Pel seu interès, reproduïm aquest nou fragment de la monografia Estimats volcans. El vulcanisme, del Pacífic a la Garrotxa (Mètode, 2018). Els seus autors són Arnau Folch i Duran, Joan Martí i Molist i Llorenç Planagumà i Guàrdia. La monografia número 9 de Mètode es troba disponible a través del Servei de Publicacions de la UV.
Una erupció volcànica no és res més que la culminació que es produeix quan un magma arriba a la superfície terrestre. El principal desencadenant d’una erupció és l’increment de pressió del magma dins de la cambra i/o del conducte volcànic (dic) per sobre de la pressió de confinament de la roca. Aquest augment de la pressió pot deure’s a dues causes que poden actuar de manera aïllada o conjunta. La primera d’elles és l’entrada de nou magma dins de la cambra o conducte: aquesta és la causa de la majoria d’erupcions. La segona és el progressiu increment de la fracció de volàtils en el líquid magmàtic a mesura que aquest es va refredant i cristal·litzant, o bé ascendint cap a zones més superficials amb menor pressió litostàtica. En qualsevol cas, si s’arriba a condicions de saturació, els volàtils se separen del líquid i formen gas que augmenta la pressió dins del reservori o conducte. La solubilitat de les espècies minerals volàtils en el magma depèn de la pressió externa (com menys pressió, menys solubilitat), però també de la seva concentració i, en menor mesura, de la temperatura (com més temperatura, menys solubilitat). Altres causes que poden provocar una erupció volcànica, en certa manera relacionades amb les anteriors, són l’excitació sísmica del magma i de les bombolles de gas, o la depressurització de la cambra a causa d’un moviment tectònic.
Sigui quina sigui la causa de l’increment de pressió dins de la cambra magmàtica, en els estadis inicials, aquesta tendirà a reequilibrar–se amb el seu entorn mitjançant l’obertura de fractures (injecció de dics) o bé deformant les roques del voltant de la cambra. Si l’excés de pressió no pot relaxar–se totalment mitjançant aquests dos mecanismes, pot ocórrer que una fractura amb magma es propagui fins a la superfície, i doni lloc a una erupció volcànica que finalitzarà en restablir-se novament l’equilibri mecànic del sistema quan part del magma de la cambra hagi estat expulsat a l’exterior. Típicament, la fracció de magma expulsat durant una erupció és de menys del 10 % del volum de la cambra. Quan l’erupció cessa, el magma que queda a la cambra pot continuar refredant–se i evolucionar cap a noves composicions. Si passat un cert temps s’assoleixen novament les condicions de sobrepressió, aleshores pot ocórrer un altre episodi eruptiu. El temps transcorregut entre erupcions es coneix com a període de repòs, i pot anar des d’uns pocs fins a milers d’anys depenent de la naturalesa del volcà i de la taxa de fusió en el mantell que, en última instància, regula les aportacions de nou magma al sistema.
«Típicament, la fracció de magma expulsat durant una erupció és de menys del 10 % del volum de la cambra»
Els mecanismes de fusió, ascens i diferenciació dels magmes que hem vist fins ara són els objectius de la petrologia. Per contra, l’estudi dels mecanismes eruptius i, especialment, de tots els aspectes dinàmics que configuren una erupció, són l’objectiu principal de la vulcanologia moderna, juntament amb la vigilància de volcans. Segons quins siguin aquests mecanismes, els productes derivats d’una erupció volcànica poden ser molt diferents, igual que els seus riscs associats. Les erupcions més violentes fragmenten el magma i les parets del conducte volcànic i arrosseguen a l’exterior, juntament amb els gasos volcànics, tots aquests fragments, l’acumulació dels quals dóna lloc als dipòsits piroclàstics. En les erupcions no explosives, per contra, té lloc una sortida continuada de magma en forma de colades de lava o doms. Tant les colades de lava com els dipòsits piroclàstics poden presentar diverses varietats en funció dels mecanismes eruptius que els originen, els quals dependran de les condicions fisicoquímiques del magma i del seu entorn.
