Estratovolcán

Mount Rainier, un estratovolcán de 4,392 m (14,411 pies), el punto más alto del estado estadounidense de Washington

Estructura interna expuesta de capas alternas de lava y roca piroclástica en el estratovolcano roto erosionado de Oregon

Un estratovolcán, también conocido como volcán compuesto, es un volcán cónico formado por muchas capas (estratos) de lava endurecida y tefra. A diferencia de los volcanes en escudo, los estratovolcanes se caracterizan por un perfil empinado con un cráter en la cumbre e intervalos periódicos de erupciones explosivas y erupciones efusivas, aunque algunos tienen cráteres en la cumbre que colapsaron llamados calderas. La lava que fluye de los estratovolcanes generalmente se enfría y endurece antes de extenderse lejos, debido a su alta viscosidad. El magma que forma esta lava es a menudo félsico, con niveles altos a intermedios de sílice (como en riolita, dacita o andesita), con cantidades menores de magma máfico menos viscoso. Los flujos extensos de lava félsica son poco comunes, pero han viajado hasta 15 km (9 mi).

Los estratovolcanes a veces se denominan volcanes compuestos debido a su estructura estratificada compuesta, construida a partir de emanaciones secuenciales de materiales en erupción. Se encuentran entre los tipos más comunes de volcanes, en contraste con los volcanes en escudo menos comunes. Dos ejemplos famosos de estratovolcanes son el Krakatoa en Indonesia, conocido por su catastrófica erupción en 1883, y el Vesubio en Italia, cuya catastrófica erupción en el año 79 d. C. enterró las ciudades romanas de Pompeya y Herculano. Ambas erupciones cobraron miles de vidas. En los tiempos modernos, el monte St. Helens en el estado de Washington, EE. UU., y el monte Pinatubo en Filipinas han entrado en erupción de forma catastrófica, pero con menos muertes.

La existencia de estratovolcanes en otros cuerpos del Sistema Solar no ha sido demostrada de manera concluyente. Una posible excepción es la existencia de algunos macizos aislados en Marte, por ejemplo el Zephyria Tholus.

Creación

Sección transversal de la zona de subducción y los estratovolcanos asociados

Los estratovolcanes son comunes en las zonas de subducción, formando cadenas y agrupaciones a lo largo de los límites de la tectónica de placas donde la corteza oceánica se dibuja debajo de la corteza continental (vulcanismo de arco continental, p. ej., Cordillera de las Cascadas, Andes, Campania) u otra placa oceánica (vulcanismo de arco insular, p. ej., Japón)., Filipinas, Islas Aleutianas). El magma que forma los estratovolcanes asciende cuando el agua atrapada tanto en los minerales hidratados como en la roca basáltica porosa de la corteza oceánica superior se libera en el manto rocoso de la astenosfera por encima de la losa oceánica que se hunde. La liberación de agua de los minerales hidratados se denomina "deshidratación" y ocurre a presiones y temperaturas específicas para cada mineral, a medida que la placa desciende a mayores profundidades. El agua liberada de la roca reduce el punto de fusión de la roca del manto suprayacente, que luego se derrite parcialmente, se eleva (debido a su menor densidad en relación con la roca del manto circundante) y se acumula temporalmente en la base de la litosfera. Luego, el magma sube a través de la corteza, incorporando rocas de la corteza ricas en sílice, lo que lleva a una composición intermedia final. Cuando el magma se acerca a la superficie superior, se acumula en una cámara de magma dentro de la corteza debajo del estratovolcán.

Los procesos que desencadenan la erupción final siguen siendo una cuestión para futuras investigaciones. Los posibles mecanismos incluyen:

• Diferenciación magma, en la que el magma más ligero y rico en sílice y volatiles como agua, halógenos y dióxido de azufre se acumulan en la parte superior de la cámara magma. Esto puede aumentar dramáticamente las presiones.

