Procesos y riesgos volcánicos

Procesos y riesgos volcánicosVolcanic processes and risk

J. López-Ruiz1, J. M. Cebriá1

RESUMEN

Los magmas se generan en cuatro ambientes geodinámicos diferentes: a) en los márgenes de placaconstructivos, en los que se incluyen las dorsales centro-oceánicas y las cuencas tras-arco; b) en losmárgenes de placa destructivos, como los arcos-isla y los márgenes continentales activos; c) en zonasde 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 puedengenerar 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 omenos 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 esdiferente. En los márgenes de placa constructivos la astenosfera asciende adiabáticamente y funde. Enlos 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 producidospor 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 bajaabundancia 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 enSiO2 superiores al 63%, temperaturas de 700 a 900 °C, viscosidades entre 106 y 108 Pa·s y elevadocontenido en gases) y los traquítico-fonolíticos lo hacen de forma explosiva, generando erupciones detipo 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 másreciente 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 las491 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 perdieronsu 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 losvolcanes 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, zonasde 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, lasmanifestaciones más espectaculares de la dinámicainterna de la Tierra. Como veremos, representan laculminación de un largo proceso que empieza conla fusión de una porción del manto o de la cortezainferior, continúa con la segregación del líquidosilicatado generado del residuo refractario, siguecon su ascenso y consiguiente evolución geoquími-ca hacia zonas más superficiales y finaliza con susalida al exterior.

En esta revisión se discute en primer lugar lageneración de los magmas en los diferentes ambien-tes geodinámicos y se describen los más usualestipos de erupciones, lo que permite comprender elfenómeno volcánico desde una perspectiva global.La última parte aborda los efectos del volcanismosobre la sociedad desde el punto de vista del riesgovolcánico.

Una versión abreviada de esta revisión fue presen-tada en el Curso Universitario de Verano sobre Ries-gos naturales o inducidos por el hombre: Prediccióny Prevención, que se desarrolló en agosto de 2006 enla 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 lacorteza o en el manto superior por la fusión de rocaspreexistentes, con intervención de todas o sóloalgunas 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 adeterminadas relaciones de isótopos radiogénicos yestables, que presentan las rocas magmáticas quellegan a superficie. Los elementos mayores seencuentran 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 activecontinental 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 atthe 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 platemargins, the asthenosphere rises adiabatically and melts. In destructive margins, melting is linked tosubduction. Finally, in continental intraplate areas melting is associated to extensional processes, whichcan be linked to various phenomena such as indentation, delamination or mantle plumes, as in the caseof 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) eruptin a quiet or moderately explosive way, producing hawaiian- or strombolian-type eruptions. On theother hand, acid magmas (with SiO2 higher than 53%, temperatures of 700-900 °C, viscosities between106 and 108 Pa·s and high gas contents) are characterised by explosive, vulcanian- to plinian-typeeruptions.

At global scale, the volcanic eruptions and their associated phenomena are less frequent and involveless 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 oneincident 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 maincause of death, followed by lahars, which are the main cause of injuring. On the contrary, lava flows andpyroclastic falls involved a relatively low number of deaths and injuries even though pyroclastic falls wereresponsible of a great number of people losing their homes or being evacuated. Since the eruptions ofthe volcanoes associated to subduction areas are in general of greater explosivity and therefore moredangerous than intraplate volcanoes, the regions where more deaths are linked to volcanic activity in the20th 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.

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Estudios Geol., Vol. 63, n.º 2, 41-65, julio-diciembre 2007. ISSN: 0367-0449

por lo que su abundancia controla las fases minera-les que se forman, mientras que los elementos trazaestán en concentraciones inferiores al 0,1%, lo que,en general, impide la formación de fases en las queellos son constituyentes esenciales.

La distribución en superficie de las rocas volcáni-cas no es aleatoria, ya que los magmas sólo se gene-ran en determinados ambientes geodinámicos: a) enlos márgenes de placa constructivos, en los que seincluyen las dorsales centro-oceánicas y las cuencastras-arco; b) en los márgenes de placa destructivos,como los arcos-isla y los márgenes continentalesactivos; c) en zonas de intraplaca oceánica, y d) enzonas de intraplaca continental.

Las estimaciones sobre la actividad magmáticamedia en los últimos 180 Ma (por ej., Crisp, 1984)indican que en las dorsales centro-oceánicas se gene-ra un volumen de magma de ~21 km3/año, en laszonas de subducción está en el rango 2,5-8 km3/año,mientras que en las áreas de intraplaca, tanto oceáni-ca como continental, es de 2-4 km3/año1. Como elvolumen total de magma generado está comprendidoentre 26 y 34 km3/año, el magmatismo de las dorsa-les representa el 75% del total, el de las zonas desubducción el 20% y el de intraplaca el 5%.

En las dorsales, en los arcos-isla intraoceánicos yen las islas oceánicas los magmas sólo se puedengenerar en el manto superior, ya que en estas áreasno existe corteza continental, pero en los márgenescontinentales activos y en las áreas de intraplacacontinental la corteza puede jugar un papel más omenos importante. A su vez, las dos zonas delmanto superior en las que potencialmente se puedenoriginar magmas son la litosfera y la astenosfera.

Como las propiedades sísmicas de la corteza y elmanto indican que en condiciones normales ambosse encuentran en estado sólido, para que se produz-ca la fusión en cualquiera de estas zonas ha de tenerlugar algún tipo de perturbación de la temperatura,de la presión o de las actividades de los componen-tes volátiles. Aunque el aumento de temperaturapuede parecer a priori el proceso más obvio queproduce la fusión, sin embargo las otras dos pertur-baciones son mucho más importantes. Esto es con-secuencia, por una parte, de que en la astenosfera eltransporte de masa es mucho más rápido que eltransporte de calor. Por otra parte, la litosfera se

encuentra a una temperatura lo suficientemente altacomo para que sea necesario un importante aumen-to de temperatura para que se produzca su fusión, ylos mecanismos que podrían incrementar su tempe-ratura (por ej., la desintegración radiactiva, el calorde fricción, etc.) tienen un papel reducido en la eraactual. Además, la fusión consume mucha energíatérmica, ya que, aunque el calor específico de lossilicatos es relativamente bajo (0,2-0,3 cal/g), laentalpía de fusión de una peridotita a 40 kbar es delorden de las 135 cal/g.

De acuerdo con lo que acaba de ser expuesto, enel caso del manto, los dos mecanismos dominantesde generación de fundidos son: a) la descompre-sión, que facilita el ascenso de una porción delmanto con mayor temperatura que la del manto queatraviesa, y b) la adición de volátiles, que reduce latemperatura de fusión del sistema.

El ascenso de una porción de manto, en formade pluma o como diapiro, tiene lugar en condicio-nes casi adiabáticas (a razón de 0,3 °K/km o de1,0 °K/kb), por lo que la pérdida de calor por con-ducción es despreciable. Por el contrario, su puntode fusión decrece mucho más rápidamente al dismi-nuir la presión, ya que la variación es del orden delos 10 °K/kb. Esto significa que la temperatura delmanto que asciende decrece menos que lo que dis-minuye la temperatura de fusión, por lo que duranteel ascenso se alcanza un punto en el que la tempera-tura ambiente excede a la de fusión, y comienza afundir.

Este ascenso puede tener lugar de forma pasiva oactiva. En los márgenes divergentes, el mantoasciende pasivamente para rellenar el espacio deja-do por la litosfera que se desplaza lateralmente.Asimismo, en determinadas zonas de intraplacacontinental en las que ha tenido lugar un proceso deadelgazamiento de la litosfera por desenraizamientoconvectivo o por delaminación, el ascenso astenos-férico es también pasivo. Por el contrario, el ascen-so de las plumas desde la discontinuidad de los670 km o desde la capa D” es activo, ya que estematerial caliente y de baja densidad se consideraque es parte integral de la convección de la Tierra

La adición de volátiles, principalmente H2O yCO2, reduce considerablemente la temperaturarequerida para que se inicie la fusión. El aporte de


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1 Aunque el volumen de magma generado en áreas de intraplaca es actualmente insignificante, en el pasado geológico ha sidomucho más importante. Por ejemplo, durante la formación de los basaltos de plateau que preceden a la fragmentación continental,se arrojaron ingentes volúmenes de magma que cubrieron extensas superficies. En estos períodos el magmatismo intraplaca fueprobablemente el dominante.

agua a una peridotita que se encuentra por debajode la temperatura de su solidus hidratado, tienelugar en las zonas de arco-isla y de borde continen-tal activo, en donde la deshidratación de la cortezaoceánica que subduce aporta a la cuña de mantosituada encima, fluidos ricos en agua y elementostraza de elevado radio iónico.

En el caso de la fusión de la corteza, los mecanis-mos más probables son: a) la desintegración radiac-tiva en una corteza engrosada durante la orogénesis;b) el calor que transmite la intrusión de magmasderivados del manto, y c) el aumento del flujo tér-mico originado por el reemplazamiento del mantolitosférico por manto astenosférico.

Tanto en el manto como en la corteza, durante losprimeros estadios de la fusión, el líquido permaneceen los espacios intergranulares de la roca que estáfundiendo, hasta que la fracción fundida alcanza unvalor mínimo en que puede comenzar la segregación.La velocidad de segregación está controlada por ladiferencia de densidades entre el líquido silicatado ylos cristales del residuo (ΔQ), siendo proporcional a1/ΔQ2. Cuanto más elevada es la profundidad a laque tiene lugar la fusión, menor es el contraste dedensidades entre el líquido y el residuo, y cuando ΔQse aproxima a cero disminuye la posibilidad de quela segregación tenga lugar. La profundidad a la cualΔQ se aproxima a cero se encuentra entre los 100 ylos 200 km (30-70 kbar), por lo que hay que suponerque los líquidos que se originen a mayor profundidaddeben permanecer en su zona de generación.

La dinámica del proceso de fusión no es todavíacompletamente conocida, aunque algunos trabajosteóricos y experimentales (ver por ej., Maaloe,1985) han contribuido a una mejor comprensión deesta cuestión. Todos los autores admiten que existencinco tipos de fusión: en equilibrio, fraccionada,continua, por zonas y en desequilibrio.