Tradicionalment, les erupcions volcàniques es classificaven atenent a tipologies pròpies de volcans concrets i assumint que altres es comportaven de forma similar. Així, es feien servir termes com volcà hawaià, peleà, vulcanià, estrombolià, etc., que designaven un dinamisme eruptiu concret i diferent per a cada tipus de volcà. Aquests noms se segueixen usant avui en dia, si bé amb un significat una mica diferent. En l’actualitat, es refereixen a estils eruptius o, més concretament, a fases eruptives que poden donar-se fins i tot en una mateixa erupció, depenent d’una sèrie de factors que analitzarem més endavant. Així doncs, aquests mecanismes eruptius no són propis d’un tipus particular de volcà, sinó que poden donar–se en volcans inicialment molt diferents. També s’ha superat l’antiga creença que un tipus particular d’erupció obeïa a una composició particular de magma. Ben al contrari, avui en dia sabem que magmes tan diversos com un basalt o una riolita poden tots dos generar colades de lava o erupcions altament explosives, depenent del seu contingut en gasos, de la velocitat amb què aquests s’alliberen del magma, o de les taxes d’emissió i recàrrega. En definitiva, avui en dia es considera que els tipus eruptius formen un espectre continu que depèn de les variacions en les propietats físiques i químiques dels magmes, de les característiques del seu entorn geològic, o fins i tot de condicions ambientals, i que diverses tipologies eruptives poden entreseguir–se durant una mateixa erupció.
Les erupcions volcàniques, com els terratrèmols, poden classificar-se atenent a la seva magnitud, que és una mesura de l’energia total alliberada. La magnitud d’una erupció es mesura pel volum (o massa) total de magma que s’ha emès, expressat en quilòmetres o metres cúbics. Si combinem la magnitud amb el grau d’explosivitat i l’alçada de la columna eruptiva que generalment acompanya les erupcions, podem generar una escala de 0 a 8 que anomenem índex d’explosivitat volcànica (VEI, en les seves sigles en anglès), que ens permetrà comparar erupcions de diferent grandària i explosivitat. Un altre paràmetre que es fa servir sovint per descriure les erupcions volcàniques és la intensitat o taxa eruptiva, que és la massa de magma expulsat per unitat de temps.
Activitat efusiva
La condició principal perquè es produeixi una fase eruptiva efusiva és que l’erupció no sigui explosiva, és a dir, que els gasos dissolts en el fos magmàtic no se separin d’aquest per mitjà d’una explosió. En principi, només alguns magmes màfics tenen una proporció en volàtils prou baixa com per a causar erupcions totalment efusives. Això es deu, simplement, a la falta de gasos dissolts. No obstant això, magmes inicialment més rics (o fins i tot molt rics) en volàtils també poden donar lloc a fases efusives si prèviament s’ha produït un procés de desgasificació suficient per a impedir l’augment de pressió del gas dins del conducte volcànic. Això pot succeir si hi ha una sortida directa dels gasos a mesura que aquests se separen del líquid magmàtic (progressivament a través de la boca d’emissió, mitjançant fumaroles o, més ràpidament, a través d’erupcions de vapor), o bé si ocorre una fase explosiva prèvia durant la qual s’escapen la majoria dels gasos continguts en el magma.
«En alguns casos, la viscositat del magma és tan alta que la lava no està en condicions de fluir a certa distància de la boca d’emissió»
Els productes més característics de les fases efusives són les colades de lava. La dinàmica de les colades de lava depèn de la viscositat inicial del magma i de la seva variació durant el recorregut (és a dir, del seu refredament), del volum de material que està fent erupció, del pendent topogràfic de l’edifici volcànic, i del medi en el qual s’emplacen. Les laves màfiques, com ara els basalts, acostumen a ser molt fluides i poden donar lloc a colades de gran extensió. Per contra, les laves derivades de magmes fèlsics, com riolites i dacites, són molt més viscoses i normalment s’acumulen sobre la mateixa boca d’emissió; així, poden formar doms o colades de molt escàs recorregut que, en els casos més extrems, poden extrudir pràcticament solidificades i originar pitons o agulles.
