Erupciones Estrombolianas

    Erupción Estromboliana en el volcán Villarrica, 2 de Marzo de 2015. Fuente: Martini Fotografía.

     

    Extracto de: Romero, J.E., Bustillos, J.E., Viramonte, J.G., 2015. Los depósitos de caída de tefra: Una breve revisión sobre su cuantificación y análisis para la clasificación de erupciones volcánicas explosivas, con ejemplos Latinoamericanos. Pyroclastic Flow, vol. 5, no. 1, 1-33.

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    Las erupciones Estrombolianas consisten en explosiones discretas intermitentes que eyectan piroclastos a decenas de cientos de metros de altura (p.ej. Walker, 1973; Chuet et al, 1974; McGetchin et al., 1974; Blackburn et al., 1976; Heiken, 1978; Francis y Oppenheimer, 2004; Patrick et al., 2007). Éstas comienzan usualmente como una erupción fisural de carácter hawaiiano, o alternativamente, con una explosión magmática de tipo Vulcaniano (Vergniolle y Mangan, 2000). Aunque suelen ser erupciones de corta duración y las plumas eruptivas son de poca altura, ocasionalmente se pueden observar columnas eruptivas que sobrepasan los 10 km de altura sobre el nivel del cráter y que se mantienen sostenidas debido a erupciones consecutivas (Parfitt, 2003). En este caso se las denomina Estrombolianas Violentas, (McDonald 1972; Walker, 1973).

    Las explosiones individuales eyectan normalmente entre 0.01 a 50 m³ de piroclastos y las tasas de descarga son variables, desde 104 a 106 kg/s (Houghton y Gonnerman, 2008). Los materiales más gruesos, en las zonas proximales, generalmente edifican conos de escoria  cuando la actividad eruptiva es prolongada, que pueden alcanzar cientos de metros de altura. Es común observar depósitos de salpicaduras de lava, bombas y bloques muy cerca del conducto  y depósitos escoriáceos en zonas de media distancia. Los miembros proximales y distales de los depósitos de caída pueden presentar además importante estratificación con intercalación de capas de lapilli y ceniza debido a cambios breves del estilo eruptivo y variabilidad de la dispersión de la tefra, mientras que los componentes juveniles presentan variaciones de vesicularidad y cristalinidad (Heiken, 1978; Taddeucci et al., 2004; Pioli et al., 2008) .

    Erupciones Estrombolianas de corta duración, alimentadas por magmas basálticos, como las observadas en el volcán Llaima en Mayo de 1994 (Moreno y Fuentealba, 1994) han eyectado piroclastos tamaño ceniza fina a lapilli, compuesto por escoria negra y escoria rojiza vítrea de morfología angulosa, vidrio volcánico, cristales de plagioclasa, olivino y óxidos de hierro y titanio.

    Como ejemplo de erupciones Estrombolianas sostenidas en el tiempo formadoras de conos de tefra, un caso emblemático y bien registrado en Sudamérica, es el de la erupción del volcán Navidad (Andes del Sur, 38°22' S) en 1988-89. Tanto la evolución del ciclo eruptivo como también las características del material eyectado fueron ampliamente estudiadas por Moreno y Gardeweg (1989), correspondiendo este último a: 1) Ceniza compuesta mayoritariamente por escorias irregulares, con baja proporción de cristales; 2) Lapilli compuesto por escorias subesféricas a irregulares, con escasos líticos accidentales y accesorios; 3) Bombas y incluso métricas, abundantes cerca (<2km) del  conducto, con morfologías fusiformes, subesféricas achatadas, trenzadas e irregulares y aplanadas; 4) Bloques muy escasos de carácter accidental y accesorio.

    Depósitos proximales de hasta 10 m de espesor y cuyas isopacas de 10 cm cubren hasta 16 km2 han sido reportados por Walker (1973), siendo erupciones Estrombolianas con inusitada violencia que, para casos históricos como el de la erupción del Paricutin (Michoacán, México, 19°23'N) en 1943-1952, (Flores, 1944; Krauskopf, 1948; Wilcox, 1954) reúnen varias características como altas (≥2 km) columnas eruptivas, actividad explosiva y efusiva de forma simultánea, depósitos de tefra más voluminosos que las efusiones de lava, lapilli y tefra de alta vesicularidad, entre otras (Pioli et al., 2008).

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