Las erupciones magmáticas producen clastos juveniles durante la descompresión explosiva de la liberación de gas. Varían en intensidad desde las relativamente pequeñas fuentes de lava en Hawái hasta las catastróficas columnas de erupciones ultraplinianas de más de 30 km (19 millas) de altura, más grandes que la erupción del Monte Vesubio en el 79 que enterró Pompeya.
HawaiianEdit
Las erupciones hawaianas son un tipo de erupción volcánica que lleva el nombre de los volcanes hawaianos con los que este tipo eruptivo es distintivo. Las erupciones hawaianas son los tipos más tranquilos de eventos volcánicos, caracterizados por la erupción efusiva de lavas de tipo basáltico muy fluidas con bajo contenido gaseoso. El volumen de material expulsado de las erupciones hawaianas es menos de la mitad del que se encuentra en otros tipos eruptivos. La producción constante de pequeñas cantidades de lava crea la forma grande y ancha de un volcán en escudo. Las erupciones no están centralizadas en la cumbre principal como con otros tipos volcánicos, y a menudo ocurren en los respiraderos alrededor de la cumbre y de los respiraderos de fisuras que irradian fuera del centro.
Las erupciones hawaianas a menudo comienzan como una línea de erupciones de ventilación a lo largo de una abertura de fisura, una llamada «cortina de fuego».»Estos mueren cuando la lava comienza a concentrarse en algunos de los respiraderos. Las erupciones de ventilación central, por su parte, a menudo toman la forma de grandes fuentes de lava (tanto continuas como esporádicas), que pueden alcanzar alturas de cientos de metros o más. Las partículas de las fuentes de lava generalmente se enfrían en el aire antes de golpear el suelo, lo que resulta en la acumulación de fragmentos de escoria de ceniza; sin embargo, cuando el aire es especialmente espeso con clastos, no pueden enfriarse lo suficientemente rápido debido al calor circundante, y golpean el suelo todavía caliente, cuya acumulación forma conos de salpicaduras. Si las tasas eruptivas son lo suficientemente altas, incluso pueden formar flujos de lava alimentados por salpicaduras. Las erupciones hawaianas a menudo tienen una vida extremadamente larga; Pu’u’Ō’ō, un cono volcánico en Kilauea, entró en erupción continuamente durante más de 35 años. Otra característica volcánica hawaiana es la formación de lagos de lava activos, piscinas de lava cruda auto-mantenidas con una fina corteza de roca semi-enfriada.
los Flujos de Hawai erupciones basálticas, y se pueden dividir en dos tipos, por sus características estructurales. La lava Pahoehoe es un flujo de lava relativamente suave que puede ser ondulado o enredado. Pueden moverse como una sola hoja, por el avance de los «dedos de los pies», o como una columna de lava serpenteante. Los flujos de lava A’a son más densos y viscosos que pahoehoe, y tienden a moverse más lentamente. Los caudales pueden medir de 2 a 20 m (7 a 66 pies) de espesor. Los flujos de A’a son tan gruesos que las capas exteriores se enfrían en una masa similar a escombros, aislando el interior aún caliente e impidiendo que se enfríe. La lava A’a se mueve de una manera peculiar: la parte delantera del flujo se empina debido a la presión desde atrás hasta que se rompe, después de lo cual la masa general detrás de ella se mueve hacia adelante. La lava Pahoehoe a veces puede convertirse en lava A’a debido al aumento de la viscosidad o la velocidad de cizallamiento, pero la lava A’a nunca se convierte en flujo de pahoehoe.
Las erupciones hawaianas son responsables de varios objetos volcanológicos únicos. El viento transporta y forma pequeñas partículas volcánicas, que se enfrían rápidamente en fragmentos vidriosos en forma de lágrima conocidos como lágrimas de Pelé (en honor a Pelé, la deidad de los volcanes hawaianos). Durante vientos especialmente fuertes, estos trozos pueden incluso tomar la forma de mechones largos, conocidos como cabello de Pelé. A veces, el basalto se airea en reticulita, el tipo de roca de menor densidad en la tierra.