En les fases efusives, la sortida del magma des del centre emissor pot ser tranquil·la, en forma d’emanació lenta i contínua de magma, o pot ser més espectacular i formar fonts de magma (fire fountaining) que poden assolir altures de centenars de metres. La caiguda a terra del material de les fonts de lava pot generar fragments d’escòria ja freda o, si aquests estan encara suficientment calents, poden soldar–se entre ells, i formar un aglutinat o spatter al voltant del centre emissor que, a mesura que arriba a una massa crítica, pot començar a fluir pendent avall com un flux de lava.
Quan el magma fa erupció en un medi subaeri, la radiació és inicialment el mecanisme més important de pèrdua de calor a altes temperatures. Aquest fenomen disminueix ràpidament la temperatura de la superfície de la colada de lava, fet que es tradueix en un augment de la viscositat i en una disminució en la velocitat del flux: apareixen així fragments de lava refredada sobre la superfície. A mesura que aquests fragments sòlids van caient pels costats de la colada, es comença a formar a banda i banda d’aquesta un dic natural o levée que limita l’amplada les colades de lava i les aïlla tèrmicament.
Aquest procés fa que la lava es canalitzi pel vessant del volcà i segueixi un mateix camí durant llargs períodes de temps. El desenvolupament continu d’una crosta a la superfície de la colada de lava pot arribar a aïllar l’interior del flux de lava de l’atmosfera i, una vegada format el tub, la lava hi continuarà fluint per l’interior. El confinament de lava en aquests tubs sota de la superfície és un mecanisme eficaç per augmentar el seu recorregut màxim des del centre emissor.
Les colades de lava basàltiques presenten dos tipus de morfologies superficials principals: aa i pahoehoe. Les laves aa (també anomenades sovint malpaís) són el tipus més comú i consisteixen en fluxos de lava que presenten una superfície aspra i irregular formada per petits fragments i blocs que s’originen pel trencament continuat de la crosta superficial ja refredada quan la lava encara segueix en moviment. De vegades, aquesta fragmentació afecta la totalitat de la colada, des del sostre fins a la base. Quan aquests fragments són de grans proporcions, la lava es distribueix en blocs. Per contra, les colades de lava de morfologia pahoehoe es caracteritzen per tenir una superfície molt més suau o llisa, que de vegades està arrugada o plegada (laves cordades). Aquestes arrugues són perpendiculars a la direcció del flux i s’originen per l’existència de petites turbulències dins de la colada. En alguns casos, s’observa que les colades de lava comencen com pahoehoe i posteriorment experimenten una transició cap al tipus aa. Els magmes viscosos com les andesites o les dacites presenten una mobilitat més limitada, de manera que les colades de lava resultants tendeixen a ser més gruixudes i de menor extensió que en cas de les basàltiques, així com a donar morfologies en blocs o escoriàcies. En alguns casos, la viscositat del magma és tan alta que la lava no està en condicions de fluir a certa distància de la boca d’emissió, així que s’acumula sobre la mateixa i forma doms o agulles. Finalment, l’emplaçament subaquàtic de magma pot produir diferents tipus de colades de lava que reflecteixen un refredament més eficient en comparació amb el de les laves emplaçades en ambient subaeri. El tipus més comú són les laves en coixí (pillow laves), consistents en masses de lòbuls interconnectats i que presenten morfologies esfèriques o ovalades.
Activitat explosiva
Quan un magma se sobresatura de volàtils, ja sigui per una disminució de la pressió externa o per un augment del grau de cristal·lització durant el seu refredament en un reservori magmàtic, aquests components comencen a separar–se de la fase líquida i formen bombolles de gas. Un cop nucleades, les bombolles de gas creixen per diversos mecanismes com la difusió d’espècies volàtils del líquid cap a les bombolles, la descompressió en ascendir cap a nivells més superficials –si la pressió interna de la cambra decreix–, o la coalescència de bombolles (quan s’ajunten unes amb les altres) en incrementar el nombre d’aquestes. No obstant això, la mida de les bombolles de gas no pot créixer indefinidament, de forma que s’arriba a un punt en el qual les bombolles interaccionen entre elles, fragmenten el magma i el transformen en una fase contínua de gas amb fragments dispersos de líquid i cristalls. Aquest procés de fragmentació del magma ocorre molt ràpidament quan s’obre el conducte volcànic i el magma queda exposat a la superfície, sotmès a una diferència de pressió molt gran respecte a l’atmosfèrica. Això fa que es creï un gradient de pressions entre el fons del conducte volcànic i l’exterior que accelera el procés de fragmentació i empeny el magma fragmentat cap a la superfície a gran velocitat, amb la qual cosa es forma un jet que alimenta una columna eruptiva.
