Procesos y riesgos de erupciones volcánicas: tipos de magmas y erupciones, Apuntes de Construcción

¡Descarga Procesos y riesgos de erupciones volcánicas: tipos de magmas y erupciones y más Apuntes en PDF de Construcción solo en Docsity! Procesos y riesgos volcánicos Volcanic processes and risk J. López-Ruiz1, J. M. Cebriá1 RESUMEN Los magmas se generan en cuatro ambientes geodinámicos diferentes: a) en los márgenes de placa constructivos, en los que se incluyen las dorsales centro-oceánicas y las cuencas tras-arco; b) en los márgenes de placa destructivos, como los arcos-isla y los márgenes continentales activos; c) en zonas de intraplaca oceánica, y d) en zonas de intraplaca continental. En las dorsales, en los arcos-isla intraoceánicos y en las islas oceánicas los magmas sólo se pueden generar en el manto superior, ya que en estas áreas no existe corteza continental, pero en los márge- nes continentales activos y en las áreas de intraplaca continental la corteza puede jugar un papel más o menos importante. A su vez, las dos zonas del manto superior en las que potencialmente se pueden ori- ginar magmas son la litosfera y la astenosfera. El mecanismo por el que se originan los magmas en cada uno de estos ambientes geodinámicos es diferente. En los márgenes de placa constructivos la astenosfera asciende adiabáticamente y funde. En los márgenes destructivos la generación de magmas está relacionada con la subducción. Finalmente, en áreas de intraplaca continental el magmatismo está asociado a fenómenos de extensión producidos por fenómenos tales como la indentación y la delaminación o bien está relacionado con plumas mantéli- cas, como ocurre en general en áreas de intraplaca oceánica. El tipo de erupción depende de la composición del magma, y sobre todo de su temperatura, viscosi- dad y contenido en gases. En general, los magmas basálticos (que tienen contenidos en SiO2 compren- didos entre 45 y 52%, temperaturas de 1.000-1.200 °C, viscosidades del orden de 10-102 Pa·s y baja abundancia de gases) extruyen de forma tranquila o moderadamente explosiva, dando lugar a erupcio- nes de tipo hawaiano o estromboliano. Por el contrario, los magmas ácidos (que tienen contenidos en SiO2 superiores al 63%, temperaturas de 700 a 900 °C, viscosidades entre 106 y 108 Pa·s y elevado contenido en gases) y los traquítico-fonolíticos lo hacen de forma explosiva, generando erupciones de tipo vulcaniano y pliniano. A escala global las erupciones volcánicas y los fenómenos asociados son más infrecuentes y gene- ran menos víctimas y daños que otros riesgos naturales. Según la información recopilada en la más reciente y completa base de datos (Witham, 2005), de los 176 volcanes/áreas volcánicas que se inclu- yen en la misma, más de la mitad han sido responsables de más de un incidente en el siglo XX, y de las 491 erupciones que han tenido lugar en este período de tiempo del orden del 50% han producido muer- tes. De los diferentes materiales emitidos, las coladas y oleadas piroclásticas fueron las principales cau- sas de muerte, seguidas de los lahares, que a su vez fueron la principal causa de heridos. Por el contra- rio, las lavas y los piroclastos de caída generaron un número relativamente pequeño de muertes y heri- dos, si bien los piroclastos de caída fueron responsables del mayor número de personas que perdieron su casa y que tuvieron que ser evacuadas. Por otra parte, como las erupciones de los volcanes asocia- dos a zonas de subducción son, en general, más explosivas y por ende más peligrosas que las de los volcanes de áreas de intraplaca, las regiones en las que más muertes se produjeron en el siglo XX fue- ron el Caribe, Sudamérica, América Central y el Sudeste asiático. Palabras clave: generación de magmas, dorsales oceánicas, arcos-isla, márgenes continentales activos, zonas de intraplaca, erupciones hawaianas, erupciones estrombolianas, erupciones vulcanianas, erupciones plinianas, lahares, destrucción parcial edificios volcánicos, peligrosidad volcánica, riesgo volcánico. 1 Departamento de Geología. Museo Nacional de Ciencias Naturales. Consejo Superior de Investigaciones Científicas. José Gutié- rrez Abascal, 2. Madrid. Estudios Geológicos, 63 (2) julio-diciembre 2007, 41-65 ISSN: 0367-0449 Introducción Las erupciones volcánicas son, sin duda, las manifestaciones más espectaculares de la dinámica interna de la Tierra. Como veremos, representan la culminación de un largo proceso que empieza con la fusión de una porción del manto o de la corteza inferior, continúa con la segregación del líquido silicatado generado del residuo refractario, sigue con su ascenso y consiguiente evolución geoquími- ca hacia zonas más superficiales y finaliza con su salida al exterior. En esta revisión se discute en primer lugar la generación de los magmas en los diferentes ambien- tes geodinámicos y se describen los más usuales tipos de erupciones, lo que permite comprender el fenómeno volcánico desde una perspectiva global. La última parte aborda los efectos del volcanismo sobre la sociedad desde el punto de vista del riesgo volcánico. Una versión abreviada de esta revisión fue presen- tada en el Curso Universitario de Verano sobre Ries- gos naturales o inducidos por el hombre: Predicción y Prevención, que se desarrolló en agosto de 2006 en la Universidad de Santa Catalina de Burgo de Osma, organizado por la Universidad de Cantabria. Generación de magmas Los magmas se generan en la parte inferior de la corteza o en el manto superior por la fusión de rocas preexistentes, con intervención de todas o sólo algunas de las fases minerales presentes. Su compo- sición química se establece en base a las concentra- ciones de los elementos mayores y traza, así como a determinadas relaciones de isótopos radiogénicos y estables, que presentan las rocas magmáticas que llegan a superficie. Los elementos mayores se encuentran en una concentración superior al 1%, ABSTRACT Magmas are generated in four well-defined geodynamic settings: a) constructive plate margins, inclu- ding mid-ocean ridges and back-arc basins; b) destructive plate margins, such as island arcs and active continental margins; c) oceanic intraplate areas, and d) continental intraplate areas. In mid-ocean ridges, intraoceanic island-arcs and oceanic islands, magmas can only be generated at the upper mantle due to the absence of continental crust. On the contrary, the crust can play an impor- tant role in continental settings. Additionally, the generation of magma in the upper mantle can be loca- ted in the asthenosphere and the lithosphere. The mechanisms of magma generation in each geodynamic setting is different. In constructive plate margins, the asthenosphere rises adiabatically and melts. In destructive margins, melting is linked to subduction. Finally, in continental intraplate areas melting is associated to extensional processes, which can be linked to various phenomena such as indentation, delamination or mantle plumes, as in the case of oceanic intraplate settings. The eruptive mode depends strongly on the magma composition, and more precisely of its tempera- ture, viscosity and gas content. In general, basaltic magmas (characterised by SiO2 abundances bet- ween 45 to 52%, temperatures of 1.000-1.200 °C, viscosities of 10-102 Pa·s and low gas content) erupt in a quiet or moderately explosive way, producing hawaiian- or strombolian-type eruptions. On the other hand, acid magmas (with SiO2 higher than 53%, temperatures of 700-900 °C, viscosities between 106 and 108 Pa·s and high gas contents) are characterised by explosive, vulcanian- to plinian-type eruptions. At global scale, the volcanic eruptions and their associated phenomena are