• Cristalización fraccional del magma. Cuando minerales anhídricos como feldspar cristalizan fuera del magma, esto concentra volatiles en el líquido restante, que puede conducir a segundo hirviendo que hace que una fase de gas (dióxido de carbono o agua) se separe del magma líquido y aumente las presiones de la cámara magma.

• Inyección de magma fresco en la cámara magma, que mezcla y calienta el magma más fresco ya presente. Esto podría forzar volatiles fuera de la solución y bajar la densidad del magma más fresco, ambos que aumentan la presión. Hay pruebas considerables para mezclar magma justo antes de muchas erupciones, incluyendo cristales olivinos ricos en magnesio en lava silílica recién erupta que no muestran ningún rim de reacción. Esto es posible sólo si la lava se erupcionó inmediatamente después de mezclarse ya que olivine reacciona rápidamente con magma silico para formar un borde de piroxeno.

• La fusión progresiva de la roca del país circundante.

Estos desencadenantes internos pueden verse modificados por desencadenantes externos, como el colapso del sector, los terremotos o las interacciones con las aguas subterráneas. Algunos de estos disparadores funcionan solo en condiciones limitadas. Por ejemplo, el colapso del sector (donde parte del flanco de un volcán se derrumba en un deslizamiento de tierra masivo) puede desencadenar la erupción solo de una cámara de magma muy poco profunda. La diferenciación de magma y la expansión térmica también son ineficaces como desencadenantes de erupciones de cámaras de magma profundas.

Cualquiera que sea el mecanismo preciso, la presión en la cámara de magma aumenta hasta un punto crítico donde el techo de la cámara de magma se fractura y el contenido de la cámara de magma encuentra un camino hacia la superficie a través del cual entrar en erupción.

Peligros

Monte Etna en la isla de Sicilia, en el sur de Italia

Monte Fuji en Honshu (top) y Monte Unzen en Kyushu (abajo), dos de los estratovolcanos de Japón

En la historia registrada, las erupciones explosivas en la zona de subducción (límite convergente) de los volcanes han representado el mayor peligro para las civilizaciones. Los estratovolcanes de la zona de subducción, como el monte St. Helens, el monte Etna y el monte Pinatubo, suelen entrar en erupción con fuerza explosiva: el magma es demasiado rígido para permitir el escape fácil de los gases volcánicos. Como consecuencia, las tremendas presiones internas de los gases volcánicos atrapados permanecen y se entremezclan en el magma pastoso. Tras la ruptura de la ventilación y la apertura del cráter, el magma se desgasifica explosivamente. El magma y los gases salen disparados a gran velocidad y con toda su fuerza.

Desde 1600 EC, casi 300.000 personas han muerto a causa de las erupciones volcánicas. La mayoría de las muertes fueron causadas por flujos piroclásticos y lahares, peligros mortales que a menudo acompañan a las erupciones explosivas de los estratovolcanes de la zona de subducción. Los flujos piroclásticos son mezclas incandescentes rápidas, similares a avalanchas, que barren el suelo, de escombros volcánicos calientes, cenizas finas, lava fragmentada y gases sobrecalentados que pueden viajar a velocidades superiores a 160 km/h (100 mph). Alrededor de 30.000 personas murieron a causa de los flujos piroclásticos durante la erupción de 1902 del Monte Pelée en la isla de Martinica en el Caribe. Durante marzo y abril de 1982, tres erupciones explosivas de El Chichón en el Estado de Chiapas, en el sureste de México, provocaron el peor desastre volcánico en la historia de ese país. Las aldeas dentro de los 8 km (5 mi) del volcán fueron destruidas por los flujos piroclásticos, matando a más de 2000 personas.