La fusión en equilibrio tiene lugar durante unperíodo de tiempo suficientemente largo, por lo que,hasta el momento en que se produce la segregación,se alcanza el equilibrio entre el fundido y el sólidoresidual. En la fusión fraccionada el fundido está enequilibrio instantáneo con las fases residuales perose separa de las mismas continua y completamentesegún progresa la fusión. La fusión continua es unproceso intermedio entre los dos anteriores, ya quese produce la separación de fracciones de fundidocontinua pero no completamente. En la fusión porzonas el fundido pasa a través de un sólido y cadacristal individual interacciona y se equilibra con él.Por último, la fusión en desequilibrio o no difusiva

está gobernada por los coeficientes de difusión delos elementos traza en los minerales y el fundido nose equilibra con todo el sólido residual. Una des-cripción detallada de estos procesos desde un puntode vista petrogenético se puede encontrar en Benitoy López-Ruiz (1994).

En los apartados que siguen se revisan los meca-nismos y las características geoquímicas más sobre-salientes de los magmas generados en los diferentesambientes geodinámicos.

Zonas de intraplaca continental

Las zonas de intraplaca, tanto en áreas continen-tales como oceánicas, constituyen un vasto domi-nio. En estas zonas alejadas de los bordes de placa,el volcanismo se distribuye de forma dispersa yaparentemente aleatoria, que, como después vere-mos, contrasta marcadamente con la linearidad ycontinuidad del magmatismo que se localiza en losbordes constructivos y destructivos.

En general se acepta que el magmatismo en estaszonas está íntimamente asociado a fenómenos deextensión de la litosfera, ya que éstos favorecen elascenso de la astenosfera y como consecuencia sufusión parcial. Entre los muchos mecanismos quehan sido sugeridos para explicar el adelgazamien-to/estiramiento de la litosfera se pueden citar laindentación, el descenso simétrico de una porciónengrosada de litosfera provocado por las corrientesde convección de la astenosfera y la delaminación(ver por ej., Burg y Ford, 1997). Como se ha puestode manifiesto en Asia (y en otras zonas de antepaísdeformadas) las placas no son lo suficientementerígidas como para que la deformación se localicesolamente en sus bordes. Así, la indentación de unbloque rígido sobre un bloque plástico produce enéste un campo de fracturas, constituido esencial-mente por fallas transcurrentes subparalelas al planode indentación, y una zona de extensión normal alplano de indentación, que se adaptan a la geometríadel sistema que provoca la deformación. A su vez,en una litosfera previamente engrosada, la porciónmantélica de la misma es más densa que la astenos-fera subyacente, por lo que aquélla puede resultargravitacionalmente inestable y desenraizarse y hun-dirse en la astenosfera, por convección o por dela-minación (fig. 1). El subsecuente reajuste isostáticoque tiene lugar y el incremento del gradiente geotér-mico pueden producir extensión y la fusión parcialde la astenosfera.



Más controvertido es el papel que juegan las plu-mas en la extensión y en la generación de losbasaltos continentales. En unos casos, las plumasmantélicas son las responsables de la fusión y de laextensión. En otros, las plumas actúan de formapasiva y el magmatismo se atribuye a la extensiónsobre áreas de manto con anormalmente alta tem-peratura. Finalmente, en otro tercer grupo de casos(por ej., en la provincia volcánica cenozoica deEuropa), el volumen de magma generado es tanreducido 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 elgrado de adelgazamiento de la litosfera. Así, si lalitosfera 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 (estoes, aproximadamente 1.280 °C) se generan 2 km demagma. Sin embargo, bajo similares condiciones dela litosfera, si la temperatura potencial de la aste-nosfera es 100 °C más alta se producen casi 10 kmde magma y si esta última se incrementa en 150 °Csobre la temperatura normal se producen casi 15 kmde 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 unamínima parte de la porción litosférica del manto.

Según esta conclusión, que es una inevitable conse-cuencia de que estos autores suponen que el mantolitosférico y el astenosférico son anhidros y tienenidénticas características de fusión, las lavas queexhiben caracteres geoquímicos que no son típicosde los basaltos oceánicos (como p. ej. altas relacio-nes entre elementos de elevado radio iónico y deelevado potencial iónico, relativamente altos valo-res isótopicos de Sr y bajos de Nd) han tenido queadquirir dichos caracteres al atravesar la litosfera.

Durante los primeros estadios de la extensión elmanto litosférico es relativamente potente, seencuentra a una temperatura no muy alta y no pre-senta una intensa fracturación, y la corteza tiene unadensidad relativamente baja. En consecuencia, losmagmas basálticos que se generan se desplazanhacia la superficie a velocidades reducidas, delorden de los 8-30 cm/s (Luhr et al., 1995), y tiendena concentrarse en el límite manto-corteza, en dondeinteraccionan con las rocas de la corteza inferior,sufren contaminación por asimilación y adquierenuna 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 velocidada la que ascienden estos magmas hacia la superficiees alta, del orden de los 5 m/s (Spera, 1984), por loque muy frecuentemente incluyen xenolitos de peri-dotitas. Además, su signatura geoquímica es másprimitiva y no exhiben anómalas concentracionesen elementos traza ni elevadas relaciones isotópicasde Sr y bajas de Nd, al no haber asimilado rocascorticales.

Puesto que buen número de basaltos continenta-les exhiben una signatura geoquímica típicamentelitosférica, Gallagher y Hawkesworth (1992) yBradshaw et al. (1993) han desarrollado un modeloalternativo al previamente expuesto en el que elmanto astenosférico es anhidro y el litosférico con-tiene una pequeña cantidad de volátiles. Bajo estascondiciones, los cálculos efectuados por los citadosautores indican que durante un proceso de extensiónse producen significativos volúmenes de magmapor fusión del manto litosférico. Además, la fusión



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 ysin 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 quese inicie la de la astenosfera, si bien a medida queprogresa la extensión se incrementa la cantidad defundido que procede de la astenosfera. De acuerdocon este modelo, los basaltos que exhiben los carac-teres geoquímicos antes mencionados —entre losque se encuentran la mayor parte de los basaltos deplateau— son el resultado de la fusión de peridoti-tas empobrecidas en componentes basálticos, quesubsecuentemente han experimentado un enriqueci-miento en volátiles y en elementos incompatibles.Este enriquecimiento, que en muchos casos parecehaber sido algo selectivo, ya que ha introducidorelativamente poco Nb y Ti, puede tener una edadProterozoica, y es el responsable de los relativa-mente altos valores isotópicos de Sr y bajos de Ndde dichos basaltos.

Como ha quedado implícito en los párrafos pre-cedentes, los magmas que se generan en zonas deintraplaca continental exhiben un amplio espectrode composiciones. Además de los basaltos toleíticosde plateau, que dan lugar a las grandes provinciasígneas y que están asociados a la fragmentación delos continentes, también son característicos de estaszonas los magmas transicionales subalcalinos, losbasáltico-alcalinos, los tipos basaníticos y nefeliní-ticos marcadamente subsaturados en sílice e inclusolos tipos ultrapotásicos (leucititas y lamproitas) ylas carbonatitas. Salvo en las provincias en las quese generan magmas toleíticos de plateau, en el restopuede ocurrir que los términos más básicos no seanlos predominantes, sino que las lavas félsicas (tra-quitas, fonolitas, etc.) adquieran una proporciónimportante.

Dorsales centro-oceánicas

Las dorsales centro-oceánicas (que no siempre selocalizan en el centro del océano) representan el sis-tema volcánico más largo (~60.000 km) y continuode la Tierra.

En estas áreas las placas litosféricas se separanpasivamente, por lo que la astenosfera asciendeadiabáticamente para rellenar el espacio y, en con-secuencia, funde parcialmente. El magma generadoasciende y se va agregando a los bordes de las pla-cas y de esta forma se va generando nueva cortezaoceánica. El proceso de generación de magmas enestas zonas se puede considerar un caso extremo (enel que el factor de extensión tiende a infinito) deltratado en el apartado anterior.

La morfología, la estructura y las escalas espaciotemporales del magmatismo varían notablementecon la tasa de extensión de la dorsal (ver por ej.,Perfit y Davidson, 2000). Las dorsales con bajavelocidad de extensión (10-40 mm/año), como ladorsal del Atlántico, tienen amplios y relativamenteprofundos valles axiales (8-20 km de ancho y 1-2de profundidad) y la zona neovolcánica se extiendeprácticamente a todo lo ancho del mismo. En estasdorsales dominan las lavas almohadilladas, las cua-les tienden a formar pequeñas protuberancias omontes submarinos más o menos circulares, quefrecuentemente coalescen dando lugar a crestas enla zona más interna del valle axial. La presencia deestos pequeños montes submarinos en la zona neo-volcánica de las dorsales de baja velocidad deextensión es una característica de las mismas, yaque en las de elevada tasa de extensión e incluso enlas intermedias no existen (o son muy raros) los edi-ficios en la zona neovolcánica. En las dorsales dealta velocidad de extensión (80-160 mm/año) noexiste un valle central sino que la zona axial es unapequeña 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 lavasque se generan en estas dorsales son muy fluidas,por lo que las coladas son relativamente delgadas(< 4 cm) y su superficie intensamente plegada ydeformada, en marcado contraste con las bulbosaspillow-lavas que dominan en las dorsales de bajavelocidad de extensión.

Los magmas que se generan en estas zonascorresponden mayoritariamente a basaltos toleíti-cos, pobres en K2O y en elementos traza de elevadoradio iónico y tierras raras ligeras. Otra característi-ca geoquímica es su baja abundancia en elementosvolátiles. Este escaso contenido en volátiles y sobretodo la elevada presión hidrostática a la que extru-yen las lavas en las dorsales centro-oceánicas, porla masa de agua que soportan, explican la emisiónno explosiva de los magmas en estas zonas, y porconsiguiente la ausencia de material piroclástico enlas mismas.

Aunque estos basaltos forman un grupo relativa-mente homogéneo, sobre todo si se les compara conlas lavas que se generan en otros ambientes geodi-námicos, sin embargo existen pequeñas aunque sig-nificativas diferencias en las rocas de la cortezaoceánica, ya que junto a los tipos empobrecidos enlos elementos antes citados existen otros enriqueci-dos en dichos elementos (los denominados E-MORB en la literatura inglesa). Estas pequeñas



diferencias sugieren que en la astenosfera existenporciones empobrecidas y enriquecidas y que lastasas de fusión y los grados de diferenciación ymezcla no son idénticos en todos los segmentos delas dorsales.

Cuando una pluma se inyecta en o cerca de unadorsal centro-oceánica, como es el caso de Islandia,el incremento de temperatura que produce la plumada lugar a la generación de una corteza oceánicamás potente que la que existe en áreas alejadas deplumas. 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 deuna mayor tasa de fusión), con mayor abundanciaen 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, típicamenteempobrecido en elementos incompatibles y conbajas relaciones isotópicas de Sr y Pb y altas de Nd,y material de la pluma, más rico en elementosincompatibles y más radiogénico.

