras geoformas frecuentes de origen volcánico  son los "necks", o cuellos volcánicos.  Generalmente, la lava fundida que no alcanzó a fluir desde el interior de un aparato volcánico, queda rellenando la chimenea del mismo y se enfría allí, formando un tapón. Recordemos al respecto, el tapón de andesitas que se formó en la chimenea del monte Pelée, en Martinica (figura 8-57). Al cesar definitivamente la actividad volcánica, comienzan a dominar los procesos exógenos, primero meteorizando las rocas volcánicas y enseguida erosionándolas. En esos casos suele ocurrir que las rocas previas, en las cuales se emplazó el magma para formar el volcán (por tal circunstancia denominadas roca de caja), sean menos resistentes que las rocas volcánicas que consolidaron en la chimenea del volcán. En esos casos, esas rocas son eliminadas más fácilmente que las rocas ígneas que cristalizaron dentro de la chimenea. En consecuencia estas quedarán como remanentes, formando lo que geomorfológicamente denominamos cuellos volcánicos, o "necks", por su nombre en inglés. La figura 8-64 corresponde a un cuello volcánico presente sobre la orilla norte del Lago Cardiel (provincia de Santa Cruz, Argentina). Si se observa en detalle, las rocas que forman ese cuello volcánico tienen una disyunción columnar muy notable y al pie del mismo se han formado acumulaciones gravitacionales de fragmentos de esas columnas (estas acumulaciones gravitacionales conforman un proceso morfogenético denominado remoción en masa, al cual le dedicaremos un capítulo especial).
También suele ocurrir que si la erosión elimina gran parte de la roca de caja, sobre el relieve se destaquen como remanentes, sistemas de diques radiales y anulares compuestos por las rocas provenientes del magma que estando fundido, rellenó las grietas de distensión que se formaron en el aparato volcánico, en torno a la chimenea.
Pero los paisajes volcánicos no solamente se caracterizan por la presencia todos, o de algunos de los rasgos morfológicos mayores que vimos hasta ahora. Es frecuente además que en las áreas donde el vulcanismo es activo, aparezcan rasgos menores como geíseres, fumarolas y solfataras.
Los geiseres (figura 8-65) son surgentes de agua caliente episódica, la cual en algunos casos surge en lapsos de  precisión cronométrica. Generalmente ello se debe a la acumulación periódica de aguas de infiltración, que en alguna profundidad se calientan lo suficiente como vaporizarse, acumular presión y ser empujadas a la superficie una y otra vez.
En el área de la figura 8-66, en su centro y delante de las rocas rojizas, hay una elevación por donde hace erupción periódica un geiser. En este caso el hidrotermalismo es muy activo en toda la zona de esa figura. En todas partes aparecen grietas en el suelo, por donde surge agua caliente (se la ve fluir hacia el ángulo inferior derecho) y vapor de agua en fumarolas. Generalmente el agua está muy mineralizada y donde escurre se depositan grandes acumulaciones carbonáticas formando depósitos travertínicos (en la figura 8-67, estos aparecen con color ocre). Asimismo son frecuentes las emanaciones de otros gases, a veces sulfurosos, formando solfataras.

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ANEXO
Enlaces de filmaciones de erupciones volcánicas

http://www.youtube.com/watch?v=JKSS811z1iI&feature=player_embedded

 http://www.youtube.com/watch?v=Uhib-omEEQk&feature=fvwk

 http://www.youtube.com/watch?v=J2575Z_jTUw&feature=related

 http://www.youtube.com/watch?v=CZKa0Mavl1o&feature=channel

 http://www.youtube.com/watch?v=xosZfhn4p_E&feature=related

 http://www.youtube.com/watch?v=hFKdkt1cn90&feature=related

 http://www.youtube.com/watch?v=U7omQh7rXsA&feature=related

 

--- CAPÍTULO 8 (j)

Lava basáltica. Islandia

CAPÍTULO 8 (j)

Otras erupciones básicas:
Mesetas basalticas

 

En algunas de las regiones más extensas del planeta cubiertas por basaltos, los volcanes de tipo central no existen, o aparecen esporádicamente. En estas regiones suelen aparecer mantos de basaltos que se extienden por decenas y aún por centenares de Km. y a veces con centenares de metros de espesor, habiendo surgido a lo largo de importantes redes de fisuras de la corteza terrestre y conformando un vulcanismo de tipo fisural, o areal.
Son clásicas las mesetas de basalto de la cuenca del Paraná; las de la Patagonia Argentina; las del noroeste U.S.A. (Washington; Oregón); las del Oeste de la India y algunas otras menores, como las de Islandia (figura 8-53). Tanto las patagónicas como las de U.S.A. son predominantemente del Terciario y están vinculadas a los procesos efusivos relacionados con la deriva de la placa Sudamericana y su choque con la placa del Pacífico.