Aunque las erupciones hawaianas llevan el nombre de los volcanes de Hawái, no están necesariamente restringidas a ellos; la fuente de lava más grande jamás registrada se formó en la isla de Izu Ōshima (en el Monte Mihara) en 1986, un chorro de 1.600 m (5.249 pies) que era más del doble de alta que la propia montaña (que se encuentra a 764 m (2.507 pies)).
Los volcanes conocidos por tener actividad hawaiana incluyen:
- Pu’u’Ō’ō, un cono de ceniza parásito ubicado en Kilauea, en la isla de Hawái, que entró en erupción continuamente desde 1983 hasta 2018. Las erupciones comenzaron con una «cortina de fuego» basada en fisuras de 6 km de largo el 3 de enero de 1983. Estos dieron paso a erupciones centralizadas en el sitio de la grieta este de Kilauea, que finalmente construyeron el cono.
- Para obtener una lista de todos los volcanes de Hawai, consulte Lista de volcanes en la cadena de montes submarinos Hawaiano – Emperador.
- Monte Etna, Italia.
- Monte Mihara en 1986 (ver párrafo anterior)
StrombolianEdit
Las erupciones estrombolianas son un tipo de erupción volcánica que lleva el nombre del volcán Stromboli, que ha estado en erupción casi continuamente durante siglos. Las erupciones estrombolianas son impulsadas por el estallido de burbujas de gas dentro del magma. Estas burbujas de gas dentro del magma se acumulan y se fusionan en grandes burbujas, llamadas babosas de gas. Estos crecen lo suficientemente grandes como para elevarse a través de la columna de lava. Al llegar a la superficie, la diferencia de presión de aire hace que la burbuja estalle con un fuerte estallido, lanzando magma al aire de una manera similar a una burbuja de jabón. Debido a las altas presiones de gas asociadas con las lavas, la actividad continua generalmente se presenta en forma de erupciones explosivas episódicas acompañadas de explosiones fuertes distintivas. Durante las erupciones, estas explosiones ocurren tan a menudo como cada pocos minutos.
El término «Estromboliano» se ha utilizado indiscriminadamente para describir una amplia variedad de erupciones volcánicas, que varían desde pequeñas explosiones volcánicas hasta grandes columnas eruptivas. En realidad, las erupciones estrombolianas verdaderas se caracterizan por erupciones explosivas de corta duración de lavas con viscosidad intermedia, a menudo expulsadas al aire. Las columnas pueden medir cientos de metros de altura. Las lavas formadas por erupciones estrombolianas son una forma de lava basáltica relativamente viscosa, y su producto final es en su mayoría escoria. La relativa pasividad de las erupciones estrombolianas y su naturaleza no dañina para su fuente de ventilación permiten que las erupciones estrombolianas continúen sin disminuir durante miles de años, y también las convierte en uno de los tipos eruptivos menos peligrosos.
Las erupciones estrombolianas expulsan bombas volcánicas y fragmentos de lapilli que viajan en trayectorias parabólicas antes de aterrizar alrededor de su respiradero de origen. La acumulación constante de pequeños fragmentos forma conos de ceniza compuestos completamente de piroclastos basálticos. Esta forma de acumulación tiende a dar lugar a anillos de tefra bien ordenados.
Las erupciones estrombolianas son similares a las erupciones hawaianas, pero hay diferencias. Las erupciones estrombolianas son más ruidosas, no producen columnas eruptivas sostenidas, no producen algunos productos volcánicos asociados con el vulcanismo hawaiano (específicamente las lágrimas de Pelé y el pelo de Pelé), y producen menos flujos de lava fundida (aunque el material eruptivo tiende a formar pequeños riachuelos).