less frequent and involve less victims and damage than other natural disasters. According to the recent database by Witham (2005), from the 176 considered volcanoes and volcanic areas, only a half are related to more than one incident in the 20th century. Additionally, from the 491 eruptions produced in that period, about 50% resulted in deaths. Considering the type of materials erupted, pyroclastic density currents were the main cause of death, followed by lahars, which are the main cause of injuring. On the contrary, lava flows and pyroclastic falls involved a relatively low number of deaths and injuries even though pyroclastic falls were responsible of a great number of people losing their homes or being evacuated. Since the eruptions of the volcanoes associated to subduction areas are in general of greater explosivity and therefore more dangerous than intraplate volcanoes, the regions where more deaths are linked to volcanic activity in the 20th century were the Caribbean, South and Central America, and SE Asia. Key words: magma generation, mid-ocean ridges, island arcs, active continental margins, intraplate settings, hawaiian eruptions, strombolian eruptions, vulcanian eruptions, plinian eruptions, lahars, partial destruction of volca- nic edifices, volcanic hazard, volcanic risk. 42 J. López-Ruiz, J. M. Cebriá Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Más controvertido es el papel que juegan las plu- mas en la extensión y en la generación de los basaltos continentales. En unos casos, las plumas mantélicas son las responsables de la fusión y de la extensión. En otros, las plumas actúan de forma pasiva y el magmatismo se atribuye a la extensión sobre áreas de manto con anormalmente alta tem- peratura. Finalmente, en otro tercer grupo de casos (por ej., en la provincia volcánica cenozoica de Europa), el volumen de magma generado es tan reducido que es más apropiado relacionar el volca- nismo con la intrusión de diapiros de manto subli- tosférico. En el modelo desarrollado por McKenzie y Bic- kle (1988) el volumen de líquido generado está con- trolado por la temperatura de la astenosfera y por el grado de adelgazamiento de la litosfera. Así, si la litosfera tiene un espesor de 100 km y sufre un fac- tor de extensión de 5 (lo que significa que su super- ficie final es 5 veces superior a la inicial)2 y la tem- peratura potencial3 de la astenosfera es normal (esto es, aproximadamente 1.280 °C) se generan 2 km de magma. Sin embargo, bajo similares condiciones de la litosfera, si la temperatura potencial de la aste- nosfera es 100 °C más alta se producen casi 10 km de magma y si esta última se incrementa en 150 °C sobre la temperatura normal se producen casi 15 km de magma. En el modelo que acaba de ser descrito (ver tam- bién White y McKenzie, 1989 y Arndt y Christen- sen, 1992), la mayor proporción de fundido (> 96%) procede de la astenosfera o de la pluma y sólo una mínima parte de la porción litosférica del manto. Según esta conclusión, que es una inevitable conse- cuencia de que estos autores suponen que el manto litosférico y el astenosférico son anhidros y tienen idénticas características de fusión, las lavas que exhiben caracteres geoquímicos que no son típicos de los basaltos oceánicos (como p. ej. altas relacio- nes entre elementos de elevado radio iónico y de elevado potencial iónico, relativamente altos valo- res isótopicos de Sr y bajos de Nd) han tenido que adquirir dichos caracteres al atravesar la litosfera. Durante los primeros estadios de la extensión el manto litosférico es relativamente potente, se encuentra a una temperatura no muy alta y no pre- senta una intensa fracturación, y la corteza tiene una densidad relativamente baja. En consecuencia, los magmas basálticos que se generan se desplazan hacia la superficie a velocidades reducidas, del orden de los 8-30 cm/s (Luhr et al., 1995), y tienden a concentrarse en el límite manto-corteza, en donde interaccionan con las rocas de la corteza inferior, sufren contaminación por asimilación y adquieren una signatura geoquímica particular. Por el contra- rio, los magmas generados en una etapa de exten- sión más avanzada ascienden a través de una litos- fera más fracturada y atraviesan fácilmente la corte- za continental, ya que ésta ha aumentado su densi- dad por las intrusiones máficas que se le han añadi- do durante los episodios precedentes. La velocidad a la que ascienden estos magmas hacia la superficie es alta, del orden de los 5 m/s (Spera, 1984), por lo que muy frecuentemente incluyen xenolitos de peri- dotitas. Además, su signatura geoquímica es más primitiva y no exhiben anómalas concentraciones en elementos traza ni elevadas relaciones isotópicas de Sr y bajas de Nd, al no haber asimilado rocas corticales. Puesto que buen número de basaltos continenta- les exhiben una signatura geoquímica típicamente litosférica, Gallagher y Hawkesworth (1992) y Bradshaw et al. (1993) han desarrollado un modelo alternativo al previamente expuesto en el que el manto astenosférico es anhidro y el litosférico con- tiene una pequeña cantidad de volátiles. Bajo estas condiciones, los cálculos efectuados por los citados autores indican que durante un proceso de extensión se producen significativos volúmenes de magma por fusión del manto litosférico. Además, la fusión Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Procesos y riesgos volcánicos 45 2 El grado de extensión se determina por la extensión areal que sufre una parte de la litosfera y se expresa generalmente por el fac- tor ß, que es la relación entre el área de la superficie final e inicial. 3 Se define como temperatura potencial de la astenosfera la que tendría en la superficie si hubiera ascendido de forma adiabática y sin sufrir fusión. Fig. 1.—Principales modelos propuestos para explicar el mag- matismo en zonas continentales que han experimentado so- breengrosamiento litosférico (En Burg y Ford, 1997). de esta porción del manto tiene lugar antes de que se inicie la de la astenosfera, si bien a medida que progresa la extensión se incrementa la cantidad de fundido que procede de la astenosfera. De acuerdo con este modelo, los basaltos que exhiben los carac- teres geoquímicos antes mencionados —entre los que se encuentran la mayor parte de los basaltos de plateau— son el resultado de la fusión de peridoti- tas empobrecidas en componentes basálticos, que subsecuentemente han experimentado un enriqueci- miento en volátiles y en elementos incompatibles. Este enriquecimiento, que en muchos casos parece haber sido algo selectivo, ya que ha introducido relativamente poco Nb y Ti, puede tener una edad Proterozoica, y es el responsable de los relativa- mente altos valores isotópicos de Sr y bajos de Nd de dichos basaltos. Como ha quedado implícito en los párrafos pre- cedentes, los magmas que se generan en zonas de intraplaca continental exhiben un amplio espectro de composiciones. Además de los basaltos toleíticos de plateau, que dan lugar a las grandes provincias ígneas y que están asociados a la fragmentación de los continentes, también son característicos de estas zonas los magmas transicionales subalcalinos, los basáltico-alcalinos, los tipos basaníticos y nefeliní- ticos marcadamente subsaturados en sílice e incluso los tipos ultrapotásicos (leucititas y lamproitas) y las carbonatitas. Salvo en las provincias en las que se generan magmas toleíticos de plateau, en el resto puede ocurrir que los términos más básicos no sean los predominantes, sino que las lavas félsicas (tra- quitas, fonolitas, etc.) adquieran una proporción importante. Dorsales centro-oceánicas Las dorsales centro-oceánicas (que no siempre se localizan en el centro del