Zonas de intraplaca oceánica

El volcanismo de estas zonas está representadotípicamente por las islas oceánicas, si bien los mon-tes submarinos que se generan lejos de los bordesde placa también se localizan en estas áreas. Losmontes submarinos son pequeñas estructuras volcá-nicas, muy abundantes, sobre todo en el Pacífico endonde se calcula que hay probablemente más de unmillón, que sólo excepcionalmente crecen hastaalcanzar el estadio de isla oceánica. A su vez, lasislas oceánicas son ingentes estructuras plutónico-volcánicas que llegan a alcanzar más de 10.000 msobre el fondo oceánico (lo que las convierte en lasmás altas elevaciones de la Tierra)4, en las queaproximadamente el 90% de su masa se encuentrabajo el nivel del mar. Su distribución es aparente-mente aleatoria y de hecho algunas islas (por ej.,Islandia, Azores y Ascensión) se localizan sobre ocerca de una dorsal, y otras (por ej., Canarias y

Cabo Verde) casi en el borde del océano. Por otraparte, en cuencas oceánicas como el Atlántico, conbaja tasa de extensión, las islas forman archipiéla-gos constituidos por un número de islas relativa-mente pequeño, mientras que en cuencas de elevadavelocidad como el Pacífico forman perfectas alinea-ciones5.

Los montes submarinos altamente fértiles, en losque la actividad magmática es significativamentesuperior a la erosiva, crecen hasta emerger sobre elnivel del mar, originando islas oceánicas. En suevolución hacia islas pasan por varios estadios, enlos que aumenta progresivamente la vesicularidadde las lavas, la proporción de productos volcano-clásticos y brechas, así como la de los depósitos queresultan de la destrucción parcial de los edificios(ver Schmidt y Schmincke, 2000).

En el primer estadio el monte submarino crecebajo una columna de agua de 1.000 a 5.000 m. Sisurge en una corteza oceánica joven, casi desprovis-ta de sedimentos, el magma atraviesa aquella yforma sobre su superficie un apilamiento de lavasalmohadilladas. Por el contrario, si se genera sobreuna corteza oceánica antigua, con una importantecapa de sedimentos, el magma no puede, por con-traste de densidades, atravesar esta última capa, porlo que fluye lateralmente. En este caso el edificiovolcánico surgirá cuando las sucesivas intrusionesformen una potente base sobre la que asentarse. Eneste estadio de aguas profundas la actividad intrusi-va y extrusiva tiene aproximadamente la mismaimportancia, por lo que los pequeños plutones, lossills y los cortejos de diques, por una parte, y laslavas almohadilladas, por otra, son los materialespredominantes. Cuando la actividad magmáticaprogresa, la pendiente del monte submarino aumen-ta, lo que provoca procesos redeposicionales, en losque se forman fragmentos y brechas de lavas almo-hadilladas, que se depositan sobre los flancos y lasfaldas del edificio en construcción.

En el estadio de profundidad intermedia de lamasa de agua (< 500 m) los productos extrusivosque se generan son similares a los del estadio prece-dente, aunque más vesiculares; también se pueden



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 altade la Tierra.

5 Por ejemplo, las ocho islas principales de Hawaii (Hawaii, Maui, Kahoolawe, Lanai, Molokai, Oahu, Kauai y Niihau) y los montessubmarinos 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.

originar depósitos hidroclásticos y/o piroclásticos.La profundidad a la que se genera este volcanismoexplosivo depende del contenido en volátiles de losmagmas. Así, en los líquidos basálticos alcalinosricos en volátiles la fragmentación explosivacomienza hacia los 1.000 m, mientras que en lastoleítas pobres en volátiles (~ 0,1% de H2O) aquéllase desarrolla a los 100-200 m. En las etapas finalesde este estadio se pueden producir erupciones sub-marinas de tipo surtseyano, que generan conos sub-marinos o subaéreos de material piroclástico.

Por último, en el estadio emergente se generanconos y depósitos de material piroclástico por enci-ma del nivel del mar, mientras que las lavas entranen el mar, dando lugar a hialoclastitas y brechasque forman los denominados deltas de lava. Esteestadio concluye cuando los depósitos de tefra secubren de coladas de lava más o menos volumino-sas, generadas en erupciones de tipo hawaiano yestromboliano.

En la evolución subsecuente (esto es, ya en unambiente subaéreo) se pueden distinguir dos esta-dios de crecimiento, separados por un período dereposo volcánico. Siguiendo la terminología que seha utilizado en las islas Hawaii (ver por ej., Petersony Moore, 1987), se les denomina estadio en escudoy estadio de rejuvenecimiento o post-erosivo.

El estadio en escudo (denominado así por laforma que tienen los volcanes que se generan) es elmás importante volumétricamente, ya que al finaldel mismo casi toda la superficie de la isla ha sidoconstruida. En este estadio se desarrollan uno omás edificios, que se forman por el sucesivo apila-miento de coladas de lava. Los volcanes que se for-man tienen una base ancha y pendientes suaves. Lacomposición de las lavas es predominantementebasáltica (de tipo alcalino o transicional en muchasislas y de tipo toleítico en Hawaii y Galápagos). Enlas islas Hawaii este estadio tiene una duraciónmedia de 1 Ma, pero en Fuerteventura, Gran Cana-ria, Tenerife y La Gomera es de al menos 7,5 Ma(Carracedo, 1999).

Asociado al rápido crecimiento de las islas,durante este estadio tienen lugar importantes desli-zamientos gravitacionales en los flancos de los edi-ficios, que producen gigantescas avalanchas deescombros que, al penetrar en el mar, pueden pro-vocar tsunamis. En las islas Hawaii la mayor partede los deslizamientos se producen en los flancossumergidos, ya que la pendiente de estos es mayorque la de las laderas emergidas (Mark y Moore,1987). Por el contrario, en las islas Canarias las

laderas que se desestabilizan son las emergidas, quetienen más pendiente que las submarinas (Mitchellet al., 2002).

El estadio de rejuvenecimiento o post-erosivo secaracteriza por erupciones volumétricamente muchomenos importantes que las del estadio precedente ymuy dispersas, tanto espacial como temporalmente.Las lavas generadas cubren en parte los relieves ero-sivos originados en la fase de inactividad volcánicaque separa los dos estadios evolutivos subaéreos.

En las islas Hawaii el tránsito del estadio en escu-do al de rejuvenecimiento produce un cambio en elquimismo de las lavas, que pasan de esencialmentetoleíticas a alcalinas. Por el contrario, en las Cana-rias y en Cabo Verde no se produce ningún contras-te químico al pasar de estadio. Otra significativadiferencia en la evolución subaérea de las islasHawaii y de las Canarias es que el volumen de laslavas emitidas en el estadio post-erosivo es muypequeño en las primeras y relativamente importanteen las Canarias, en dos de cuyas islas se han forma-do grandes estratovolcanes, como el Roque Nublo(entre 5,6 y 2,7 Ma) en Gran Canaria y Cañadas(entre 3,5 Ma y 150.000 años) y el Teide (quecomenzó a formarse hace 200.000-150.000 añosaproximadamente y todavía es activo, si bien pareceque su actividad declinó hace 30.000 años) en Tene-rife (ver por ej., Ancochea et al., 1999, Pérez Torra-do, 2000 y Carracedo et al., 2007).

Cuando cesa completamente la actividad volcáni-ca la isla entra en la fase final de su evolución.Durante esta etapa, el enorme peso sobre la litosferade la masa de lava generada y la mayor o menorelasticidad de aquella provocan el progresivo hundi-miento (subsidencia) de la isla, y la formación deatolones en zonas tropicales o guyots en aguas frías,hasta que se produce la desaparición de la isla y suconversión en un nuevo monte submarino. Por estarazón, las islas Hawaii tienen una vida relativamen-te corta (~ 7 Ma), ya que se hunden a velocidadesde 2-2,5 mm/año, lo que significa subsidencias de2-4 km desde su emergencia. En las islas Canariasesta etapa final no se ha producido, posiblementepor asentarse sobre una litosfera más vieja (jurásica,~175-155 Ma), y por ende más gruesa y menoselástica, que la litosfera bajo las Hawaii, que es deedad cretácica (~80 Ma). Bajo estas condiciones lasislas permanecen emergidas hasta que las catastrófi-cas pérdidas de masa producidas por deslizamientosgravitacionales primero y la acción erosiva mástarde las desmantela completamente, lo que requie-re períodos de tiempo largos (Carracedo, 1999).



Aunque el enfriamiento de la litosfera oceánicacontrola en primera aproximación la batimetría delos fondos oceánicos, en todos los océanos existennumerosas protuberancias que no están relacionadascon este factor. La característica más sobresalientede estas protuberancias de 1.000 a 2.000 km de diá-metro es su coincidencia espacial con grandes edifi-cios volcánicos (Crough, 1983). Esta coincidenciaes tan evidente que se puede decir que todas lasislas y montes submarinos coronan una protuberan-cia y viceversa. Puesto que estas zonas se encuen-tran alejadas de los bordes de placa, Wilson (1963)propuso para ellas el nombre de puntos-calientes yMorgan (1971, 1972) supuso que bajo ellas existenunas columnas de manto de elevada temperatura alas que denominó plumas.

Extrapolando los resultados experimentales reali-zados por varios autores (Whitehead y Luther,1975, Griffiths y Campbell, 1990, etc.) con fluidosde diferente viscosidad y temperatura, podemossuponer que las plumas mantélicas constan de cabe-za y tallo (fig. 2). La cabeza es heterogénea, puestoque contiene material de la zona de manto en la quese genera la pluma y de la zona de manto que atra-viesa durante su ascenso. Por el contrario, el tallosólo está constituido por material del manto profun-do, ya que no engloba durante su ascenso mantoadyacente. Como el manto que engloba la cabeza dela pluma se encuentra más frío, la temperatura en lamisma será apreciablemente inferior a la del tallo.