Los volcanes conocidos por tener actividad estromboliana incluyen:
- Parícutin, México, que erupcionó de una fisura en un maizal en 1943. Dos años después de su vida, la actividad piroclástica comenzó a disminuir, y el flujo de lava desde su base se convirtió en su principal modo de actividad. Las erupciones cesaron en 1952, y la altura final fue de 424 m (1.391 pies). Esta fue la primera vez que los científicos son capaces de observar el ciclo de vida completo de un volcán.
- Monte Etna, Italia, que ha mostrado actividad estromboliana en erupciones recientes, por ejemplo en 1981, 1999, 2002-2003 y 2009.
- Monte Erebus en la Antártida, el volcán activo más meridional del mundo, que se ha observado en erupción desde 1972. La actividad eruptiva en Erebus consiste en actividad estromboliana frecuente.
- El propio Stromboli. El homónimo de la actividad explosiva suave que posee ha estado activo a lo largo del tiempo histórico; erupciones estrombolianas esencialmente continuas, ocasionalmente acompañadas de flujos de lava, se han registrado en Stromboli durante más de un milenio.
VulcanianEdit
Las erupciones vulcanianas son un tipo de erupción volcánica que lleva el nombre del volcán Vulcano. Fue nombrado así después de las observaciones de Giuseppe Mercalli de sus erupciones de 1888-1890. En las erupciones vulcanianas, el magma viscoso intermedio dentro del volcán dificulta la fuga de gases vesiculados. De forma similar a las erupciones estrombolianas, esto conduce a la acumulación de alta presión de gas, que eventualmente hace estallar la tapa que mantiene el magma hacia abajo y resulta en una erupción explosiva. Sin embargo, a diferencia de las erupciones estrombolianas, los fragmentos de lava expulsados no son aerodinámicos; esto se debe a la mayor viscosidad del magma vulcaniano y a la mayor incorporación de material cristalino desprendido de la capa anterior. También son más explosivos que sus contrapartes estrombolianas, con columnas eruptivas que a menudo alcanzan entre 5 y 10 km (3 y 6 millas) de altura. Por último, los depósitos vulcanianos son andesíticos a dacíticos en lugar de basálticos.
La actividad vulcaniana inicial se caracteriza por una serie de explosiones de corta duración, que duran de unos minutos a unas pocas horas y se caracterizan por la eyección de bombas y bloques volcánicos. Estas erupciones desgastan el domo de lava que sostiene el magma, y se desintegra, lo que lleva a erupciones mucho más silenciosas y continuas. Por lo tanto, un signo temprano de la futura actividad vulcaniana es el crecimiento del domo de lava, y su colapso genera una efusión de material piroclástico por la ladera del volcán.
cerca de la fuente de ventilación consisten en grandes bloques volcánicos y bombas, siendo especialmente comunes las llamadas» bombas de corteza de pan». Estos trozos volcánicos profundamente agrietados se forman cuando el exterior de la lava expulsada se enfría rápidamente en una cáscara vidriosa o de grano fino, pero el interior continúa enfriándose y vesiculándose. El centro del fragmento se expande, agrietando el exterior. Sin embargo, la mayor parte de los depósitos vulcanianos son cenizas de grano fino. La ceniza solo se dispersa moderadamente, y su abundancia indica un alto grado de fragmentación, el resultado del alto contenido de gas dentro del magma. En algunos casos, se ha encontrado que son el resultado de la interacción con el agua meteórica, lo que sugiere que las erupciones vulcanianas son parcialmente hidrovolcánicas.
los Volcanes que han presentado Registró actividad incluyen:
- Sakurajima, Japón ha sido el sitio de Vulcanian actividad casi continuamente desde 1955.
- Tavurvur, Papúa Nueva Guinea, uno de varios volcanes en la Caldera de Rabaul.
- El Volcán Irazú en Costa Rica exhibió actividad vulcaniana en su erupción de 1965.