océano) representan el sis- tema volcánico más largo (~60.000 km) y continuo de la Tierra. En estas áreas las placas litosféricas se separan pasivamente, por lo que la astenosfera asciende adiabáticamente para rellenar el espacio y, en con- secuencia, funde parcialmente. El magma generado asciende y se va agregando a los bordes de las pla- cas y de esta forma se va generando nueva corteza oceánica. El proceso de generación de magmas en estas zonas se puede considerar un caso extremo (en el que el factor de extensión tiende a infinito) del tratado en el apartado anterior. La morfología, la estructura y las escalas espacio temporales del magmatismo varían notablemente con la tasa de extensión de la dorsal (ver por ej., Perfit y Davidson, 2000). Las dorsales con baja velocidad de extensión (10-40 mm/año), como la dorsal del Atlántico, tienen amplios y relativamente profundos valles axiales (8-20 km de ancho y 1-2 de profundidad) y la zona neovolcánica se extiende prácticamente a todo lo ancho del mismo. En estas dorsales dominan las lavas almohadilladas, las cua- les tienden a formar pequeñas protuberancias o montes submarinos más o menos circulares, que frecuentemente coalescen dando lugar a crestas en la zona más interna del valle axial. La presencia de estos pequeños montes submarinos en la zona neo- volcánica de las dorsales de baja velocidad de extensión es una característica de las mismas, ya que en las de elevada tasa de extensión e incluso en las intermedias no existen (o son muy raros) los edi- ficios en la zona neovolcánica. En las dorsales de alta velocidad de extensión (80-160 mm/año) no existe un valle central sino que la zona axial es una pequeña depresión, que típicamente tiene una pro- fundidad de 5 a 40 m y una anchura de 40 a 250 m, en la que se localiza la zona neovolcánica. Las lavas que se generan en estas dorsales son muy fluidas, por lo que las coladas son relativamente delgadas (< 4 cm) y su superficie intensamente plegada y deformada, en marcado contraste con las bulbosas pillow-lavas que dominan en las dorsales de baja velocidad de extensión. Los magmas que se generan en estas zonas corresponden mayoritariamente a basaltos toleíti- cos, pobres en K2O y en elementos traza de elevado radio iónico y tierras raras ligeras. Otra característi- ca geoquímica es su baja abundancia en elementos volátiles. Este escaso contenido en volátiles y sobre todo la elevada presión hidrostática a la que extru- yen las lavas en las dorsales centro-oceánicas, por la masa de agua que soportan, explican la emisión no explosiva de los magmas en estas zonas, y por consiguiente la ausencia de material piroclástico en las mismas. Aunque estos basaltos forman un grupo relativa- mente homogéneo, sobre todo si se les compara con las lavas que se generan en otros ambientes geodi- námicos, sin embargo existen pequeñas aunque sig- nificativas diferencias en las rocas de la corteza oceánica, ya que junto a los tipos empobrecidos en los elementos antes citados existen otros enriqueci- dos en dichos elementos (los denominados E- MORB en la literatura inglesa). Estas pequeñas 46 J. López-Ruiz, J. M. Cebriá Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 diferencias sugieren que en la astenosfera existen porciones empobrecidas y enriquecidas y que las tasas de fusión y los grados de diferenciación y mezcla no son idénticos en todos los segmentos de las dorsales. Cuando una pluma se inyecta en o cerca de una dorsal centro-oceánica, como es el caso de Islandia, el incremento de temperatura que produce la pluma da lugar a la generación de una corteza oceánica más potente que la que existe en áreas alejadas de plumas. Los efectos de la pluma también se detec- tan en la composición de los basaltos de estas áreas, que son más ricos en MgO (como consecuencia de una mayor tasa de fusión), con mayor abundancia en elementos incompatibles, más altos valores iso- tópicos de Sr y Pb y más bajos de Nd. La geoquími- ca de estos basaltos sugiere que resultan de la mez- cla de componente astenosférico, típicamente empobrecido en elementos incompatibles y con bajas relaciones isotópicas de Sr y Pb y altas de Nd, y material de la pluma, más rico en elementos incompatibles y más radiogénico. Zonas de intraplaca oceánica El volcanismo de estas zonas está representado típicamente por las islas oceánicas, si bien los mon- tes submarinos que se generan lejos de los bordes de placa también se localizan en estas áreas. Los montes submarinos son pequeñas estructuras volcá- nicas, muy abundantes, sobre todo en el Pacífico en donde se calcula que hay probablemente más de un millón, que sólo excepcionalmente crecen hasta alcanzar el estadio de isla oceánica. A su vez, las islas oceánicas son ingentes estructuras plutónico- volcánicas que llegan a alcanzar más de 10.000 m sobre el fondo oceánico (lo que las convierte en las más altas elevaciones de la Tierra)4, en las que aproximadamente el 90% de su masa se encuentra bajo el nivel del mar. Su distribución es aparente- mente aleatoria y de hecho algunas islas (por ej., Islandia, Azores y Ascensión) se localizan sobre o cerca de una dorsal, y otras (por ej., Canarias y Cabo Verde) casi en el borde del océano. Por otra parte, en cuencas oceánicas como el Atlántico, con baja tasa de extensión, las islas forman archipiéla- gos constituidos por un número de islas relativa- mente pequeño, mientras que en cuencas de elevada velocidad como el Pacífico forman perfectas alinea- ciones5. Los montes submarinos altamente fértiles, en los que la actividad magmática es significativamente superior a la erosiva, crecen hasta emerger sobre el nivel del mar, originando islas oceánicas. En su evolución hacia islas pasan por varios estadios, en los que aumenta progresivamente la vesicularidad de las lavas, la proporción de productos volcano- clásticos y brechas, así como la de los depósitos que resultan de la destrucción parcial de los edificios (ver Schmidt y Schmincke, 2000). En el primer estadio el monte submarino crece bajo una columna de agua de 1.000 a 5.000 m. Si surge en una corteza oceánica joven, casi desprovis- ta de sedimentos, el magma atraviesa aquella y forma sobre su superficie un apilamiento de lavas almohadilladas. Por el contrario, si se genera sobre una corteza oceánica antigua, con una importante capa de sedimentos, el magma no puede, por con- traste de densidades, atravesar esta última capa, por lo que fluye lateralmente. En este caso el edificio volcánico surgirá cuando las sucesivas intrusiones formen una potente base sobre la que asentarse. En este estadio de aguas profundas la actividad intrusi- va y extrusiva tiene aproximadamente la misma importancia, por lo que los pequeños plutones, los sills y los cortejos de diques, por una parte, y las lavas almohadilladas, por otra, son los materiales predominantes. Cuando la actividad magmática progresa, la pendiente del monte submarino aumen- ta, lo que provoca procesos redeposicionales, en los que se forman fragmentos y brechas de lavas almo- hadilladas, que se depositan sobre los flancos y las faldas del edificio en construcción. En el estadio de profundidad intermedia de la masa de agua (< 500 m) los productos extrusivos que se generan son similares a los del estadio prece- dente, aunque más vesiculares; también se pueden Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Procesos y riesgos volcánicos 47 4 Por ejemplo, el volcán Mauna Loa (Hawai) se eleva 4.172 m sobre el nivel del mar y 17.080 m sobre el fondo oceánico. En conse- cuencia, si se mide desde su base es 8.200 m más alto que el Monte Everest, que, como es bien sabido, es la montaña más alta de la Tierra. 