Volcanes compuestos,
 o tipo Etna y Vesuvio 

Estos volcanes generalmente tienen forma cónica, al igual que los anteriores; aunque en este caso las laderas son notablemente más empinadas, debido a que en su formación han tenido participación importante los materiales piroclásticos, en efusiones alternadas con lavas tranquilas. Ese tipo de materiales se estratifican a medida que se superponen las diferentes erupciones. Tal es el caso de los clásicos volcanes Etna (en Sicilia) y Vesubio (en Nápoles). Este último sepultó las ciudades Pompeya, Herculano y Stabium, durante el año 79 de la era cristiana. Esta erupción fue seguida atentamente por Plinio “El Jóven”, quien la describió en detalle.
También son volcanes compuestos, entre muchísimos otros, el Fuji de Japón (mal llamado Fujiyama); el Tromen, de la provincia de Neuquén (Argentina); algunos volcanes de Islandia; el Misti, de Arequipa (Perú); el Nyiragongo en la República Democrática del Congo (África), y muchos otros como la gran cantidad de volcanes de la península rusa de Kamchatka. Estos volcanes son característicos de áreas de choque de una placa continental con una oceánica, donde la efusión de lavas basálticas alterna con la efusión de lavas andesíticas, riolíticas  o dacíticas, dependiendo del estado químico de los procesos endógenos dominantes en cada momento.
El mecanismo de formación de estos volcanes es similar al de los volcanes de escudo. La lava surge inicialmente por una chimenea central; luego suele surgir por fisuras radiales abiertas en los flancos del volcán, ante las enormes  presiones del magma ascendente,  el que empuja la superficie terrestre hacia arriba. Finalmente también suelen presentar colapsos póstumos formando calderas en su centro. Por útimo, también es frecuente la aparición de conos parásitos.
En la figura 8-54 se esquematiza la evolución del volcán Mazama, en Oregón (U.S.A.). En la parte superior se muestran los distintos estratos que inicialmente formaron el cono, correspondiendo a distintas erupciones. Se indica la cámara magmática en rojo, con magma ascendiendo a través de grietas sobre todo el cuerpo del volcán. En la parte siguiente, cesando la actividad efusiva, se observa la cámara magmática medio vacía. En la tercera parte se muestra el hundimiento gravitacional de la cámara magmática (hundimiento denominado "en caldera"). En la última parte se muestra la caldera llena de agua, formando un lago (en este caso llamado Lago Cráter, o Crater Lake).  Dentro del mismo se muestra un pequeño volcán, formando una isla, como producto de actividad magmática póstuma.
También y como se indicó para el volcán Mazama (figura 8-55) en algunos casos suele renovarse la actividad luego del colapso de la caldera. Ello suele dar lugar a la formación de un cono volcánico menor dentro de la caldera, al cual se lo llama Somma ("volcán-en-volcán"). Ese nombre proviene del nombre que se le daba al viejo cráter del Vesubio, dentro del cual se formó un nuevo cono.

Volcanes explosivos

La actividad volcánica explosiva puede adquirir numerosas formas, pero hay cinco volcanes explosivos clásicos que fueron estudiados en tiempos históricos.

Estrómboli - Este volcán (figura 8-56) está en una de las pequeñas islas italianas ubicadas en el mar Tirreno y denominadas Eolias  (la isla más grande de este archipiélago es la isla Lipari. De allí que el mismo también se conoce con el nombre de islas Lipari). Este volcán  fue llamado “El Faro del Mediterráneo”, debido a que está en erupción casi constante desde la época del imperio Romano, y debido a que sus explosiones son débiles y espaciadas, con intervalos de algunos minutos. Si bien la lava de este volcán es básica, de todos modos es muy viscosa, haciendo efusión a temperaturas oscilantes entre 1.000º  y 1.100º centígrados. En cada explosión lanza al aire lava basáltica fundida que cae en grumos de escorias, a veces con formas ahusadas debido a sus giros en el aire mientras están viscosas (estas se conocen con el nombre de bombas volcánicas). Raramente se solidifica la lava en el cráter, porque los episodios de calma duran poco. Pero cuando esto ocurre, luego se sucede alguna explosión más violenta que rompe la corteza de lava sólida.
Este tipo de erupciones forma conos de laderas empinadas, compuestos por abundantes piroclastos de tamaños muy variados, con algunas coladas de lava intercaladas. El volcán Paricutín, que apareció en 1.943 en México en medio de un sembradío, también es un volcán de este tipo.