Se estima que las erupciones vulcanianas constituyen al menos la mitad de todas las erupciones conocidas del Holoceno.
PeléanEdit
Las erupciones Peléan (o nuée ardente) son un tipo de erupción volcánica llamada así por el volcán Monte Pelée en Martinica, el sitio de una erupción Peléan en 1902 que es uno de los peores desastres naturales de la historia. En las erupciones de Peléan, una gran cantidad de gas, polvo, cenizas y fragmentos de lava son expulsados del cráter central del volcán, impulsados por el colapso de los colapsos de domos de lava de riolita, dacita y andesita que a menudo crean grandes columnas eruptivas. Un signo temprano de una erupción venidera es el crecimiento de una espina de lava llamada Peléan, una protuberancia en la cima del volcán que impide su colapso total. El material colapsa sobre sí mismo, formando un flujo piroclástico de rápido movimiento (conocido como flujo de bloques y cenizas) que se mueve por la ladera de la montaña a velocidades tremendas, a menudo más de 150 km (93 millas) por hora. Estos deslizamientos de tierra hacen de las erupciones de Peléan una de las más peligrosas del mundo, capaz de atravesar zonas pobladas y causar graves pérdidas de vidas. La erupción del Monte Pelée en 1902 causó una tremenda destrucción, matando a más de 30.000 personas y destruyendo completamente San Pedro, el peor evento volcánico del siglo XX.
Las erupciones Peléan se caracterizan principalmente por los flujos piroclásticos incandescentes que conducen. La mecánica de una erupción de Peléan es muy similar a la de una erupción vulcaniana, excepto que en las erupciones de Peléan la estructura del volcán es capaz de soportar más presión, por lo que la erupción ocurre como una gran explosión en lugar de varias más pequeñas.
Los volcanes conocidos por tener actividad Peléan incluyen:
- Monte Pelée, Martinica. La erupción del Monte Pelée de 1902 devastó completamente la isla, destruyendo San Pedro y dejando solo 3 sobrevivientes. La erupción fue precedida directamente por el crecimiento del domo de lava.
- Volcán Mayon, el volcán más activo de Filipinas. Ha sido el sitio de muchos tipos diferentes de erupciones, incluido Peléan. Aproximadamente 40 barrancos irradian desde la cumbre y proporcionan caminos para flujos piroclásticos frecuentes y deslizamientos de lodo a las tierras bajas de abajo. La erupción más violenta de Mayon ocurrió en 1814 y fue responsable de más de 1200 muertes.
- La erupción Peléan de 1951 del Monte Lamington. Antes de esta erupción, el pico ni siquiera había sido reconocido como un volcán. Más de 3.000 personas murieron, y se ha convertido en un punto de referencia para estudiar las grandes erupciones peleanas.
-
flujos Piroclásticos en el Volcán Mayon, Filipinas, 1984
-
La lava de la columna vertebral que se desarrolló después de la erupción de 1902 del Monte Pelée
-
Monte Lamington tras el devastador 1951 erupción
PlinianEdit
Las erupciones plinianas (o erupciones vesuvianas) son un tipo de erupción volcánica llamada así por la erupción histórica del Monte Vesubio en el año 79 DC que enterró las ciudades romanas de Pompeya y Herculano y, específicamente, por su cronista Plinio el Joven. El proceso que alimenta las erupciones plinianas comienza en la cámara de magma, donde los gases volátiles disueltos se almacenan en el magma. Los gases vesiculan y se acumulan a medida que se elevan a través del conducto de magma. Estas burbujas se aglutinan y una vez que alcanzan un cierto tamaño (aproximadamente el 75% del volumen total del conducto de magma) explotan. Los estrechos confines del conducto fuerzan los gases y el magma asociado hacia arriba, formando una columna eruptiva. La velocidad de la erupción está controlada por el contenido de gas de la columna, y las rocas de superficie de baja resistencia comúnmente se agrietan bajo la presión de la erupción, formando una estructura saliente acampanada que empuja los gases aún más rápido.