5 Por ejemplo, las ocho islas principales de Hawaii (Hawaii, Maui, Kahoolawe, Lanai, Molokai, Oahu, Kauai y Niihau) y los montes submarinos de la protuberancia de Hawaii y de la cadena Emperador forman una alineación de casi 6.000 km en el N del Pacífico (ver Clague y Dalrymple, 1987). Esta alineación está formada por más de 100 volcanes, que en conjunto superan el millón de kiló- metros cúbicos de lava. La edad de la cadena progresa desde el SE (donde existen volcanes activos) hacia el NO, siendo de 75- 80 Ma la edad de los volcanes más antiguos. llega la pluma es continental como oceánica, y con- tinúa, bajo tasas de producción de magma entre uno y dos órdenes de magnitud más bajas, con la gene- ración de las típicas islas y montes oceánicos. El volumen de magma producido depende funda- mentalmente de tres factores (ver por ej., White, 1993): temperatura de la pluma, espesor de la litos- fera situada encima y velocidad a la que se mueve la placa sobre la pluma. Según el modelo desarrollado por Watson y McKenzie (1991) para Hawaii, un aumento de la temperatura de la pluma de 100 °C casi duplica la producción de fundido. Si la litosfera es potente el volumen de fundido que se origina es escaso, ya que la descompresión que se produce es insuficiente. Por el contrario, si el espesor de la litosfera es reducido, porque se trata de una litosfera oceánica joven o porque se está produciendo un pro- ceso de estiramiento y adelgazamiento, la descom- presión origina un importante volumen de magma. Finalmente, la productividad del fundido es más alta en plumas que se localizan bajo placas que se mue- ven a velocidad relativamente alta que en las que se sitúan en placas que se desplazan a baja velocidad. En las primeras, tanto los fundidos solidificados como el manto residual menos denso que se genera tras la extracción del magma se alejan rápidamente del área de interacción de la pluma, lo que facilita la descompresión de nuevas porciones de manto de la pluma, mientras que en las segundas el engrosa- miento de la litosfera que se produce tiende a inhibir la descompresión de las nuevas porciones de manto. La reconstrucción de las trazas de buen número de puntos calientes actuales ha puesto de manifiesto que su actividad comienza con la generación de basaltos de plateau, asociados con la ruptura de un continente, y continúa, bajo tasas de producción magmática entre uno y dos órdenes de magnitud más bajas, con la generación de las típicas islas y montes submarinos (fig. 3). Como ha sido expuesto anteriormente, los magmas que se generan en estas áreas corresponden mayorita- riamente a basaltos alcalinos y rocas asociadas, aun- que también se conocen islas en las que predominan los tipos toleíticos. No es inusual que en estas áreas coexistan series volcánicas diferentes. Por ejemplo, en las islas Galápagos, en las Hawaii y en las Ker- guelen existen lavas de las series alcalina y toleítica, si bien una de ellas es predominante. Así, en las islas Hawaii los tipos toleíticos constituyen más del 90% del total de las rocas volcánicas existentes. Arcos-isla y márgenes continentales activos En estas zonas la litosfera oceánica subduce bajo un arco-isla (como los que se localizan en el borde occidental del Pacífico, desde las Aleutianas hasta Tonga-Kermadec) o bajo un margen continental (como el que se localiza a lo largo de la costa occi- dental de América). Durante la subducción, los diferentes componentes de la litosfera [esto es, las peridotitas (harzburgitas y lherzolitas) variablemen- 50 J. López-Ruiz, J. M. Cebriá Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Fig. 3.—Distribución de los basaltos de plateau generados en los últimos 250 Ma y asociación de los mismos con puntos calientes conocidos o supuestos (En Richards et al., 1989). te empobrecidas; los basaltos y gabros generados en las dorsales y los sedimentos depositados sobre la capa basáltica], experimentan un progresivo aumen- to de temperatura y de presión, y como consecuen- cia una serie de reacciones metamórficas. El efecto neto de este metamorfismo es una importante deshi- dratación del material que subduce y la adición de una fase fluida rica en H2O, CO2 y en elementos traza de elevado radio iónico a la cuña de manto situada por encima de la zona de Benioff. En este escenario, la mayor parte de los autores acepta que la adición de fluidos a la cuña de manto suprasubducción es el mecanismo responsable de la fusión en estas zonas. Esta idea es compatible con los modelos térmicos establecidos para las zonas de subducción, ya que en buen número de casos la placa que subduce está por debajo de su sólidus a las profundidades correspondientes a las del arco volcánico (100-150 km). Asimismo, las tomografías de detalle realizadas en zonas de subducción activa sugieren la existencia de una zona de baja velocidad en la cuña de manto suprazona de subducción. A pesar de lo que acaba de ser expuesto, los límites de estabilidad de las fases hidratadas presentes en los diferentes componentes de la placa que subduce sugieren que la deshidratación se realiza casi comple- tamente bajo la región ante-arco (es decir, antes de llegar a la profundidad correspondiente al arco-volcá- nico)6. Esto obliga a pensar a algunos autores, como por ej., Tatsumi (1989), que el H2O derivada de la placa que subduce no es el desencadenante directo de la generación de los magmas en estas zonas, sino que más probablemente la porción de la cuña de manto situada sobre la zona de subducción, hidratada y metasomatizada por los fluidos procedentes de la placa que subduce, es arrastrada, junto con la corteza oceánica, hacia abajo, hasta que llega a zonas de más elevada P y T en que la deshidratación de pargasita y flogopita provoca el desprendimiento de agua. Cuan- do este frente de emigración de agua alcanza la zona en la que se sobrepasa el sólidus de la peridotita hidratada comienza la fusión, dando lugar al complejo volcanismo que caracteriza a estas zonas. Aunque la fase fluida procede mayoritariamente de la corteza oceánica, sin embargo el que en algu- nos magmas calco-alcalinos de arcos islas y de már- genes continentales se haya detectado la presencia de componentes derivados de sedimentos, sugiere que fluidos procedentes de éstos también pueden invadir una importante porción del manto. Los magmas generados en estas áreas exhiben una amplia variación composicional, ya que existen tipos toleíticos (pobres en K2O), calco-alcalinos e incluso shoshoníticos (ricos en K2O)7. En general, el mag- matismo más temprano es de naturaleza toleítica, mientras que el posterior es de naturaleza calco-alca- lina. En arcos-isla maduros y en bordes continenta- les tipo andino pueden generarse asimismo magmas shoshoníticos. Todas las rocas volcánicas de estas áreas están enriquecidas (en menor medida en los tipos toleíticos que en los shoshoníticos) en elemen- tos traza de elevado radio iónico (Ba, Rb, Sr, Cs, Pb), aunque su característica geoquímica más sobre- saliente es su empobrecimiento en elementos traza de elevado potencial iónico (Nb, Ta, Zr, Hf, Ti,), y especialmente en Nb, Ta, Ti y Zr. El exceso de ele- mentos traza de elevado radio iónico y el defecto de elementos traza de elevado potencial iónico que típi- camente exhiben estas rocas, se atribuye a que el componente que subduce contiene fases minerales residuales (como rutilo, esfena, ilmenita, perovskita) que retienen preferentemente los elementos traza de elevado potencial iónico. En consecuencia, los flui- dos/fundidos derivados de la placa que subduce están empobrecidos en elementos de elevado poten- cial iónico. Cuando estos fluidos/fundidos se infil- tran en la cuña de manto situada encima le transfie- ren este empobrecimiento y, por tanto, los magmas que se generan en este manto peridotítico metasoma- tizado exhiben dicha signatura geoquímica. El amplio espectro composicional que muestran las lavas de bordes constructivos, que contrasta notablemente con el carácter relativamente monóto- no del magmatismo de las dorsales centro-oceánicas, es un reflejo de que la generación de magmas en los arcos-isla / bordes continentales activos es un proce- so muy complejo. Esta complejidad se debe a que en su génesis pueden intervenir varios componentes: a) la cuña de manto situada por encima de la zona de subducción [la cual a su vez puede ser de tipo dorsal Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Procesos y riesgos volcánicos 51 6 En muchas zonas de subducción, la profundidad de la zona sísmica bajo el frente volcánico es del orden de los 125 km (Gill, 1981). 