Vulcano - Este volcán también está en el archipiélago de Lipari (o islas Eolias, que vimos  previamente). Este también es un cono compuesto como el Estrómboli. Pero a diferencia del este, sufre erupciones más intensas, aunque mucho más espaciadas. Debido a eso la lava de su cráter solidifica hasta profundidad considerable y luego las explosiones son más violentas, puesto que en su interior se acumula mucho vapor de agua y otros gases. También el Paricutín tuvo algunos momentos eruptivos violentos similares a los del Vulcano.

Tamboro y Krakatoa - En 1.815 el Tamboro (o Tambora) explotó destruyendo la isla de Sumbawa, en Indonesia. La explosión fue tal, que se estima que lanzó al aire hasta 200 Km3 de roca fundida y fragmentada (o sea, el equivalente a un bloque de 10 Km. de lado por 2 Km. de alto), desparramándola en 300 km. a la redonda. Por su parte el Krakatoa, ubicado en el estrecho de la Sonda que separa a las islas de Java y Sumatra, explotó en 1.883, lanzando unos 4 Km3 de roca. Este era un volcán compuesto cuya cámara magmática se había derrumbado y estaba circundada por un arco de islitas volcánicas, señalando el borde de la caldera.

 Posteriormente al derrumbe de la cámara, se formaron varios conos parásitos por dentro del anillo de islas, siendo uno de ellos el Krakatoa, que había alcanzado 850 metros de altura. Cuando explotó, lanzó al aire una nube que alcanzó los 27 Km. de altura y las cenizas circunvalaron la tierra, permaneciendo en suspensión varios años. La explosión generó tsunamis de más de 30 metros de altura, los que mataron a miles de personas en las costas de influencia. Se comenta que esos tsunamis lograron dar la vuelta al mundo.
A este tipo de explosiones sin la efusión de lava, también se las denomina de tipo Bandasiano, por haber ocurrido una similar en el volcán Bandai, el mayor de Japón. Una de estas explosiones ocurrió en el volcán Katmai de Alaska, para el cual no se conocían erupciones históricas antes de 1.912. Hasta ese momento este era un cono compuesto de laderas muy empinadas y erosionadas, con un cráter lleno de pumicita.
Durante su explosión, que fue muy intensa, quedaron sepultados bosques de hasta 100 km. a la redonda, con una capa de hasta 3 metros de piroclastos de diferentes tamaños. Es importante consignar que las mayores explosiones volcánicas que se conocen, ocurrieron en volcanes que no habían tenido actividad en tiempos históricos.

Monte Pelée - Este se encuentra en la isla de Martinica, integrante de las llamadas Antillas Menores del mar Caribe. En 1.903 entró en actividad y afortunadamente el Geólogo francés A. Lacroix estaba allí y documentó el proceso. Durante la principal explosión que expulsó su tapón de lava andesítica sólida (figura 8-57), el volcán arrojó a gran altura, cenizas,  lapilli de pumicita y fragmentos de roca incandescente, formando sobre la cima una nube turbulenta en forma de hongo, con temperaturas del orden de 800º centígrados.
Cuando la fuerza de impulsión de la erupción fue vencida por la fuerza gravitatoria, la nube con todos sus fragmentos descendió, cayendo sobre las laderas del volcán. Deslizándose por ellas, el conjunto del material a gran temperatura rodó hacia abajo a gran velocidad, destruyendo todo a su paso. De los fragmentos rocosos incandescentes y en especial de los fragmentos de pumicita, normalmente se desprenden vapor de agua y otros gases durante bastante tiempo. Estos gases mantienen a todos los fragmentos separados entre sí y en suspensión, por lo cual la mezcla resultante es altamente fluida y móvil y puede deslizarse pendiente abajo como sobre un colchón de aire. En este caso el alud de elevada temperatura formado por este material, destruyó la ciudad de San Pedro y mató a sus 28.000 habitantes, salvo uno que estaba preso en un calabozo subterráneo.

Continua...

--- CAPÍTULO 8 (i)

Islas Galápagos

CAPÍTULO 8 (i)

TIPOS DE VOLCANES

Volcanes en escudo,

o de Tipo Hawaiiano

Estos son volcanes con forma de cono, generalmente basálticos, aunque también suelen formarse de andesita, como el caso del volcán en cuya caldera se encuentra el lago Medicina en California (U.S.A.) Estos volcanes se forman por la coalescencia y superposición de coladas de lava. Lava que en un primer estadio suele surgir desde un conducto central. En estadios posteriores, es frecuente que la lava surja también por otras fisuras que se suelen abrir en los flancos del cono.
En estos volcanes, la lava es casi exclusivamente basáltica, poco viscosa, con muy pocos materiales piroclásticos, o sin ellos. Por tal razón los flancos del volcán tienen suave pendiente. Es común que la cima de estos volcanes presente un cráter, que es la abertura por la cual surgió la lava (figura 8-49).
También es frecuente que en la cima de un volcán exista una caldera, la cual es una depresión mayor que los cráteres habituales y se puede formar por dos mecanismos diferentes:

1) Colapso de parte del cuerpo volcánico, una vez que la erupción vació la cámara magmática; a estas se las llama calderas de tipo Kilauea, con diámetros que raramente exceden los 5 km. Estas son características de los volcanes de islas intraoceánicas (ver figura 8-49).