Los volcanes de dos décadas que entraron en erupción en 1991 brindan ejemplos de los peligros de los estratovolcanes. El 15 de junio, el Monte Pinatubo arrojó una nube de cenizas a 40 km (25 mi) en el aire y produjo enormes oleadas piroclásticas e inundaciones de lahares que devastaron una gran área alrededor del volcán. Pinatubo, ubicado en el centro de Luzón, a solo 90 km (56 mi) al oeste-noroeste de Manila, estuvo inactivo durante seis siglos antes de la erupción de 1991, que se ubica como una de las erupciones más grandes del siglo XX. También en 1991, el volcán Unzen de Japón, ubicado en la isla de Kyushu, a unos 40 km (25 mi) al este de Nagasaki, despertó de su letargo de 200 años para producir un nuevo domo de lava en su cumbre. A partir de junio, el colapso repetido de este domo en erupción generó flujos de ceniza que barrieron las laderas de la montaña a velocidades de hasta 200 km/h (120 mph). Unzen es uno de los más de 75 volcanes activos en Japón; una erupción en 1792 mató a más de 15,000 personas, el peor desastre volcánico en la historia de la nación.

La erupción del Monte Vesubio en el año 79 sofocó por completo las antiguas ciudades cercanas de Pompeya y Herculano con gruesos depósitos de oleadas piroclásticas y flujos de lava. Aunque el número de muertos se ha estimado entre 13.000 y 26.000 personas, el número exacto aún no está claro. Vesubio es reconocido como uno de los volcanes más peligrosos del mundo, debido a su capacidad para erupciones explosivas poderosas junto con la alta densidad de población del área metropolitana circundante de Nápoles (con un total de aproximadamente 3,6 millones de habitantes).

Ceniza

Manta similar a la nieve de los depósitos de cenizas del Monte Pinatubo en un estacionamiento en la base aérea Clark (15 de junio de 1991)

Además de afectar potencialmente al clima, las nubes volcánicas de las erupciones explosivas representan un grave peligro para la aviación. Por ejemplo, durante la erupción de Galunggung en Java en 1982, el vuelo 9 de British Airways voló hacia la nube de cenizas, lo que provocó una falla temporal del motor y daños estructurales. Durante las últimas dos décadas, más de 60 aviones, en su mayoría aviones comerciales, han resultado dañados por encuentros en vuelo con ceniza volcánica. Algunos de estos encuentros han resultado en la pérdida de potencia en todos los motores, lo que ha requerido aterrizajes de emergencia. Afortunadamente, hasta la fecha no se han producido accidentes debido a aviones a reacción que volaron hacia cenizas volcánicas. Las caídas de ceniza son una amenaza para la salud cuando se inhalan y la ceniza también es una amenaza para la propiedad con suficiente acumulación. Una acumulación de 30 cm (12 in) es suficiente para provocar el derrumbe de la mayoría de los edificios. Densas nubes de ceniza volcánica caliente pueden ser expulsadas debido al colapso de una columna eruptiva, o lateralmente debido al colapso parcial de un edificio volcánico o domo de lava durante erupciones explosivas. Estas nubes pueden generar devastadores flujos piroclásticos o oleadas, que pueden barrer todo a su paso.

Lava

Volcán Maya extruyendo flujos de lava durante su erupción el 29 de diciembre de 2009

Los flujos de lava de los estratovolcanes generalmente no son una amenaza importante para los humanos o los animales porque la lava altamente viscosa se mueve lo suficientemente lento como para que todos huyan del camino del flujo. Los flujos de lava son más una amenaza para la propiedad. Sin embargo, no todos los estratovolcanes expulsan lava viscosa y pegajosa. Nyiragongo es muy peligroso porque su magma tiene un contenido de sílice inusualmente bajo, lo que lo hace bastante fluido. Las lavas fluidas se asocian típicamente con la formación de volcanes de escudo ancho como los de Hawái, pero Nyiragongo tiene pendientes muy empinadas por las que la lava puede fluir a una velocidad de hasta 100 km/h (60 mph). Los flujos de lava podrían derretir el hielo y los glaciares que se acumularon en el cráter del volcán y las laderas superiores, generando flujos de lahar masivos. En raras ocasiones, la lava generalmente fluida también podría generar fuentes de lava masivas, mientras que la lava de mayor viscosidad puede solidificarse dentro del respiradero, creando un tapón volcánico que puede provocar erupciones altamente explosivas.