7 En arcos-isla excepcionales, en los primeros estadios del magmatismo se generan lavas inusuales, denominadas boninitas, muy ricas en MgO y en SiO2 y con muy bajas concentraciones en todos los elementos traza incompatibles, a excepción de los de eleva- do radio iónico. Asimismo, en arcos-isla en los que subduce corteza oceánica joven, que se encuentra por consiguiente a relativa- mente alta temperatura, se generan lavas adakíticas, caracterizadas por unas elevadas relaciones La/Yb y Sr/Y (> 9 y > 50, res- pectivamente) y bajas concentraciones de ytrio y tierras raras pesadas (Y < 20 ppm y Yb < 2 ppm), lo que sugiere que proceden de la fusión parcial a alta presión de corteza oceánica, en la que el granate es fase residual. (empobrecida) o de tipo isla oceánica (enriquecida)]; b) la corteza oceánica que subduce (compuesta por basaltos de fondo oceánico variablemente metamor- fizados y sedimentos oceánicos), y c) la corteza con- tinental. También contribuyen a esta diversidad las modificaciones que los mecanismos de cristalización fraccionada y asimilación pueden introducir en el quimismo de estos magmas durante su tránsito hacia la superficie. El problema se complica todavía más si se tiene en cuenta que la participación de alguno de los componentes que acaban de ser enumerados, como por ej., los sedimentos, puede tener lugar como fluido, como fundido o incluso ser incorpora- do globalmente a la fuente. Extrusión de los magmas Una erupción volcánica es la salida a la superfi- cie de un magma. Como hemos visto en los aparta- dos precedentes, 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 con su extrusión, previa acumulación o no en cámaras magmáticas intracorticales. El tipo de erupción depende de la composición del magma y sobre todo de su temperatura, viscosi- dad y contenido en gases. Así, los magmas basálti- cos (que tienen contenidos en SiO2 comprendidos entre 45 y 52%, temperaturas de 1.000-1.200 °C, viscosidades del orden de 10-102 Pa·s y baja abun- dancia en gases) extruyen de forma tranquila o moderadamente explosiva, dando lugar a erupcio- nes de tipo hawaiano o estromboliano. Por el con- trario, los magmas ácidos (que tienen contenidos en SiO2 superiores al 63%, temperaturas de 700- 900 °C, viscosidades entre 106 y 108 Pa·s y elevado contenido en gases) lo hacen de forma explosiva, generando erupciones de tipo vulcaniano o pliniano. Aunque varios mecanismos internos y externos pueden provocar erupciones, todos los autores acep- tan que uno de los factores fundamentales es la des- gasificación de los magmas. En su zona de genera- ción 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 porcen- taje de SiO2, razón por la que los magmas basálticos contienen menos gases que los magmas andesíticos, dacíticos o riolíticos. 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, la diferenciación y la vesiculación producen 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 superfi- cie, 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. En general, los magmas basálticos comienzan a exolver CO2 hacia profundidades del orden de los 30 km y H2O y S muy cerca de la superficie, hacia los 150 m, nucleándose burbujas que subsecuente- mente crecen. Las grandes burbujas ricas en CO2 tie- nen suficiente flotabilidad como para ascender a tra- vés del magma, mientras que las más pequeñas bur- bujas ricas en H2O permanecen casi estacionarias en el fundido, por lo que ascienden al hacerlo éste. La nucleación de las burbujas tiene normalmente lugar en la superficie de las pequeñas irregularida- des (por ej., óxidos) que existen en el fundido. Su desarrollo es debido a dos procesos complementa- rios, que pueden operar conjuntamente: la difusión de los volátiles disueltos en el magma y la expan- sión del gas contenido en la burbuja como conse- cuencia del ascenso del magma (y por ende del des- censo de la presión confinante). Se acepta (ver por ej., Sparks, 1978) que cuando el magma asciende rápidamente hacia la superficie, las burbujas crecen por descompresión. Por el con- trario, el crecimiento por difusión, viene determina- do por la composición, la solubilidad, la concentra- ción de los volátiles disueltos y el grado de sobresa- turación de éstos, y es favorecido por las relativa- mente bajas velocidades de ascenso. 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 frac- ción de burbujas alcanza valores del orden del 65 al 75% (Sparks, 1978 y Gardner et al., 1996) la capa de espuma magmática experimenta fragmentación, 52 J. López-Ruiz, J. M. Cebriá Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 puesto otras hipótesis para explicar la fuente de los gases: el paso a vapor de aguas subterráneas por el aumento de temperatura que provoca un cuerpo magmático y la violenta mezcla de agua y magma. Las explosiones que se producen en estas erupcio- nes dan lugar a fragmentos líticos más o menos grandes, que siguen trayectorias balísticas, así como a coladas de bloques y cenizas, coladas piroclásticas y depósitos de grano fino de caída. Las coladas de bloques y cenizas y las piroclásticas se forman cuan- do la masa de bloques y cenizas arrojada a la atmós- fera cae sobre una superficie más o menos inclinada. Los componentes líticos de todos estos depósitos son juveniles y no juveniles, constituyendo frecuen- temente estos últimos una elevada proporción. Los componentes juveniles, cuyo tamaño varía desde blo- ques a cenizas, son angulosos, vítreos o cristalinos y poco o moderadamente vesiculares. El que no pre- senten una buena vesiculación sugiere que los gases estaban concentrados en la parte superior del conduc- to de emisión, a diferencia de lo que ocurre en otros tipos de erupciones. A su vez, los fragmentos no juveniles proceden de la masa de lava o del domo que obstruía el conducto y de las paredes de éste. Erupciones plinianas Los magmas sálicos (andesitas silíceas, dacitas, riolitas, traquitas y fonolitas), que tienen temperatu- ras de erupción de 1.100-700 °C, viscosidades com- prendidas entre 106-108 Pa·s, contenidos en H2O del orden del 4-7% y de CO2 generalmente inferiores al 0,25%, generan grandes columnas eruptivas, produ- cidas por la dispersión de fragmentos líquidos/plás- ticos de magma, así como de roca encajante y gas. Teniendo en cuenta las características de estos mag- mas, es probable que las primeras burbujas se for- men a profundidades cercanas a los 5 km, que estas alcancen un volumen del 75% aproximadamente a los 1,5 km y que a esa profundidad tenga lugar la disrupción del magma y la dispersión de las partícu- las producidas por la explosión de las burbujas de gas (ver por ej., Wilson et al., 1980). Aunque en estas erupciones conocidas como pli- nianas (en honor de Plinio el Joven, que describió la erupción del Vesubio que produjo la destrucción de Pompeya), los fragmentos de magma arrojados tie- nen