2) Explosión violenta de volcanes ácidos o mesosilícicos. A estas se las llama calderas de tipo Krakatoa y sus diámetros pueden superar los 15 Km. Estas son típicas del llamado Cinturón de Fuego del Pacífico, siendo normales, por ejemplo, en las varias veces mencionadas islas Kuriles (figura 8-44).

Dentro de los volcanes en escudo son característicos los de Hawai, llamados Mauna Loa, Kilauea (figura 8-50), Mauna Kea, Hualalai y Kohala (Figuras  8-51 y 8-52). Las pendientes de sus laderas son muy suaves, con 5º  a 8º de inclinación. De todos modos, pueden considerarse de los más grandes que existen sobre el planeta. Imaginemos que el Mauna Loa tiene unos 4.166 metros de altura sobre el nivel del mar. A su vez está apoyado sobre el fondo oceánico a unos 4.600 metros de profundidad. Por lo tanto la altura real de ese volcán es de unos 8,766 Km.

En la cima del Mauna Loa existe una caldera de poco más de 3 Km. de diámetro, en cuyo interior hay un cráter relativamente pequeño, que siempre tiene algo de lava fundida y a alrededor de 1.200º centígrados. Esta lava suele desbordar cada tanto cubriendo el fondo de la caldera. En algunas ocasiones ha desbordado la caldera y ha generado flujos de lava de varias decenas de Km. de longitud. Esta lava suele fluir a gran velocidad, del orden de 4 a 5(1) metros por segundo, alcanzando hasta 8 m/s en pendientes importantes.
En la ladera SE del Mauna Loa y a 32 km. de distancia desde su cima (de paso apreciemos el diámetro de este escudo volcánico), se encuentra el Kilahuea. Este tiene una caldera menor que el anterior, aunque en su interior también hay un cráter con lava fundida denominado Halemaumau. La lava dentro del Halemaumau está en continuo cambio. A veces desbordando, a veces retirándose profundamente dentro del conducto; a veces con su superficie explotando en azufre e hidrógeno incendiados.
En tiempos históricos, el Mauna Loa tuvo efusiones a través de fisuras desarrolladas en sus laderas. En ese sentido es característica una serie de fisuras de rumbo Sudoeste a Noreste, que divide a la isla en dos porciones. En 1.855 fue enorme la cantidad de lava que fluyó desde esas fisuras y da la pauta de la dinámica que tiene el crecimiento de este tipo de escudos volcánicos.
Es frecuente que sobre las laderas de los volcanes en escudo, aparezcan algunos conos volcánicos menores denominados conos o volcanes parásitos. Estos generalmente están formados por la erupción de material piroclástico a través de fisuras menores, aunque también pueden estar formados por lava (ver figuras 8-37 y 8-38).   En algunos casos como el volcán Newberry, en Oregón (U.S.A.), aparecen hasta 150  conos parásitos.
Cuando los procesos exógenos erosionan un volcán, suelen quedar al descubierto diques formados por el magma que sin alcanzar la superficie, consolidó dentro de la roca de caja (roca entre cuyas fracturas, se emplaza un magma intrusivo). Estos diques presentan dos patrones principales: algunos son radiales respecto al cono del volcán y otros son anulares y concéntricos. Ambos denotan los dos sistemas de fracturas que caracterizan a la formación de un volcán: Las fracturas radiales se producen durante el primer estadio, cuando el flujo de lava desde el interior de la tierra empuja desde abajo y distiende la corteza terrestre.
Las fracturas concéntricas se forman durante los estadíos volcánicos póstumos, cuando la cámara magmática se vacía paulatinamente. Esto permite que ocurran asentamientos radiales, los últimos de los cuales dan lugar al surgimiento de la caldera. Si luego de producidas las fracturas radiales existe nuevo flujo de lava, esta suele salir a través de los diques radiales y es frecuente que aparezcan nuevos volcanes menores, agrupados concéntricamente alrededor de un volcán más antiguo, o alrededor de una caldera volcánica colapsada.

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(1) 24 a 30 Km./hora.