La quantitat de gas que s’expandeix i que fragmenta el magma durant el seu ascens dins del conducte volcànic determina la intensitat de l’erupció; és a dir, la massa de material que s’allibera per unitat de temps, així com l’alçada de la columna eruptiva resultant, que pot variar des d’uns pocs a desenes de quilòmetres. Les fases explosives es denominen segons la intensitat eruptiva que les caracteritza, i bàsicament diferenciem de menor a major intensitat entre fases estrombolianes, més pròpies de magmes bàsics poc rics en gasos; fases vulcanianes, sovint associades a magmes intermedis o més diferenciats, i fases plinianes, que són les més violentes i estan majoritàriament associades a magmes evolucionats molt rics en gasos. Així doncs, les fases més explosives s’associen a magmes més evolucionats, típicament de composició dacítica o riolítica, característiques de les zones de subducció o dels punts calents continentals.
En les fases eruptives explosives, la baixa resistència de les roques que formen les parets del conducte volcànic, generalment molt fracturades, així com les elevades pressions de sortida dels gasos i piroclasts, faciliten l’erosió del conducte volcànic. Si es produeix una disminució important en el contingut en gasos del magma o un eixamplament sobtat de la boca de sortida, la columna eruptiva pot no ser estable, i aleshores col·lapsar i donar lloc a la formació de colades piroclàstiques. Els mecanismes principals que controlen la formació d’una columna eruptiva són, d’una banda, l’expansió dels gasos magmàtics que regula la quantitat de moviment que s’injecta a l’atmosfera i, de l’altra, el procés convectiu que s’instal·la a l’interior de la columna quan l’aire circumdant hi queda atrapat i s’escalfa, amb la qual cosa s’expandeix i fa disminuir la densitat de la columna, el que ajuda a la seva flotabilitat i creixement vertical. Aquest procés anirà millor com més eficient sigui la transferència de calor des dels piroclasts i gasos magmàtics cap a l’aire atmosfèric.
Com el cava…
El procés eruptiu explosiu el podem visualitzar a través d’un model anàleg que tots coneixem bastant bé: el d’obrir una ampolla de cava o d’una beguda gasosa. En el cas del cava, el líquid dins l’ampolla està sotmès a una pressió d’unes quatre a sis vegades la pressió atmosfèrica a causa de l’exercida pel gas format durant la fermentació del vi i que s’acumula al coll de l’ampolla. Aquesta no es trenca perquè, com succeeix amb la roca encaixant, la seva resistència és més gran que la pressió exercida pel gas. Així mateix, la resistència del tap de suro que obstrueix el coll de l’ampolla està reforçada gràcies a la subjecció amb filferro. D’aquesta manera, l’ampolla de cava està en una situació de relatiu equilibri amb l’exterior, ja que la pressió interna de l’ampolla és inferior o igual a la resistència del vidre i del tap, de manera que el líquid segueix tancat en el seu interior. És clar, que en el cas de l’ampolla de cava, la pressió interior no pot incrementar-se amb el temps, ja que, contràriament al que passa dins les cambres magmàtiques, un cop fermentat el vi no es produeix més gas. No obstant això, sí que podem reduir la resistència del contenidor llevant el filferro que subjecta el tap i estirant el suro amb la mà, cosa que, en termes relatius i a efectes pràctics, equivaldria a augmentar la pressió interna de l’ampolla. En obrir l’ampolla, el gas acumulat al coll s’escapa i tota la pressió interna s’allibera ràpidament i s’iguala amb la pressió externa. Aquesta disminució sobtada de pressió permet que part del gas, que encara estava dissolt dins del líquid a causa de la major pressió que hi havia a l’ampolla abans d’obrir-la, se separi del líquid i formi nombroses bombolles que creixen ràpidament, fragmenten i empenyen el cava cap al coll de l’ampolla i, finalment, fan que surti a l’exterior primer com gotes que s’acceleren progressivament (piroclasts) i després com a escuma (lava).