un amplio rango de tamaño, sin embargo la mayoría de ellos son de granulometría fina. Por esta razón, los piroclastos son arrastrados y transporta- dos muy eficazmente por el gas liberado y en con- secuencia su velocidad de caída es pequeña, compa- rada con la velocidad de salida de la dispersión a través del centro emisor (entre 400 y 600 m/s). En una columna pliniana se pueden distinguir tres regiones diferentes (Sparks, 1986): zona de chorro, zona convectiva y zona de difusión hori- zontal (fig. 5). En la zona de chorro —que típica- mente sólo representa una pequeña fracción del total de la columna eruptiva— la mezcla de par- tículas y gas pierde rápidamente su energía cinética debido a la gravedad, a la fricción con el aire y a la incorporación de grandes cantidades de aire atmos- férico frío. De la zona de chorro se pasa a una zona más convectiva en la que se disipa la energía térmi- ca y el aire atrapado es calentado, por lo que la densidad total de la columna decrece, llegando a ser inferior a la de la atmósfera, lo que favorece su ascenso como nube convectiva. El techo de esta zona viene definido por el nivel de densidad neu- tra, en el que la columna eruptiva tiene la misma densidad que la de la atmósfera que la envuelve. Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Procesos y riesgos volcánicos 55 Fig. 5.—Desarrollo de una erupción pliniana y diferentes zonas de una columna pliniana (En Carey, 2005). En el esquema se puede observar la exolución 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 para dar lugar a una espectacular columna eruptiva. Por encima de este nivel la columna continúa su ascenso debido a su impulso, hasta una altura máxima (Ht) en la que se dispersa horizontalmente bajo la influencia de los vientos dominantes. La cantidad de aire atrapado y el intercambio térmico con los piroclastos son fundamentales para propor- cionar la flotabilidad necesaria para que la pluma ascienda a una gran altura. La máxima altura que puede llegar a alcanzar una columna eruptiva varía entre 20 km en las erupciones plinianas menos intensas y 35 km en las más intensas. Si en el momento en el que la columna eruptiva pierde su impulso inicial, ésta es más densa que la atmósfera se produce su colapso. La mezcla de piroclastos y gases se desplaza lateralmente a ras del suelo como una corriente fluidizada de alta den- sidad y con una elevada relación partículas-gas. Los factores que controlan si una columna erupti- va forma una pluma térmica estable, que sólo gene- ra depósitos piroclásticos de caída y nubes de ceni- zas controladas por el viento, o colapsa dando lugar a coladas piroclásticas son: el contenido en volátiles del magma, las dimensiones de la boca eruptiva y la tasa de masa arrojada (Sparks et al., 1978). Cuanto más alto es el contenido en volátiles del magma, más eficaz será la mezcla de la columna con la atmósfera y más favorable el mantenimiento de la pluma. Para una misma masa arrojada, cuanto más pequeña sea la dimensión de la boca eruptiva más eficaz será, asimismo, la mezcla con aire atmosféri- co y más favorable el mantenimiento de la pluma. Finalmente, si la tasa eruptiva es muy elevada, la cantidad de material presente en la columna será también alta, lo que provocará el colapso de la columna, incluso si el contenido de volátiles es alto y la boca eruptiva reducida. Como los volátiles tienden a acumularse en el techo de la cámara magmática, su contenido dismi- nuye en general durante la erupción. Asimismo, el que todos los depósitos piroclásticos contengan frag- mentos de la roca del conducto indica que el tamaño de la boca eruptiva aumenta durante la erupción. Ambos aspectos sugieren, y la asociación de depósi- tos de tefra y de flujo cerca del centro eruptivo con- firman, que la evolución más usual de una erupción pliniana es la formación de una pluma ascendente, con sus consiguientes depósitos de caída en una pri- mera etapa, y el colapso de la misma y la generación de los correspondientes flujos piroclásticos en una fase posterior. Dicho de otra forma, las grandes erupciones plinianas (con masas de descarga de 106 a >108 kg/s) evolucionan desde una fase de columna convectiva a otra de colapso con la generación de un significativo volumen de ignimbritas, como conse- cuencia de un incremento de la masa de descarga, favorecido por el progresivo aumento del conducto de emisión (línea 1 de la fig. 6). A su vez, en una relativamente pequeña erupción pliniana (con masas de descarga inferiores a 106 kg/s) la columna colapsa al final de la erupción por un progresivo empobreci- miento en volátiles (línea 2 de la fig. 6). Los productos volcánicos que se generan en erup- ciones plinianas en las que la columna eruptiva es estable consisten fundamentalmente en depósitos de pumitas y cenizas. Estos depósitos caen de la colum- na durante su desplazamiento lateral a favor del vien- to. Típicamente los primeros forman capas de varios metros de potencia, constituidas por fragmentos de pómez, cristales liberados del magma durante las explosiones y por fragmentos de rocas preexistentes procedentes de las paredes del conducto de emisión, que se extienden cientos de kilómetros cuadrados. A su vez, los depósitos de cenizas tienen menor espe- sor, ya que usualmente sólo alcanzan potencias centi- métricas, pero por el contrario se pueden dispersar varios miles de kilómetros cuadrados. Los piroclastos plinianos de caída forman depósi- tos en general bien estratificados y clasificados. Se 56 J. López-Ruiz, J. M. Cebriá Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Fig. 6.—Estabilidad de una columna pliniana en función de la masa de descarga (MDR), del radio del conducto de emisión, de la velocidad de salida y del contenido en volátiles (en Cioni et al., 2000). distribuyen arealmente siguiendo pautas elípticas, si el viento sopla en el momento de la erupción, o sub- circulares, si hay ausencia de viento. Su potencia sigue un decrecimiento exponencial con la distancia al conducto de emisión. Sin embargo, en la zona más próxima a éste hay un sobreengrosamiento relacionado con la acumulación de material que sigue trayectorias balísticas, así como con la mayor sedimentación piroclástica que se produce en los márgenes más exteriores de la pluma convectiva. Como expusimos más arriba, si se produce el colapso de la columna eruptiva se forman coladas piroclásticas. Como indican Cas y Wrigh (1987) estas coladas piroclásticas se pueden originar por otros mecanismos, tales como el colapso gravitacio- nal de un domo, la disrupción explosiva de un cuer- po intrusivo superficial provocada por un desliza- miento gravitacional, etc. (fig. 7). Sin embargo, la gran mayoría de las ignimbritas (esto es, de las coladas piroclásticas en las que los fragmentos de pómez son el componente mayoritario, que están íntimamente relacionadas con la génesis de las grandes calderas de colapso) se han originado por colapso de una columna eruptiva. Las coladas piroclásticas son corrientes de mate- rial volcánico que tienen una alta concentración de partículas sólidas (entre las que se encuentran desde cenizas hasta grandes bloques) y menor de gases, que se comportan como un fluido. Se desplazan late- ralmente a gran velocidad sobre la superficie, por lo que pueden alcanzar grandes distancias. Su alta con- centración de partículas sólidas y su variada granu- lometría son responsables de que estos depósitos tiendan a ser masivos y estén mal clasificados. En una típica colada piroclástica en movimiento se puede diferenciar el flujo principal, que constitu- ye la colada piroclástica propiamente dicha, que va precedido por una oleada piroclástica diluida, que devasta zonas que se