En lo que concierne a la zona de generación delas plumas mantélicas, la hipótesis más amplia-mente aceptada es la de que se originan en el lími-te manto-núcleo (capa D”). No obstante, algunosautores también aceptan que se pueden originar enel límite entre el manto superior y el manto infe-rior (discontinuidad de los 670 km). La primerahipótesis implica que el núcleo se encuentra a másalta temperatura que el manto inferior y que gene-ra el suficiente flujo calorífico para que las plumasasciendan hasta la base de la litosfera. A su vez, lasegunda hipótesis implica que la convección en elmanto debe tener lugar, al menos parcialmente, endos capas, separadas por una interfase, en el límitemanto superior-manto inferior. Campbell y Grif-fiths (1992) señalan tres importantes argumentosque están a favor de la hipótesis del límite manto-núcleo: a) la existencia de plumas cuyas cabezasalcanzan un diámetro del orden de los 1000 km,como las que se requieren para formar los ingentesvolúmenes de lavas que caracterizan los basaltosde plateau continentales y oceánicos; b) la posi-

ción fija de unos puntos calientes con respecto aotros, y c) el flujo calorífico total de la Tierrarequiere que al menos el 70% del calor se genereen el manto inferior. Si existe una capa térmica enel límite manto superior manto inferior, este calordebe ser transmitido a la superficie por las plumas,lo que resulta inconsistente con el bajo flujo tér-mico (< 10%) estimado para todas las plumasidentificadas.

Más recientemente las tomografías sísmicas (véa-se por ej., Zhao, 2001) han puesto de manifiesto quela mayor parte de los puntos calientes detectados ensuperficie se localizan sobre anomalías térmicas quepenetran hasta el límite manto-núcleo, lo que sugiereque muchas plumas se generan en la capa D”. Noobstante, algunos puntos calientes no están enraiza-dos hasta esta profundidad. Estos puntos calientespodrían estar asociados con otras zonas de baja velo-cidad todavía no detectadas, ser el resultado de undesplazamiento lateral de una pluma del primergrupo, o bien derivar de una zona no tan profundacomo la capa D” (por ej., la zona de transición) opor un proceso diferente del que se generan las plu-mas asociadas al límite manto-núcleo.

Cuando la cabeza de una pluma llega a la base dela litosfera se produce el frenado y el aplastamientode la misma, por lo que aquélla puede llegar aalcanzar un diámetro de 1.000 a 2.000 km (fig. 2).La descompresión adiabática que se produce originala fusión parcial de la misma. En este escenario, laactividad magmática comienza con la generación debasaltos de plateau, tanto si la litosfera bajo la que



Fig. 2.—Esquema de la formación, ascenso e impacto en labase de la litosfera de una pluma mantélica producida a partir deuna inestabilidad químico-térmica en el límite manto-núcleo(capa D”), según Campbell y Griffiths (1990).

llega la pluma es continental como oceánica, y con-tinúa, bajo tasas de producción de magma entre unoy 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 laplaca sobre la pluma. Según el modelo desarrolladopor Watson y McKenzie (1991) para Hawaii, unaumento de la temperatura de la pluma de 100 °Ccasi duplica la producción de fundido. Si la litosferaes potente el volumen de fundido que se origina esescaso, ya que la descompresión que se produce esinsuficiente. Por el contrario, si el espesor de lalitosfera es reducido, porque se trata de una litosferaoceánica 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 altaen plumas que se localizan bajo placas que se mue-ven a velocidad relativamente alta que en las que sesitúan en placas que se desplazan a baja velocidad.En las primeras, tanto los fundidos solidificadoscomo el manto residual menos denso que se generatras la extracción del magma se alejan rápidamentedel área de interacción de la pluma, lo que facilita ladescompresión de nuevas porciones de manto de lapluma, mientras que en las segundas el engrosa-miento de la litosfera que se produce tiende a inhibirla descompresión de las nuevas porciones de manto.

La reconstrucción de las trazas de buen númerode puntos calientes actuales ha puesto de manifiestoque su actividad comienza con la generación debasaltos de plateau, asociados con la ruptura de uncontinente, y continúa, bajo tasas de producciónmagmática entre uno y dos órdenes de magnitudmás bajas, con la generación de las típicas islas ymontes submarinos (fig. 3).

Como ha sido expuesto anteriormente, los magmasque se generan en estas áreas corresponden mayorita-riamente a basaltos alcalinos y rocas asociadas, aun-que también se conocen islas en las que predominanlos tipos toleíticos. No es inusual que en estas áreascoexistan 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 islasHawaii 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 bajoun arco-isla (como los que se localizan en el bordeoccidental del Pacífico, desde las Aleutianas hastaTonga-Kermadec) o bajo un margen continental(como el que se localiza a lo largo de la costa occi-dental de América). Durante la subducción, losdiferentes componentes de la litosfera [esto es, lasperidotitas (harzburgitas y lherzolitas) variablemen-



Fig. 3.—Distribución de los basaltos de plateau generados en los últimos 250 Ma y asociación de los mismos con puntos calientesconocidos o supuestos (En Richards et al., 1989).

te empobrecidas; los basaltos y gabros generados enlas dorsales y los sedimentos depositados sobre lacapa basáltica], experimentan un progresivo aumen-to de temperatura y de presión, y como consecuen-cia una serie de reacciones metamórficas. El efectoneto de este metamorfismo es una importante deshi-dratación del material que subduce y la adición deuna fase fluida rica en H2O, CO2 y en elementostraza de elevado radio iónico a la cuña de mantosituada por encima de la zona de Benioff.

En este escenario, la mayor parte de los autoresacepta que la adición de fluidos a la cuña de mantosuprasubducción es el mecanismo responsable de lafusión en estas zonas. Esta idea es compatible conlos modelos térmicos establecidos para las zonas desubducción, ya que en buen número de casos laplaca que subduce está por debajo de su sólidus alas profundidades correspondientes a las del arcovolcánico (100-150 km). Asimismo, las tomografíasde detalle realizadas en zonas de subducción activasugieren la existencia de una zona de baja velocidaden la cuña de manto suprazona de subducción.

A pesar de lo que acaba de ser expuesto, los límitesde estabilidad de las fases hidratadas presentes en losdiferentes componentes de la placa que subducesugieren que la deshidratación se realiza casi comple-tamente bajo la región ante-arco (es decir, antes dellegar a la profundidad correspondiente al arco-volcá-nico)6. Esto obliga a pensar a algunos autores, comopor ej., Tatsumi (1989), que el H2O derivada de laplaca que subduce no es el desencadenante directo dela generación de los magmas en estas zonas, sino quemás probablemente la porción de la cuña de mantosituada sobre la zona de subducción, hidratada ymetasomatizada por los fluidos procedentes de laplaca que subduce, es arrastrada, junto con la cortezaoceánica, hacia abajo, hasta que llega a zonas de máselevada P y T en que la deshidratación de pargasita yflogopita provoca el desprendimiento de agua. Cuan-do este frente de emigración de agua alcanza la zonaen la que se sobrepasa el sólidus de la peridotitahidratada comienza la fusión, dando lugar al complejovolcanismo que caracteriza a estas zonas.

Aunque la fase fluida procede mayoritariamentede 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 presenciade componentes derivados de sedimentos, sugiereque fluidos procedentes de éstos también puedeninvadir una importante porción del manto.

Los magmas generados en estas áreas exhiben unaamplia variación composicional, ya que existen tipostoleíticos (pobres en K2O), calco-alcalinos e inclusoshoshoníticos (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 magmasshoshoníticos. Todas las rocas volcánicas de estasáreas están enriquecidas (en menor medida en lostipos 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 trazade elevado potencial iónico (Nb, Ta, Zr, Hf, Ti,), yespecialmente en Nb, Ta, Ti y Zr. El exceso de ele-mentos traza de elevado radio iónico y el defecto deelementos traza de elevado potencial iónico que típi-camente exhiben estas rocas, se atribuye a que elcomponente que subduce contiene fases mineralesresiduales (como rutilo, esfena, ilmenita, perovskita)que retienen preferentemente los elementos traza deelevado potencial iónico. En consecuencia, los flui-dos/fundidos derivados de la placa que subduceestán 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 magmasque se generan en este manto peridotítico metasoma-tizado exhiben dicha signatura geoquímica.

El amplio espectro composicional que muestranlas lavas de bordes constructivos, que contrastanotablemente con el carácter relativamente monóto-no del magmatismo de las dorsales centro-oceánicas,es un reflejo de que la generación de magmas en losarcos-isla / bordes continentales activos es un proce-so muy complejo. Esta complejidad se debe a que ensu génesis pueden intervenir varios componentes:a) la cuña de manto situada por encima de la zona desubducción [la cual a su vez puede ser de tipo dorsal



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 dela 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 porbasaltos de fondo oceánico variablemente metamor-fizados y sedimentos oceánicos), y c) la corteza con-tinental. También contribuyen a esta diversidad lasmodificaciones que los mecanismos de cristalizaciónfraccionada y asimilación pueden introducir en elquimismo de estos magmas durante su tránsito haciala superficie. El problema se complica todavía mássi se tiene en cuenta que la participación de algunode los componentes que acaban de ser enumerados,como por ej., los sedimentos, puede tener lugarcomo 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 quecomienza en el manto superior o en la base de lacorteza con la generación de un líquido silicatado,continúa con la segregación y ascenso del mismohacia zonas más superficiales y culmina con suextrusión, previa acumulación o no en cámarasmagmáticas intracorticales.

El tipo de erupción depende de la composicióndel magma y sobre todo de su temperatura, viscosi-dad y contenido en gases. Así, los magmas basálti-cos (que tienen contenidos en SiO2 comprendidosentre 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 omoderadamente explosiva, dando lugar a erupcio-nes de tipo hawaiano o estromboliano. Por el con-trario, los magmas ácidos (que tienen contenidos enSiO2 superiores al 63%, temperaturas de 700-900 °C, viscosidades entre 106 y 108 Pa·s y elevadocontenido en gases) lo hacen de forma explosiva,generando erupciones de tipo vulcaniano o pliniano.

Aunque varios mecanismos internos y externospueden 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 componentesvolátiles, por lo que admiten una fracción más omenos importante de gases (fundamentalmente H2O,CO2, SO2, HCl y HF) en disolución. En general, elcontenido en volátiles aumenta al hacerlo el porcen-taje de SiO2, razón por la que los magmas basálticoscontienen menos gases que los magmas andesíticos,

dacíticos o riolíticos. Asimismo, el contenido envolátiles aumenta con la diferenciación, ya que losprimeros cristales que se forman (olivino, piroxenos,plagioclasa, etc.) no incorporan elementos volátilesen su estructura, por lo que éstos se concentran en ellíquido residual. En consecuencia, la diferenciacióny la vesiculación producen una sobrepresión en elmagma, que puede ocasionar la fracturación de lasrocas suprayacentes, iniciándose así una erupciónmás o menos explosiva.