Bombas volcánicas

Las bombas volcánicas son rocas ígneas extrusivas que van desde el tamaño de libros hasta pequeños automóviles, que son expulsadas explosivamente de los estratovolcanes durante sus fases eruptivas climáticas. Estas "bombas" puede viajar a más de 20 km (12 mi) del volcán y presentar un riesgo para los edificios y los seres vivos mientras se dispara a velocidades muy altas (cientos de kilómetros/millas por hora) por el aire. La mayoría de las bombas no explotan por sí mismas al impactar, sino que llevan suficiente fuerza para tener efectos destructivos como si explotaran.

Lahar

Los lahares (término javanés para flujos de lodo volcánico) son mezclas de desechos volcánicos y agua. Los lahares generalmente provienen de dos fuentes: la lluvia o el derretimiento de la nieve y el hielo por elementos volcánicos calientes, como la lava. Dependiendo de la proporción y la temperatura del agua con respecto al material volcánico, los lahares pueden variar desde flujos espesos y pegajosos que tienen la consistencia del concreto húmedo hasta inundaciones espesas y de flujo rápido. A medida que los lahares inundan las laderas empinadas de los estratovolcanes, tienen la fuerza y la velocidad para aplastar o ahogar todo a su paso. Las nubes de ceniza caliente, los flujos de lava y las oleadas piroclásticas expulsadas durante la erupción del Nevado del Ruiz en 1985 en Colombia derritieron la nieve y el hielo en la cima del volcán andino de 5.321 m (17.457 pies) de altura. El lahar resultante inundó la ciudad de Armero y los asentamientos cercanos, matando a 25.000 personas.

Efectos sobre el clima y la atmósfera

Erupción paluweh vista desde el espacio

Según los ejemplos anteriores, mientras que las erupciones de Unzen han causado muertes y daños locales considerables en el pasado histórico, el impacto de la erupción del Monte Pinatubo en junio de 1991 fue global. Se registraron temperaturas ligeramente más frías de lo habitual en todo el mundo, con puestas de sol brillantes y amaneceres intensos atribuidos a las partículas; esta erupción arrojó partículas a lo alto de la estratosfera. Los aerosoles que se formaron a partir del dióxido de azufre (SO₂), dióxido de carbono (CO₂) y otros gases se dispersaron por todo el mundo. La masa de SO₂ en esta nube (alrededor de 22 millones de toneladas) combinada con agua (tanto de origen volcánico como atmosférico) formó gotitas de ácido sulfúrico, impidiendo que una parte de la luz solar llegara a la troposfera y al suelo. Se cree que el enfriamiento en algunas regiones fue de hasta 0,5 °C (0,9 °F). Una erupción del tamaño del Monte Pinatubo tiende a afectar el clima durante algunos años; el material inyectado en la estratosfera cae gradualmente en la troposfera, donde es arrastrado por la lluvia y la precipitación de nubes.

Un fenómeno similar, pero extraordinariamente más poderoso, ocurrió en abril de 1815 con la catastrófica erupción del monte Tambora en la isla de Sumbawa en Indonesia. La erupción del Monte Tambora es reconocida como la erupción más poderosa en la historia registrada. Su nube de erupción redujo las temperaturas globales hasta en 3,5 °C (6,3 °F). En el año siguiente a la erupción, la mayor parte del hemisferio norte experimentó temperaturas mucho más bajas durante el verano. En partes de Europa, Asia, África y América del Norte, 1816 fue conocido como el "año sin verano", lo que provocó una crisis agrícola considerable y una hambruna breve pero amarga, que generó una serie de angustias en todo el mundo. gran parte de los continentes afectados.

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