extienden decenas a centena- res de metros del flujo principal. A estos dos com- ponentes se les asocia normalmente una nube de cenizas acompañante, que puede ascender hasta una altura de varios kilómetros, y que está constituida por partículas y gases extraídos del flujo principal y de las oleadas marginales que se mezclan con la atmósfera. Como en las columnas eruptivas esta- bles, estas plumas acompañantes dan lugar a depó- sitos de caída, que se sedimentan a una considerable distancia del centro emisor. Si el material fragmentado durante la erupción es expulsado lateralmente y no verticalmente, como con- secuencia de la interacción agua-magma, se origina una mezcla turbulenta rica en gases pero con un con- tenido en partículas sólidas reducido, que fluye sobre la superficie, formando las llamadas oleadas piroclás- ticas. Los depósitos que se forman están, en general, peor clasificados que los de caída previamente consi- derados, aunque su carácter diluido hace que estén mejor clasificados que las coladas piroclásticas. Estos depósitos no sobrepasan unos pocos kilómetros desde su centro de emisión y además son mucho menos voluminosos que las coladas piroclásticas. Otros procesos relacionados con el volcanismo: lahares y destrucción parcial de los edificios volcánicos Los lahares y la destrucción parcial de los gran- des edificios volcánicos constituyen dos procesos que, aunque no están necesariamente en conexión directa con una erupción, generan depósitos en los que los materiales volcánicos predominan o son sus únicos constituyentes. Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Procesos y riesgos volcánicos 57 Fig. 7.—Mecanismos de generación de las coladas piroclásticas (en Cas y Wrigh, 1987). a: colapso gravitacional de un domo; b: colapso explosivo de un domo; c: colapso explosivo de un crip- todomo provocado por un deslizamiento; d: explosiones discretas con colapsos de columna discontinuos; e: columna eruptiva conti- nua con colapsos de columna discontinuos; f: colapso instantá- neo de la columna; g: explosión vertical seguida de colapso de la columna, y h: colapso continuo de la columna eruptiva. 7 millones (tabla 1), mientras que las erupciones volcánicas no han sobrepasado los 100.000 (ta- bla 2), y la mitad de éstos han correspondido a dos erupciones, la del Monte Pelé (Martinica) de 1902 y la del Nevado del Ruiz (Colombia) de 1985. Independientemente de que tanto en la base de datos de Witham (2005), como en la más antigua de Tanguy et al. (1998), el intervalo de tiempo consi- derado es muy corto, a la escala del tiempo geológi- co, el número de víctimas producido por las erup- ciones volcánicas podría haber sido muy superior si en el intervalo considerado hubiera tenido lugar una erupción del tipo basaltos de inundación. Por otra parte, Chester et al. (2001) piensan que el número de víctimas generadas por erupciones volcánicas en el siglo XX no fue más alto por la suerte que repre- sentó el que erupciones tan destructivas como la del Katmai de 1912 en Alaska y la del Bezymianny de 1955/1956 en Kamchatka tuvieron lugar en regio- nes con una baja densidad de población. Otra razón que explica el relativamente bajo número de vícti- mas durante el siglo pasado es que las epidemias y hambrunas que seguían a las grandes erupciones se han reducido considerablemente, como consecuen- cia de la creciente ayuda internacional. A pesar de que el número de víctimas ocasiona- das por las erupciones volcánicas es significativa- mente más reducido que el que producen otros desastres naturales, todos los autores que estudian el riesgo volcánico (ver por ej., Chester et al., 2001 y Small y Naumann, 2001) piensan que en un futu- ro próximo se puede incrementar notablemente el número de afectados por las erupciones volcánicas, como consecuencia del progresivo aumento de población y de urbanización que están experimen- tando algunas de las áreas volcánicas más activas (fig. 8). Las causas por las que la elevada población del Sudeste de Asia y de América Central se con- centra próxima a los volcanes hay que buscarla en las ventajas climáticas que proporciona en zonas tropicales habitar a una cierta altura, sobre las lade- ras de los volcanes. También en la bien conocida calidad y fertilidad de los suelos volcánicos para la agricultura, al suministrar las cenizas volcánicas nutrientes que son fácilmente incorporados al suelo. En otras áreas activas, como por ej., Hawaii, Cana- rias e Islandia, la explicación de que cada año aumente el número de personas que viven en ellas (o el de turistas que las visitan durante más o menos largas temporadas) hay que buscarla en la belleza de las mismas y, en algunos casos además, en lo agradable de su clima. 60 J. López-Ruiz, J. M. Cebriá Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Tabla 1.—Número de eventos y víctimas producidas por los más importantes desastres naturales durante el período 1900-2005 (según CRED, 2006) Terremotos Número de sismos Muertos Heridos Afectados África 68 21.012 59.258 1.655.155 América 234 214.789 446.107 24.800.145 Asia 461 1.382.064 996.446 68.438.958 Europa 217 363.929 135.601 11.984.231 Oceanía 38 439 767 88.161 Total 1.018 1.982.233 1.638.179 106.966.650 Deslizamientos (avalanchas y desprendimientos de ladera) Número de deslizamientos Muertos Heridos Afectados África 22 731 56 19.740 América 142 20.630 4.809 4.671.598 Asia 238 17.344 3.541 6.096.841 Europa 80 17.349 731 50.822 Oceanía 16 541 52 11.015 Total 498 56.595 9.189 10.850.016 Tsunamis y mareas Número de eventos Muertos Heridos Afectados África 5 312 283 111.913 América 9 455 2 3.572 Asia 35 235.041 41.657 2.371.292 Europa 4 2.376 2 2 Oceanía 5 2.455 668 9.867 Total 58 240.639 42.612 2.496.646 Inundaciones Número de inundaciones Muertos Heridos Afectados África 503 19.234 22.521 39.681.544 América 733 100.708 41.795 53.060.511 Asia 1.173 6.763.850 1.199.184 2.785.974.299 Europa 408 9.230 21.775 14.595.978 Oceanía 96 369 91 571.376 Total 2.913 6.893.391 1.285.366 2.893.883.708 Tabla 2.—Número de erupciones volcánicas que han tenido algún impacto humano y víctimas producidas, durante el período 1900-1999 (según Witham, 2005) Número de eventos 491 Muertos 91.324 Heridos 16.013 Afectados 5.281.906 De acuerdo con las estimaciones de Small y Nau- mann (2001) casi el 9% de la población mundial (esto es, 455 millones de personas) vive a una dis- tancia inferior a 100 km de un volcán histórico y el 12% habita a esta misma distancia de un volcán que ha sido activo en los últimos 10.000 años. El habitar cerca de un volcán activo implica no sólo peligro para la vida y destrucción para las propiedades sino que representa un persistente riesgo para la salud, debido a la constante exposición a un ambiente car- gado de CO2, radón y otros contaminantes. Como se expuso al tratar de los tipos de erupcio- nes, un volcán puede cambiar el estilo de su activi- dad con el tiempo. Asimismo, en un área dominada por determinados tipos de depósitos volcánicos se puede generar un nuevo volcán que arroje materia- les completamente diferentes. Sin embargo, lo usual es que los volcanes que se originan en un determi- nado ambiente geodinámico tengan una actividad relativamente uniforme. Así, como hemos visto, la mayoría de los volcanes asociados a zonas de sub- ducción producen magmas ricos en sílice, con ele- vado contenido en volátiles y alta viscosidad, por lo que sus erupciones son altamente explosivas. Por el contrario, los que se generan en áreas de intraplaca son predominantemente basálticos, por lo que dan lugar a conos de cinder de pequeño a mediano tamaño, lavas relativamente fluidas y mantos de lapilli no muy alejados de su centro de emisión. La