Estas columnas eruptivas masivas son la característica distintiva de una erupción pliniana, y alcanzan hasta 2 a 45 km (1 a 28 millas) en la atmósfera. La parte más densa del penacho, directamente encima del volcán, es impulsada internamente por la expansión de gas. A medida que llega más alto en el aire, el penacho se expande y se vuelve menos denso, la convección y la expansión térmica de la ceniza volcánica lo impulsan aún más hacia la estratosfera. En la parte superior de la columna, los fuertes vientos predominantes conducen la columna en una dirección alejada del volcán.
Estas erupciones altamente explosivas están asociadas con lavas, y ocurren más típicamente en estratovolcanes. Las erupciones pueden durar desde horas hasta días, y las erupciones más largas se asocian con volcanes más felsos. Aunque están asociadas con el magma felsico, las erupciones plinianas también pueden ocurrir en volcanes basálticos, dado que la cámara de magma se diferencia y tiene una estructura rica en dióxido de silicio.
Las erupciones plinianas son similares a las erupciones vulcanianas y estrombolianas, excepto que en lugar de crear eventos explosivos discretos, las erupciones plinianas forman columnas eruptivas sostenidas. También son similares a las fuentes de lava hawaiana en que ambos tipos eruptivos producen columnas de erupción sostenidas mantenidas por el crecimiento de burbujas que se mueven hacia arriba a la misma velocidad que el magma que las rodea.
Las regiones afectadas por erupciones plinianas están sujetas a una fuerte caída de aire de piedra pómez que afecta a un área de 0,5 a 50 km3 (0 a 12 millas cúbicas) de tamaño. El material en el penacho de cenizas finalmente encuentra su camino de regreso al suelo, cubriendo el paisaje en una gruesa capa de muchos kilómetros cúbicos de cenizas.
Sin embargo, la característica eruptiva más peligrosa son los flujos piroclásticos generados por el colapso de material, que baje por la ladera de la montaña a velocidades extremas de hasta 700 km (435 millas) por hora y con la capacidad de extender el alcance de la erupción cientos de kilómetros. La expulsión de material caliente de la cumbre del volcán derrite bancos de nieve y depósitos de hielo en el volcán, que se mezcla con tefra para formar lahares, deslizamientos de lodo de movimiento rápido con la consistencia del concreto húmedo que se mueven a la velocidad de un río rápido.
Los principales eventos eruptivos plinianos incluyen:
- La erupción del monte Vesubio del año 79 d. c. enterró las ciudades romanas de Pompeya y Herculano bajo una capa de ceniza y tefra. Es el modelo de erupción pliniana. El monte Vesubio ha entrado en erupción varias veces desde entonces. Su última erupción fue en 1944 y causó problemas a los ejércitos aliados a medida que avanzaban a través de Italia. Fue el informe contemporáneo de Plinio el Joven el que llevó a los científicos a referirse a las erupciones vesuvianas como «Plinianas».
- La erupción de 1980 del Monte Santa Helena en Washington, que destrozó la cima del volcán, fue una erupción pliniana de Índice de Explosividad Volcánica (IEV) 5.
- Los tipos de erupciones más fuertes, con un IEV de 8, son las llamadas erupciones «Ultra plinianas», como la del lago Toba hace 74 mil años, que apagó 2800 veces el material erupcionado por el Monte St. Helens en 1980.
- Hekla en Islandia, un ejemplo de vulcanismo basáltico pliniano siendo su erupción de 1947-48. Los últimos 800 años han sido un patrón de violentas erupciones iniciales de piedra pómez seguidas de una prolongada extrusión de lava basáltica desde la parte inferior del volcán.
- Pinatubo en Filipinas el 15 de junio de 1991, que produjo 5 km3 de magma dacítico, una columna de erupción de 40 km y liberó 17 megatones de dióxido de azufre.