Barreja aigua/magma
De vegades, el magma que ascendeix pel conducte eruptiu es troba amb una massa d’aigua bé d’un aqüífer confinat o bé a l’exterior, si l’erupció es dóna dins d’un llac o en el mar, de forma que ambdós fluids, magma i aigua, interaccionen. Aquest procés, anomenat hidrovulcanisme, pot canviar totalment les característiques d’una erupció i fins i tot incrementar la seva explosivitat: pot transformar una erupció inicialment tranquil·la en una d’extremadament violenta. Aquest tipus de fases eruptives poden donar–se tant en magmes basàltics com en magmes més evolucionats i gairebé sempre es caracteritzen per la seva violència. No obstant això, cal assenyalar que hi ha un espectre continu entre les fases hidrovolcàniques i les purament magmàtiques que hem descrit abans.
«Un símil per a les erupcions hidrovolcàniques el trobem quan cau aigua sobre una paella amb oli calent»
La transferència d’energia del magma cap a l’aigua pot donar–se també per simple conducció de calor quan una intrusió magmàtica escalfa l’aigua d’un aqüífer confinat situat per sobre de la intrusió. En aquest cas, l’increment en la pressió de l’aqüífer pot també desencadenar una explosió violenta. A vegades, aquestes explosions provoquen només la sortida de fragments de les roques que formen el sostre i les parets de l’aqüífer, sense que en cap moment tingui lloc una sortida de magma. Aquestes erupcions s’anomenen freàtiques, i en elles tot el material acumulat correspon a fragments procedents de les roques que formen el substrat, però que han estat disparats per la interacció, encara que no sigui directa, entre un magma i aigua. Ara bé, les erupcions hidrovolcàniques més importants es produeixen per la interacció directa entre un magma i aigua d’un aqüífer (erupcions freatomagmàtiques), especialment quan aquest procés té lloc un cop el conducte eruptiu ha estat obert a la superfície. La violència de l’explosió es deu al fet que l’energia tèrmica del magma arriba ràpidament a l’aigua de l’aqüífer, que es vaporitza i s’expandeix, i pot així desenvolupar el màxim de treball mecànic. Per obtenir el màxim d’efectivitat, la interacció aigua/magma ha de donar–se per sobre del nivell de fragmentació del magma (quan el magma ja està format per una barreja de piroclasts i gasos) perquè, en aquest cas, la superfície efectiva del magma (piroclasts) és molt més gran de la que tindria si encara es tractés d’un líquid continu. És important assenyalar que la interacció aigua/magma és més fàcil quan la pressió de la mescla de gasos i piroclasts dins el conducte volcànic és inferior a la de l’aigua de l’aqüífer, fet que indica que la interacció del magma amb aqüífers pregons es produeix preferentment durant els estadis avançats d’una erupció. Un símil per a les erupcions hidrovolcàniques el trobem quan sobre una paella amb oli calent hi cau aigua i l’oli (magma) transfereix calor a l’aigua i aquesta es vaporitza instantàniament. L’expansió ràpida del vapor d’aigua fragmenta l’oli en petites gotes (piroclasts) que escapen de la paella a gran velocitat juntament amb el vapor.
Un cas particular d’erupcions hidrovolcàniques és el de les erupcions surtseyanes, en què un volcà submarí, a poca profunditat, interacciona constantment amb aigua de mar que s’infiltra dins del conducte volcànic. En aquest tipus d’erupcions, l’edifici volcànic va creixent per l’acumulació de piroclasts alhora que és parcialment destruït a l’inici de cada nova fase explosiva. Quan l’edifici sobresurt de la superfície de l’aigua i l’entrada d’aquesta al conducte volcànic queda tallada, l’erupció passa a ser purament estromboliana.