peligrosidad y el riesgo eruptivos son concep- tos diferentes, ya que el primero se refiere a la pro- babilidad de que un determinado fenómeno volcáni- co tenga lugar en un punto y en un intervalo de tiem- po determinados, mientras que el segundo depende de que puedan verse afectadas personas, propiedades e infraestructuras. Teniendo en cuenta estos concep- tos diremos que el volcanismo asociado a zonas de subducción es en general altamente peligroso y, si la erupción tiene lugar en una zona densamente habita- da y/o con infraestructuras, añadiremos que entraña un elevado riesgo. Por el contrario, diremos que las erupciones que tienen lugar en áreas de intraplaca son ligera a moderadamente peligrosas y que repre- sentan un mínimo riesgo para las personas, aunque más alto para las propiedades e infraestructuras. Todos los autores coinciden en que de los dife- rentes tipos de materiales emitidos en una erupción altamente explosiva, las coladas y oleadas piroclás- ticas son las de más alto riesgo. También tienen ele- vado riesgo los flujos de derrubios y lodo o lahares. En la información recopilada por Witham (2005) cerca del 50% de las víctimas que se produjeron en el siglo XX las provocaron los flujos piroclásticos y el 32% los lahares. Como se expuso más arriba, las coladas piroclás- ticas consisten de una mezcla de partículas y gases que circulan a gran velocidad y a temperaturas del orden de los 800 °C. Su volumen, elevada tempera- tura, contenido en gases, así como su gran movili- dad (favorecida por la fluidización del sistema que mantienen en flotación las partículas sólidas por efecto de los gases calientes), explican las letales y devastadoras consecuencias de estos depósitos. Los edificios, los bosques, los cultivos, etc. son comple- tamente arrasados y quemados y las probabilidades de supervivencia bajo el impacto de una colada de estas características es prácticamente nula. Además, Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449 Procesos y riesgos volcánicos 61 Fig. 8.—En la parte superior, selección de algunas de las áreas urbanas más expuestas a una erupción volcánica, en función de la distancia (en km) y de la dirección a la que se encuentran los volcanes activos más cercanos. En la parte inferior, distancia teó- rica a la que pueden llegar los diferentes productos y fenómenos asociados con una erupción volcánica (en Chester et al., 2001). su período de aviso es tan extremadamente corto, que la única medida que pueden tomar las autorida- des responsables de protección civil es la evacua- ción previa de las zonas de riesgo. El poder destructivo de las coladas piroclásticas fue reconocido por primera vez por los científicos en la erupción de 1902 del Monte Pelé (Martinica). Esta erupción destruyó completamente la ciudad de St. Pierre causando la muerte de más de 30.000 per- sonas. Coladas piroclásticas emitidas por el Vesubio en el año 79 fueron asimismo responsables de las muertes acaecidas y de la destrucción de las ciuda- des de Pompeya y Herculano. Los flujos de derrubios y lodo o lahares se gene- ran en volcanes compuestos o poligénicos (esto es, construidos por la acumulación de lavas y material piroclástico en repetidas erupciones), localizados en latitudes superiores a los 35° (o si se encuentran a más bajas latitudes cuando se producen a alturas superiores a los 4.000 m), por la fusión de la nieve y el hielo que recubre permanentemente la cima de aquellos. Los eventos volcánicos que más intensa- mente pueden perturbar las capas de nieve y hielo son las coladas piroclásticas y la fusión basal por erupciones subglaciales, y en menor medida las coladas de lava superficiales y los piroclastos de caída (ver por ej., Major y Newhall, 1989). Los lahares generados por coladas piroclásticas dan lugar a flujos de derrubios y lodo que al deslizarse por las pronunciadas pendientes de los grandes edi- ficios volcánicos van incorporando parte de los materiales que atraviesan, aumentando así su densi- dad y su poder destructivo. Llegan a recorrer distan- cias de hasta 300 km y alcanzan velocidades supe- riores a los 100 km/h, por lo que constituyen uno de los mayores peligros que se pueden presentar a lo largo de los valles de drenaje de un volcán, incluso para núcleos de población relativamente alejados. Un ejemplo del poder destructor de estos flujos de lodo y derrubios fue la erupción del Nevado del Ruiz (Colombia) en noviembre de 1985. Aunque la erupción fue muy pequeña (se calcula que sólo se emitió un volumen de magma de 0,02 km3), las coladas piroclásticas y las bombas emitidas fundie- ron varios millones de metros cúbicos de hielo y nieve del glaciar de la cima (el 6% aproximadamen- te del volumen total de hielo y nieve existentes). La masa de agua producida provocó la generación de flujos de derrubios y lodo, que en su recorrido hacia la base del volcán asoló casi completamente la ciu- dad de Armero, causando la muerte de más de 23.000 personas y la destrucción de más de 5.000 casas. Esta tragedia tiene el triste honor de ocupar el segundo lugar de entre las erupciones volcánicas más mortíferas que han tenido lugar en el siglo XX. En áreas tropicales, en las que grandes lluvias y huracanes son frecuentes, se pueden originar laha- res que no están directamente relacionados con una erupción, al removilizar el agua el material piroclás- tico no soldado. Del resto de los productos emitidos en erupciones altamente explosivas, las cenizas volcánicas pueden afectar potencialmente a una ingente población, por las extensas áreas que llegan a cubrir. Estos depósitos pueden permanecer en el ambiente por años o déca- das, incluso si las erupciones que los producen son de corta duración. Aunque está muy extendida la idea de que estos productos son muy poco peligrosos, salvo para los recursos agrarios, el ganado (al que se le pue- den producir severos trastornos digestivos por su ingestión) y el tráfico aéreo (durante las dos últimas décadas casi 100 aviones han sufrido daños al atrave- sar nubes de cenizas volcánicas. Véase por ej., Miller y Casadevall, 2000), sin embargo desde la erupción del Santa Helena en 1980 se han comenzado a estu- diar los efectos que pueden tener sobre la salud de las personas respirar estas pequeñas partículas. Los pocos trabajos realizados (ver la reciente síntesis de Horwell y Baxter, 2006) han puesto de manifiesto que enfer- medades tales como la silicosis, el asma y la bronqui- tis pueden presentarse o agudizarse por una prolonga- da inhalación de estas cenizas. Las lavas y piroclastos de composición basáltica tienen poco riesgo mortal para las personas, pero pueden afectar a los cultivos, las propiedades y las infraestructuras, llegando incluso a destruirlas. Los piroclastos de caída (incluidos los que siguen tra- yectorias balísticas) se encuentran entre los produc- tos de una erupción que más frecuentemente produ- cen víctimas (ver Simkin et al., 2001 y Witham, 2005), aunque, como ya se ha indicado, el número de muertos que provocan es relativamente reducido. Estos materiales de caída producen buen número de heridos (por colapso de los techos de las casas sobrecargados de tefra y por impacto balístico) y el mayor número de personas que pierden su casa y tienen que ser evacuadas (Witham, 2005). En el pasado algunas de estas erupciones basálti- cas llegaron a producir importantes hambrunas. Un ejemplo es la erupción del Lakagígar (Islandia) en 1783-1784, en la que se originaron 130 cráteres ali- neados a lo largo de una fisura de 25 km de longi- tud y se calcula que se emitió un volumen de magma de 14-15 km3, de los cuales 0,75 km3 fueron 62 J. López-Ruiz, J. M. Cebriá Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449