Cuando los magmas ascienden hacia la superfi-cie, decrece la presión a la que están sometidos, porlo que la presión parcial de volátiles aumenta yaquéllos pasan a estar sobresaturados con respecto aalgunas o a todas las especies gaseosas. En estascondiciones, comienza a separarse una fase gaseosaen el magma, y empieza la nucleación de burbujasque contienen aquellos volátiles.

En general, los magmas basálticos comienzan aexolver CO2 hacia profundidades del orden de los30 km y H2O y S muy cerca de la superficie, hacialos 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 enel fundido, por lo que ascienden al hacerlo éste.

La nucleación de las burbujas tiene normalmentelugar en la superficie de las pequeñas irregularida-des (por ej., óxidos) que existen en el fundido. Sudesarrollo es debido a dos procesos complementa-rios, que pueden operar conjuntamente: la difusiónde 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 cuandoel 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 cadavez más superficiales, la fracción de burbujas degas aumenta progresivamente y se va acumulandoen la zona superior del reservorio magmático, endonde forma una capa de espuma. Cuando la frac-ción de burbujas alcanza valores del orden del 65 al75% (Sparks, 1978 y Gardner et al., 1996) la capade espuma magmática experimenta fragmentación,



dando lugar a una suspensión de gas y gotas delíquido que es la llamada columna eruptiva. Comola fragmentación produce una notable disminuciónde la viscosidad, la velocidad de ascenso de la sus-pensión se incrementa notablemente, de forma talque el sistema partículas de líquido-gas puede llegara alcanzar velocidades de salida de 550 m/s en elcaso de magmas ácidos y de 300 m/s en el de mag-mas básicos (Wilson, 1980).

Tipos de erupciones y depósitos que generan

Es bien sabido que las erupciones volcánicas pre-sentan una variada tipología y que incluso duranteuna misma erupción el estilo de la actividad, y porconsiguiente la naturaleza y el tipo de productosque se generan, puede cambiar en minutos, horas,días o meses8. Sin embargo, se acostumbra a clasifi-car las erupciones en cuatro tipos principales:hawaianas, estrombolianas, vulcanianas y plinianas.

Como han discutido varios autores (ver por ej.,Cas y Wright, 1987) esta nomenclatura generamuchos problemas, pero se encuentra tan arraigadaen la literatura geológica que resulta inamovible.Cuando se utiliza esta sistemática se debe de teneren mente que nos podemos estar refiriendo tanto auna fase de la actividad durante la que el estilo de laerupción es homogéneo, como a aquellas erupcio-nes en las que la fase dominante representa clara-mente uno de estos estilos.

Un ejemplo de lo inadecuado de esta clasifica-ción es que las erupciones hidromagmáticas quedanfuera de la misma. Bajo este término se agrupanaquellas erupciones producidas cuando los magmasbásicos o ácidos interaccionan con el agua, tanto enmedios marinos como continentales. Como seobserva en la llegada de coladas de lava al mar, elcontacto magma-agua no siempre genera fuerteexplosividad. Sin embargo, cuando el agua seencuentra confinada (por ej., en un nivel freático)esta interacción implica la rápida vaporización delagua y por ende una sobrepresión, que da lugar aerupciones de elevada explosividad (equiparables alas de la actividad pliniana), con fuerte fragmenta-ción del magma y la roca encajante. En este tipo deactividad se encuentran las erupciones freatomag-

máticas (cuando el magma entra en contacto con unnivel freático) y las surtseyanas (producidas por laextrusión del magma bajo el mar en niveles relati-vamente someros).

Erupciones hawaianas y estrombolianas

Los magmas basálticos, que tienen temperaturas deerupción de 1.100 a 1.250 °C, viscosidades compren-didas entre 10-102 Pa·s y contenidos en H2O en gene-ral inferiores a 1,5%, forman fuentes de lava incan-descente que alcanzan una altura que sólo excepcio-nalmente sobrepasa los 500 metros, o una pequeñanube eruptiva constituida por piroclastos de tamañoreducido y gas, junto con piroclastos de mucho mayortamaño que siguen trayectorias balísticas.

Las fuentes de lava (frecuentes en Hawaii e Islan-dia de ahí que se conozca a estas erupciones comode tipo hawaiano) resultan de la expulsión de unamezcla de gas y fragmentos de lava a velocidadesdel orden de los 100 m/s (Wilson y Head, 1981). Seforman cuando la velocidad de ascenso del magmaes superior a los 0,5-1 m/s, ya que bajo estas condi-ciones la velocidad de crecimiento de las burbujases muy inferior a la de ascenso del magma. En estetipo de erupciones la mayoría de los fragmentos delava son relativamente grandes (centimétricos amétricos), por lo que pierden poca temperaturadurante su caída y cuando llegan a la superficie seacumulan formando lavas que pueden llegar a viajarlargas distancias. Los piroclastos de menor tamañoque se depositan en los bordes del conducto de sali-da, no llegan lo suficientemente calientes como paraformar lavas desenraizadas, por lo que se acumulanalrededor de la boca eruptiva, dando lugar a conosde spatter o de cinder. Una pequeña fracción puedeincluso depositarse a favor del viento formandomantos de tefra (ver por ej., Head y Wilson, 1989).

Si la velocidad de ascenso del magma es inferior a0,5 m/s las burbujas de gas tienen tiempo para ascen-der, coalescer (lo que da lugar a burbujas que excep-cionalmente llegan a tener varios metros de diáme-tro) y acumularse en la parte superior de la columnade magma. Las explosiones de estas burbujas produ-cen a intervalos casi regulares una nube vertical máso menos rápida (entre 30 y 250 m/s), compuesta poruna mezcla de piroclastos incandescentes y gas. La



8 Por ejemplo, en algunas erupciones consideradas como de tipo estromboliano, las explosiones son tan cercanas en el tiempo quela actividad de la columna eruptiva es continua, como en las erupciones de tipo hawaiano. Asimismo, tiene lugar la extrusión de unrelativamente importante volumen de lavas. Por consiguiente, este tipo de erupciones deben considerarse como transicionalesentre las de tipo hawaiano y estromboliano (Parfitt, 2004).

nube asciende y se expande en sentido horizontalhasta alcanzar una velocidad cero. Al final del perío-do de rápida desaceleración, la mezcla de gas ypequeñas partículas atrapa aire y forma una columnaeruptiva, que se impulsa esencialmente por convec-ción y que llega a alturas cercanas a los 200 m. Enalgún caso excepcional, como por ej., en la erupcióndel Eldfell (en la pequeña isla de Heimaey, Islandia)en 1973, las explosiones individuales eran tan cerca-nas en el tiempo que generaron una pluma eruptivasostenida que alcanzó alturas de 6-10 km (Blackburnet al., 1976). Los grandes fragmentos (mayores de0,2 m de diámetro) de lava arrojados dejan la nubeantes de llegar al final del período de desaceleracióny forman conos de cinder, a menos de 500 m del con-ducto de emisión. A su vez, las partículas más peque-ñas (entre 1 y 50 mm de diámetro) son transportadasen la columna convectiva hasta alturas del orden de200 a 1.000 m, depositándose en un área inferior alos 10 km2 de la boca eruptiva.

Los materiales emitidos en estas erupciones lige-ramente explosivas, conocidas como de tipo estrom-boliano9, se encuentran a menor temperatura que losgenerados en las erupciones de tipo hawaiano, inclu-so antes de la salida de la boca eruptiva. Además,experimentan mayor enfriamiento durante su perma-nencia en la atmósfera que los hawaianos. Por todoello al acumularse sobre la superficie no coalescenni se sueldan, por lo que dan lugar a conos detefra/cinder alrededor del conducto de emisión. Sóloocasionalmente se generan coladas de lava.

Erupciones vulcanianas10

Estas erupciones, que son típicas de estratovolca-nes basáltico-andesíticos y andesíticos, se diferen-cian de otros estilos eruptivos en que generan cortas(segundos a minutos) y pequeñas a moderadasexplosiones, que emiten bombas y bloques a distan-cias del orden de los 5 km. La nube de finas partícu-las de tefra asociada puede alcanzar alturas devarios kilómetros (< 20), especialmente si se for-man por repetidas explosiones. Otra característicade estas erupciones es la formación de ondas dechoque atmosféricas, que se propagan delante de lanube eruptiva a velocidades superiores a la del soni-do (ver por ej., Morrissey y Mastin, 2000).

La idea más ampliamente aceptada es que estaserupciones se generan por el aumento de presiónque los volátiles ejercen al concentrarse y quedaratrapados en el interior del conducto, por encontrar-se éste obstruido por una masa de lava procedentede una erupción anterior o una intrusión superficialprevia (fig. 4). No obstante, también se han pro-



9 Se denominan así porque el volcán Stromboli, que forma una de las islas Eólias, al N de Sicilia, erupciona a intervalos regulares,generando este tipo de actividad.

10 Esta denominación fue propuesta por Mercalli en 1907 para describir las erupciones que tuvieron lugar en la isla de Vulcano (islasEólias o Lípari) entre 1888 y 1890.

Fig. 4.—Desarrollo de una erupción vulcaniana (en Carey, 2005).En la parte inferior se ha esquematizado el proceso de exoluciónde los volátiles y la obstrucción del conducto. En la superior la frag-mentación del magma y de la porción solidificada, la expulsión delmaterial piroclástico y la generación de la nube eruptiva turbulenta.

puesto otras hipótesis para explicar la fuente de losgases: el paso a vapor de aguas subterráneas por elaumento de temperatura que provoca un cuerpomagmático y la violenta mezcla de agua y magma.

Las explosiones que se producen en estas erupcio-nes dan lugar a fragmentos líticos más o menosgrandes, que siguen trayectorias balísticas, así comoa coladas de bloques y cenizas, coladas piroclásticasy depósitos de grano fino de caída. Las coladas debloques 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 depósitosson juveniles y no juveniles, constituyendo frecuen-temente estos últimos una elevada proporción. Loscomponentes juveniles, cuyo tamaño varía desde blo-ques a cenizas, son angulosos, vítreos o cristalinos ypoco o moderadamente vesiculares. El que no pre-senten una buena vesiculación sugiere que los gasesestaban concentrados en la parte superior del conduc-to de emisión, a diferencia de lo que ocurre en otrostipos de erupciones. A su vez, los fragmentos nojuveniles proceden de la masa de lava o del domoque 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 delorden del 4-7% y de CO2 generalmente inferiores al0,25%, 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 estasalcancen un volumen del 75% aproximadamente alos 1,5 km y que a esa profundidad tenga lugar ladisrupción del magma y la dispersión de las partícu-las producidas por la explosión de las burbujas degas (ver por ej., Wilson et al., 1980).

Aunque en estas erupciones conocidas como pli-nianas (en honor de Plinio el Joven, que describió laerupción del Vesubio que produjo la destrucción dePompeya), los fragmentos de magma arrojados tie-nen un amplio rango de tamaño, sin embargo lamayoría de ellos son de granulometría fina. Por estarazón, 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 através del centro emisor (entre 400 y 600 m/s).

En una columna pliniana se pueden distinguirtres regiones diferentes (Sparks, 1986): zona dechorro, zona convectiva y zona de difusión hori-zontal (fig. 5). En la zona de chorro —que típica-mente sólo representa una pequeña fracción deltotal de la columna eruptiva— la mezcla de par-tículas y gas pierde rápidamente su energía cinéticadebido a la gravedad, a la fricción con el aire y a laincorporación de grandes cantidades de aire atmos-férico frío. De la zona de chorro se pasa a una zonamás convectiva en la que se disipa la energía térmi-ca y el aire atrapado es calentado, por lo que ladensidad total de la columna decrece, llegando aser inferior a la de la atmósfera, lo que favorece suascenso como nube convectiva. El techo de estazona viene definido por el nivel de densidad neu-tra, en el que la columna eruptiva tiene la mismadensidad que la de la atmósfera que la envuelve.



Fig. 5.—Desarrollo de una erupción pliniana y diferentes zonasde una columna pliniana (En Carey, 2005). En el esquema sepuede observar la exolución de los volátiles durante su ascensohacia la superficie, la subsecuente fragmentación del magma enuna mezcla de piroclastos y gases y su expulsión al exteriorpara dar lugar a una espectacular columna eruptiva.

Por encima de este nivel la columna continúa suascenso debido a su impulso, hasta una alturamáxima (Ht) en la que se dispersa horizontalmentebajo la influencia de los vientos dominantes. Lacantidad de aire atrapado y el intercambio térmicocon los piroclastos son fundamentales para propor-cionar la flotabilidad necesaria para que la plumaascienda a una gran altura. La máxima altura quepuede llegar a alcanzar una columna eruptiva varíaentre 20 km en las erupciones plinianas menosintensas y 35 km en las más intensas.

Si en el momento en el que la columna eruptivapierde su impulso inicial, ésta es más densa que laatmósfera se produce su colapso. La mezcla depiroclastos y gases se desplaza lateralmente a rasdel 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 lugara coladas piroclásticas son: el contenido en volátilesdel magma, las dimensiones de la boca eruptiva y latasa de masa arrojada (Sparks et al., 1978). Cuantomás alto es el contenido en volátiles del magma,más eficaz será la mezcla de la columna con laatmósfera y más favorable el mantenimiento de lapluma. Para una misma masa arrojada, cuanto máspequeña sea la dimensión de la boca eruptiva máseficaz será, asimismo, la mezcla con aire atmosféri-co y más favorable el mantenimiento de la pluma.Finalmente, si la tasa eruptiva es muy elevada, lacantidad de material presente en la columna serátambién alta, lo que provocará el colapso de lacolumna, incluso si el contenido de volátiles es altoy la boca eruptiva reducida.

Como los volátiles tienden a acumularse en eltecho de la cámara magmática, su contenido dismi-nuye en general durante la erupción. Asimismo, elque todos los depósitos piroclásticos contengan frag-mentos de la roca del conducto indica que el tamañode 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 erupciónpliniana 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 generaciónde los correspondientes flujos piroclásticos en unafase posterior. Dicho de otra forma, las grandeserupciones 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 unsignificativo volumen de ignimbritas, como conse-cuencia de un incremento de la masa de descarga,favorecido por el progresivo aumento del conductode emisión (línea 1 de la fig. 6). A su vez, en unarelativamente pequeña erupción pliniana (con masasde descarga inferiores a 106 kg/s) la columna colapsaal 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 esestable consisten fundamentalmente en depósitos depumitas y cenizas. Estos depósitos caen de la colum-na durante su desplazamiento lateral a favor del vien-to. Típicamente los primeros forman capas de variosmetros de potencia, constituidas por fragmentos depómez, cristales liberados del magma durante lasexplosiones y por fragmentos de rocas preexistentesprocedentes 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 dispersarvarios miles de kilómetros cuadrados.

Los piroclastos plinianos de caída forman depósi-tos en general bien estratificados y clasificados. Se



Fig. 6.—Estabilidad de una columna pliniana en función de lamasa de descarga (MDR), del radio del conducto de emisión, dela velocidad de salida y del contenido en volátiles (en Cioni etal., 2000).

distribuyen arealmente siguiendo pautas elípticas, siel viento sopla en el momento de la erupción, o sub-circulares, si hay ausencia de viento. Su potenciasigue un decrecimiento exponencial con la distanciaal conducto de emisión. Sin embargo, en la zonamás próxima a éste hay un sobreengrosamientorelacionado con la acumulación de material quesigue trayectorias balísticas, así como con la mayorsedimentación piroclástica que se produce en losmárgenes más exteriores de la pluma convectiva.

Como expusimos más arriba, si se produce elcolapso de la columna eruptiva se forman coladaspiroclásticas. Como indican Cas y Wrigh (1987)estas coladas piroclásticas se pueden originar porotros 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, lagran mayoría de las ignimbritas (esto es, de lascoladas piroclásticas en las que los fragmentos depómez son el componente mayoritario, que estáníntimamente relacionadas con la génesis de las

grandes calderas de colapso) se han originado porcolapso de una columna eruptiva.

Las coladas piroclásticas son corrientes de mate-rial volcánico que tienen una alta concentración departículas sólidas (entre las que se encuentran desdecenizas hasta grandes bloques) y menor de gases,que se comportan como un fluido. Se desplazan late-ralmente a gran velocidad sobre la superficie, por loque pueden alcanzar grandes distancias. Su alta con-centración de partículas sólidas y su variada granu-lometría son responsables de que estos depósitostiendan a ser masivos y estén mal clasificados.

En una típica colada piroclástica en movimientose puede diferenciar el flujo principal, que constitu-ye la colada piroclástica propiamente dicha, que vaprecedido por una oleada piroclástica diluida, quedevasta zonas que se extienden decenas a centena-res de metros del flujo principal. A estos dos com-ponentes se les asocia normalmente una nube decenizas acompañante, que puede ascender hasta unaaltura de varios kilómetros, y que está constituidapor partículas y gases extraídos del flujo principal yde las oleadas marginales que se mezclan con laatmósfera. Como en las columnas eruptivas esta-bles, estas plumas acompañantes dan lugar a depó-sitos de caída, que se sedimentan a una considerabledistancia del centro emisor.

Si el material fragmentado durante la erupción esexpulsado lateralmente y no verticalmente, como con-secuencia de la interacción agua-magma, se originauna mezcla turbulenta rica en gases pero con un con-tenido en partículas sólidas reducido, que fluye sobrela 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 esténmejor clasificados que las coladas piroclásticas. Estosdepósitos no sobrepasan unos pocos kilómetros desdesu centro de emisión y además son mucho menosvoluminosos que las coladas piroclásticas.

Otros procesos relacionados con el volcanismo: lahares y destrucciónparcial de los edificios volcánicos

Los lahares y la destrucción parcial de los gran-des edificios volcánicos constituyen dos procesosque, aunque no están necesariamente en conexióndirecta con una erupción, generan depósitos en losque los materiales volcánicos predominan o son susúnicos constituyentes.



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 discretascon 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 lacolumna, y h: colapso continuo de la columna eruptiva.

Lahares

Los lahares (término indonesio con el que seconoce también a los depósitos que se forman poreste proceso) son flujos de derrubios y fango que seproducen en volcanes que alcanzan una elevadaaltura y tienen pendientes pronunciadas. Se generancuando una erupción (fundamentalmente de coladasy oleadas piroclásticas) funde una parte de la nievey el hielo que cubre su cima o desplaza un significa-tivo volumen de agua contenida en el cráter. Enáreas tropicales también se pueden formar por efec-to de las lluvias torrenciales (en este caso se lesdenomina lahares secundarios), sobre todo si unaerupción reciente ha producido abundante materialpiroclástico suelto (ver por ej., Vallance, 2000).

Como insistiremos en la sección siguiente, estosflujos son altamente destructivos. Las elevadas pen-dientes de los volcanes en los que se forman laharesprovocan el que los flujos de derrubios y fango lle-guen a recorrer distancias considerables (raramentesuperiores a los 300 km), a velocidades del orden delos 100 km/h. Además, el estar saturados en aguales permite desplazarse incluso sobre pendientessuaves, por lo que pueden inundar áreas muy aleja-das de su zona de generación.

En la recopilación de lahares relacionados conerupciones históricas llevada a cabo por Major yNewhall (1989), la mayoría de los volcanes que hangenerado estos depósitos se localizan en latitudessuperiores a los 35°, y los que se encuentran a lati-tudes más bajas alcanzan alturas por encima de los4.000 m.

Al comenzar su descenso, la más o menos ingen-te masa de agua existente en el frente del laharpuede incorporar una importante masa de sedimen-tos (típicamente del orden del 60%) y transformarseen un flujo de derrubios. En zonas medias o distaleséste puede pasar a un flujo hiperconcentrado (conmayor contenido en agua y una abundancia de sedi-mentos marcadamente inferior al 60%) y, finalmen-te, convertirse en una corriente de agua que sólotransporta sedimentos de grano fino.

Los depósitos que generan los flujos de derrubiosson masivos, presentan una mala clasificación y, enalgunos casos, son tan compactos y están tan endu-recidos que resulta difícil romperlos. Los fragmen-tos que contienen pueden ser monolitológicos oheterolitológicos y redondeados o angulosos. Losdepósitos monolitológicos son característicos delahares que se han formado por una erupción con-temporánea, mientras que los heterolitológicos son

los que típicamente se forman cuando el mecanismoha sido la fusión de la nieve y el hielo o las intensaslluvias. Por último, su espesor varía desde decenasde centímetros a decenas de metros.

Los depósitos derivados de flujos hiperconcentra-dos muestran una mejor gradación que los genera-dos por flujos de derrubios. Pueden ser masivos,pero usualmente presentan una ligera estratifica-ción. Su espesor varía desde unos pocos centíme-tros a varios metros.

Como señala Vallance (2000) ninguna de lascaracterísticas de los depósitos de lahar permitendistinguirlos claramente de las coladas piroclásticasno soldadas ni de las avalanchas de escombros quedescribiremos a continuación. Ni siquiera la presen-cia de troncos carbonizados y de clastos magnética-mente orientados permite diferenciar con seguridaduna colada piroclástica de un depósito de lahar, yaque si bien la mayoría de estos últimos se han for-mado a temperatura ambiente, algunos lo han hechoa una cierta temperatura.

Destrucción parcial de edificios volcánicos

Los grandes edificios volcánicos pueden experi-mentar el colapso de sus flancos en sus últimosestadios de crecimiento o cuando éste ya se ha com-pletado. Como consecuencia de estos megadesliza-mientos se generan avalanchas de escombros extre-madamente móviles, por lo que descienden a velo-cidades que pueden sobrepasar los 100 km/h yalcanzar distancias de más de 10 km. El volumen deestos depósitos excede usualmente el kilómetrocúbico, si bien no suele sobrepasar el 10% del volu-men del edificio volcánico (Thouret, 1999). Sinembargo, el deslizamiento de El Golfo, en la isla deEl Hierro, representó el 25% del volumen emergidode la isla (Masson et al., 2002). Estos colapsos (queno se conocían hasta que se produjo la destruccióndel flanco norte del volcán Santa Helena durante suerupción de 1980) producen en el edificio volcánicoun entrante en forma de herradura y un escarpe muypendiente con forma de anfiteatro (ver por ej., Sie-bert, 1984 y McGuire, 1996).

La inestabilidad y por ende el colapso de los edi-ficios volcánicos se puede producir por varios fac-tores, unos relacionados con la actividad volcánicay otros sin relación con ésta. Dentro de los del pri-mer grupo se han citado: el emplazamiento demagma en el interior del edificio, la actividad frea-tomagmática, la alteración hidrotermal y la sobre-



carga producida por la acumulación de voluminososdepósitos piroclásticos sobre elevadas pendientes.Dentro del segundo grupo se incluyen la actividadtectónica, la actividad sísmica y, en áreas tropicales,las lluvias torrenciales inducidas por huracanes.

Determinados aspectos estructurales y geomorfo-lógicos pueden favorecer el colapso. Así, volcanesque presentan elevadas pendientes y que mayorita-riamente están constituidos por una alternancia delavas y piroclastos, que tengan extensas zonas alte-radas por procesos hidrotermales y que hayan sidoafectados por la intrusión de un enjambre de diques,tendrán muchas posibilidades de experimentar estosprocesos destructivos.

A diferencia de las pequeñas caídas de rocas quese producen en los grandes volcanes cada pocassemanas, los colapsos se supone que se generan cada100.000 años o más en una misma área (McGuire,1996). Por ejemplo, Masson et al. (2002) calcularonque en las islas Canarias tiene lugar un colapso cada100.000 años en el conjunto del archipiélago y cada300.000 años en una misma isla. Sin embargo, envolcanes con una elevada tasa de efusión de materialvolcánico, como el volcán Augustine en Alaska, seha producido un colapso cada 150-200 años, durantelos últimos 2.000 años (Beget y Kinle, 1992).

La desestabilización parcial de un edificio volcá-nico se puede producir en semanas o meses o desa-rrollarse en miles de años. En general, las rápidasdestrucciones se originan como consecuencia de unevento discontinuo o singular, como por ej., el em-plazamiento de un criptodomo. Por el contrario, laslentas y progresivas destrucciones son el resultadode la acumulación de pequeños procesos, como porej., sucesivas erupciones o el persistente emplaza-miento de diques a lo largo de un sistema de rift(McGuire, 1996).

Estos megadeslizamientos estructurales soncaracterísticos de grandes edificios poligénicos,tanto de áreas continentales (por ej., Etna en Italia,Colima en México) como oceánicas (por ej., Pitónde la Fournaise en la Reunión y El Golfo en El Hie-rro), aunque también son notables los deslizamien-tos producidos en los grandes volcanes en escudo(por ej., Mauna Loa y Kilauea) de las islas Hawaii.

Las avalanchas de escombros muestran unascaracterísticas morfológicas y texturales específicas(ver McGuire, 1996 y Ui et al., 2000). En lo que con-cierne a los aspectos morfológicos la característica

más sobresaliente (y la más diagnóstica para recono-cer estos depósitos) es su topografía con pequeñosmontículos. Estos montículos, que obviamente sonde mayor tamaño en zonas proximales que distales,están constituidos por megabloques [cuyas dimensio-nes varían entre un máximo de 280 m (como uno delos de la avalancha del Mount Shasta) y un mínimode 1 m], rodeados de una matriz de fragmentosmucho más pequeños. Otros caracteres morfológicosa destacar son los muros laterales que se forman enlas zonas distales y el abrupto frente del depósito.

Por lo que respecta a los aspectos texturales, unacaracterística típica es su bimodalidad: bloques ymatriz. Los bloques más grandes derivan del mate-rial que ha sufrido el colapso, mientras que los máspequeños son fragmentos superficiales que han sidoarrastrados por la avalancha. La matriz consiste enuna mezcla de fragmentos volcánicos de pequeñotamaño que proceden de diferentes partes del vol-cán (véase por ej., Ui et al., 2000). Las facies conabundantes bloques dominan en la zona proximal yla facies matriz en la zona distal.

Si el colapso está asociado a actividad eruptiva ointrusiva las avalanchas tienen una litología muyheterogénea, ya que junto a fragmentos del materialjuvenil se encuentran fragmentos de material volcá-nico más antiguo.

Peligrosidad y riesgo volcánico

Las erupciones volcánicas son más infrecuentes ysobre todo generan menos víctimas y daños queotros desastres naturales como los terremotos, lostsunamis o las inundaciones. En efecto, según labase de datos OFDA/CRED de la UniversidadCatólica de Lovaina11, durante el período 1900-2005, el número de terremotos que han dado lugar asituaciones de emergencia ha sido del orden de1.000, el de tsunamis de casi 60 y el de inundacio-nes de casi 3.000 (tabla 1). A su vez, el número deerupciones volcánicas y fenómenos asociados quehan producido algún tipo de impacto en la pobla-ción en el siglo XX, ha sido ligeramente inferior a500 (Witham, 2005). En lo que concierne al númerode víctimas mortales ocasionadas, las diferenciasson mucho más abultadas, ya que los terremotoshan generado casi 2 millones de muertos, los tsuna-mis casi 250.000 y las inundaciones cerca de



11 En esta base de datos sólo se incluyen los eventos que han producido alguno de estos hechos: 10 o más víctimas, al menos100 personas afectadas, solicitud de ayuda internacional y declaración de estado de emergencia.

7 millones (tabla 1), mientras que las erupcionesvolcánicas no han sobrepasado los 100.000 (ta-bla 2), y la mitad de éstos han correspondido a doserupciones, la del Monte Pelé (Martinica) de 1902 yla del Nevado del Ruiz (Colombia) de 1985.

Independientemente de que tanto en la base dedatos de Witham (2005), como en la más antigua deTanguy 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 sien el intervalo considerado hubiera tenido lugar unaerupción del tipo basaltos de inundación. Por otraparte, Chester et al. (2001) piensan que el númerode víctimas generadas por erupciones volcánicas enel siglo XX no fue más alto por la suerte que repre-sentó el que erupciones tan destructivas como la delKatmai de 1912 en Alaska y la del Bezymianny de1955/1956 en Kamchatka tuvieron lugar en regio-nes con una baja densidad de población. Otra razónque explica el relativamente bajo número de vícti-mas durante el siglo pasado es que las epidemias yhambrunas que seguían a las grandes erupciones sehan 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 otrosdesastres naturales, todos los autores que estudianel riesgo volcánico (ver por ej., Chester et al., 2001y Small y Naumann, 2001) piensan que en un futu-ro próximo se puede incrementar notablemente elnúmero de afectados por las erupciones volcánicas,como consecuencia del progresivo aumento depoblación y de urbanización que están experimen-tando algunas de las áreas volcánicas más activas(fig. 8). Las causas por las que la elevada poblacióndel Sudeste de Asia y de América Central se con-centra próxima a los volcanes hay que buscarla enlas ventajas climáticas que proporciona en zonastropicales habitar a una cierta altura, sobre las lade-ras de los volcanes. También en la bien conocidacalidad y fertilidad de los suelos volcánicos para laagricultura, al suministrar las cenizas volcánicasnutrientes que son fácilmente incorporados al suelo.En otras áreas activas, como por ej., Hawaii, Cana-rias e Islandia, la explicación de que cada añoaumente el número de personas que viven en ellas(o el de turistas que las visitan durante más o menoslargas temporadas) hay que buscarla en la bellezade las mismas y, en algunos casos además, en loagradable de su clima.



Tabla 1.—Número de eventos y víctimas producidaspor los más importantes desastres naturales duranteel período 1900-2005 (según CRED, 2006)

Terremotos

Número de sismos Muertos Heridos Afectados

África 68 21.012 59.258 1.655.155América 234 214.789 446.107 24.800.145Asia 461 1.382.064 996.446 68.438.958Europa 217 363.929 135.601 11.984.231Oceanía 38 439 767 88.161

Total 1.018 1.982.233 1.638.179 106.966.650

Deslizamientos (avalanchas y desprendimientos de ladera)

Número dedeslizamientos Muertos Heridos Afectados

África 22 731 56 19.740América 142 20.630 4.809 4.671.598Asia 238 17.344 3.541 6.096.841Europa 80 17.349 731 50.822Oceanía 16 541 52 11.015

Total 498 56.595 9.189 10.850.016

Tsunamis y mareas

Número de eventos Muertos Heridos Afectados

África 5 312 283 111.913América 9 455 2 3.572Asia 35 235.041 41.657 2.371.292Europa 4 2.376 2 2Oceanía 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 39.681.544América 733 100.708 41.795 53.060.511Asia 1.173 6.763.850 1.199.184 2.785.974.299Europa 408 9.230 21.775 14.595.978Oceanía 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 hantenido algún impacto humano y víctimas producidas,durante el período 1900-1999 (según Witham, 2005)

Número de eventos 491Muertos 91.324Heridos 16.013Afectados 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 el12% habita a esta misma distancia de un volcán queha sido activo en los últimos 10.000 años. El habitarcerca de un volcán activo implica no sólo peligropara la vida y destrucción para las propiedades sinoque 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 dominadapor determinados tipos de depósitos volcánicos sepuede generar un nuevo volcán que arroje materia-les completamente diferentes. Sin embargo, lo usuales que los volcanes que se originan en un determi-nado ambiente geodinámico tengan una actividadrelativamente uniforme. Así, como hemos visto, lamayoría de los volcanes asociados a zonas de sub-ducción producen magmas ricos en sílice, con ele-vado contenido en volátiles y alta viscosidad, por loque sus erupciones son altamente explosivas. Por elcontrario, los que se generan en áreas de intraplacason predominantemente basálticos, por lo que danlugar a conos de cinder de pequeño a medianotamaño, lavas relativamente fluidas y mantos delapilli 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 dependede que puedan verse afectadas personas, propiedadese infraestructuras. Teniendo en cuenta estos concep-tos diremos que el volcanismo asociado a zonas desubducción es en general altamente peligroso y, si laerupción tiene lugar en una zona densamente habita-da y/o con infraestructuras, añadiremos que entrañaun elevado riesgo. Por el contrario, diremos que laserupciones que tienen lugar en áreas de intraplacason ligera a moderadamente peligrosas y que repre-sentan un mínimo riesgo para las personas, aunquemás alto para las propiedades e infraestructuras.

Todos los autores coinciden en que de los dife-rentes tipos de materiales emitidos en una erupciónaltamente 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 yel 32% los lahares.

Como se expuso más arriba, las coladas piroclás-ticas consisten de una mezcla de partículas y gasesque circulan a gran velocidad y a temperaturas delorden de los 800 °C. Su volumen, elevada tempera-tura, contenido en gases, así como su gran movili-dad (favorecida por la fluidización del sistema quemantienen en flotación las partículas sólidas porefecto de los gases calientes), explican las letales ydevastadoras consecuencias de estos depósitos. Losedificios, los bosques, los cultivos, etc. son comple-tamente arrasados y quemados y las probabilidadesde supervivencia bajo el impacto de una colada deestas características es prácticamente nula. Además,



Fig. 8.—En la parte superior, selección de algunas de las áreasurbanas más expuestas a una erupción volcánica, en función dela distancia (en km) y de la dirección a la que se encuentran losvolcanes activos más cercanos. En la parte inferior, distancia teó-rica a la que pueden llegar los diferentes productos y fenómenosasociados 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 piroclásticasfue reconocido por primera vez por los científicosen la erupción de 1902 del Monte Pelé (Martinica).Esta erupción destruyó completamente la ciudad deSt. Pierre causando la muerte de más de 30.000 per-sonas. Coladas piroclásticas emitidas por el Vesubioen el año 79 fueron asimismo responsables de lasmuertes 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 materialpiroclástico en repetidas erupciones), localizados enlatitudes superiores a los 35° (o si se encuentran amás bajas latitudes cuando se producen a alturassuperiores a los 4.000 m), por la fusión de la nievey el hielo que recubre permanentemente la cima deaquellos. Los eventos volcánicos que más intensa-mente pueden perturbar las capas de nieve y hieloson las coladas piroclásticas y la fusión basal porerupciones subglaciales, y en menor medida lascoladas de lava superficiales y los piroclastos decaída (ver por ej., Major y Newhall, 1989). Loslahares generados por coladas piroclásticas danlugar a flujos de derrubios y lodo que al deslizarsepor las pronunciadas pendientes de los grandes edi-ficios volcánicos van incorporando parte de losmateriales 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 delos mayores peligros que se pueden presentar a lolargo de los valles de drenaje de un volcán, inclusopara núcleos de población relativamente alejados.

Un ejemplo del poder destructor de estos flujosde lodo y derrubios fue la erupción del Nevado delRuiz (Colombia) en noviembre de 1985. Aunque laerupción fue muy pequeña (se calcula que sólo seemitió un volumen de magma de 0,02 km3), lascoladas piroclásticas y las bombas emitidas fundie-ron varios millones de metros cúbicos de hielo ynieve del glaciar de la cima (el 6% aproximadamen-te del volumen total de hielo y nieve existentes). Lamasa de agua producida provocó la generación deflujos de derrubios y lodo, que en su recorrido haciala base del volcán asoló casi completamente la ciu-dad de Armero, causando la muerte de más de23.000 personas y la destrucción de más de 5.000

casas. Esta tragedia tiene el triste honor de ocupar elsegundo lugar de entre las erupciones volcánicasmás mortíferas que han tenido lugar en el siglo XX.

En áreas tropicales, en las que grandes lluvias yhuracanes son frecuentes, se pueden originar laha-res que no están directamente relacionados con unaerupción, al removilizar el agua el material piroclás-tico no soldado.

Del resto de los productos emitidos en erupcionesaltamente explosivas, las cenizas volcánicas puedenafectar potencialmente a una ingente población, porlas extensas áreas que llegan a cubrir. Estos depósitospueden permanecer en el ambiente por años o déca-das, incluso si las erupciones que los producen son decorta duración. Aunque está muy extendida la idea deque estos productos son muy poco peligrosos, salvopara los recursos agrarios, el ganado (al que se le pue-den producir severos trastornos digestivos por suingestión) y el tráfico aéreo (durante las dos últimasdécadas casi 100 aviones han sufrido daños al atrave-sar nubes de cenizas volcánicas. Véase por ej., Millery Casadevall, 2000), sin embargo desde la erupcióndel Santa Helena en 1980 se han comenzado a estu-diar los efectos que pueden tener sobre la salud de laspersonas respirar estas pequeñas partículas. Los pocostrabajos realizados (ver la reciente síntesis de Horwelly 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 basálticatienen poco riesgo mortal para las personas, peropueden afectar a los cultivos, las propiedades y lasinfraestructuras, llegando incluso a destruirlas. Lospiroclastos 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 númerode muertos que provocan es relativamente reducido.Estos materiales de caída producen buen número deheridos (por colapso de los techos de las casassobrecargados de tefra y por impacto balístico) y elmayor número de personas que pierden su casa ytienen que ser evacuadas (Witham, 2005).

En el pasado algunas de estas erupciones basálti-cas llegaron a producir importantes hambrunas. Unejemplo es la erupción del Lakagígar (Islandia) en1783-1784, 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 demagma de 14-15 km3, de los cuales 0,75 km3 fueron



de tefra. Esta ingente masa de magma (junto con los400-500 millones de toneladas de gases volcánicosarrojados a la atmósfera) causaron una terrible ham-bruna, ya que se dañaron o destruyeron 20 granjas,una extensa área de tierra fértil no pudo ser tempo-ralmente utilizada por la capa de piroclastos que lacubrió, los cultivos subsiguientes fueron pobres y,en algunas áreas, envenenados y mucha agua no eraapta para el consumo. Esta situación redujo lapoblación de la isla un 20% aproximadamente yprovocó la muerte de más del 50% de los animalesdomésticos (Gudmundsson, 1996).

Otro ejemplo, éste más cercano para nosotros, fuela erupción de Lanzarote de 1730-1736. En estaerupción (que con gran diferencia ha sido la de máslarga duración de todas las históricas que han tenidolugar en las islas Canarias) se originaron 30 conosvolcánicos, alineados a lo largo de una fractura de14 km de longitud. Se emitió un volumen de magmade 3 a 5 km3 y las lavas y los productos piroclásticosarrojados cubrieron un 25% aproximadamente de laisla (215 km2). Aunque durante la erupción no seprodujo ninguna muerte, sus efectos fueron devasta-dores, puesto que se destruyeron 26 pueblos y lamayor parte de la tierra más fértil. La hambruna quesubsecuentemente se produjo forzó a la mayoría dela población a abandonar la isla (véase por ej.,Carracedo y Rodríguez-Badiola, 1991).

Obviamente esta erupción redujo la actividad eco-nómica de Lanzarote, hasta ese momento basada fun-damentalmente en la agricultura y en la ganadería, y,además, perturbó notablemente la vida de todos loshabitantes de la isla. Sin embargo, la erupción tam-bién produjo aspectos positivos, que persisten en laactualidad. A su regreso a la isla, los campesinos lan-zaroteños comenzaron a emplear la nueva prácticaagrícola del enarenado, que aumentó considerable-mente el rendimiento de las cosechas. Esta técnicaconsiste en cubrir la tierra fértil con una capa de lapi-lli, para protegerla de las altas temperaturas y atraparla humedad ambiental. En 1974 una cuarta parte dela superficie que fue cubierta por los materialesbasálticos emitidos durante la erupción del siglo XVIII

(esto es, 51 km2) adquirió la categoría de ParqueNacional. Entre otros, este acontecimiento, que nohubiera sido posible de no ocurrir la erupción, harepresentado para Lanzarote un importante beneficioeconómico, ya que el Parque Nacional de Timanfayaes visitado diariamente por miles de turistas.

Finalmente, otro fenómeno relacionado con elvolcanismo (aunque no necesariamente en conexióndirecta con una erupción), que puede ser extremada-mente destructivo, es el colapso de un sector de unedificio volcánico de elevada altura (~ 2.500 m).Como se indicó anteriormente, estos colapsos seproducen por el desmoronamiento de pendientestopográficamente inestables. Las avalanchas deescombros que se generan pueden descender a velo-cidades de más de 100 km/h varias decenas de kiló-metros. Si estos colapsos se producen en conexióncon una erupción o después de intensas lluvias pue-den ser altamente destructivos. Por ejemplo, elcolapso del flanco norte del volcán Santa Helena en1980, que tuvo lugar en presencia de una cámaramagmática superficial, generó un amplio espectrode fenómenos destructivos, ya que, además delcolapso, se formaron coladas piroclásticas, lahares yextensos depósitos piroclásticos de caída.

Cuando estos colapsos tienen lugar en islas oceá-nicas o en volcanes localizados cerca del mar, pue-den generar tsunamis. Estos tsunamis [como losprovocados por otros mecanismos volcánicos (verLatter, 1981)] son mucho menos frecuentes que losasociados a fenómenos sísmicos12 y generalmentetienen poca energía, aunque pueden llegar a ser vio-lentos y destructivos cerca de la fuente (Smith yShepherd, 1996). El área de influencia de los tsuna-mis provocados por colapsos gravitacionales serátanto mayor cuanto más elevadas sean la masa derocas que se desplaza y la velocidad a la que pene-tra en el agua (Latter, 1981).

A pesar de su poder destructivo, en el siglo pasa-do las víctimas mortales producidas por estos desli-zamientos no llegaron a 1.000 (Witham, 2005). Esterelativamente reducido número de víctimas es pro-bablemente consecuencia del corto lapso de tiempoconsiderado en la citada base de datos, ya que,según las estimaciones de Siebert (1984), se produ-cen por término medio cuatro grandes deslizamien-tos por siglo.

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Recibido el 17 de septiembre de 2007Aceptado el 8 de noviembre de 2007



Procesos y riesgos volcánicos

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