Vulcanismo

VULCANISMO
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Volcán Reventador. Ecuador. Volcano.und.nodak.edu
MANUAL DE
GEOLOGIA
PARA
INGENIEROS
Cap 06
VULCANISMO
GONZALO DUQUE
ESCOBAR
6.1 LOS AMBIENTES DE LOS PROCESOS MAGMATICOS
El magma es un fundido natural a alta temperatura, de composición silicatada, en el que
participan principalmente los 8 elementos más abundantes, con cristales y rocas en
suspensión, así como otros gases y volátiles en disolución. Su explosividad está dada por el
contenido de volátiles y la viscosidad del fundido.
Por su compleja composición química, la cristalización del magma es fraccionada.
El magma procede del manto superior, abajo de la corteza profunda, y su doble acción
sobre la litosfera es:
- Asimilar y fundir la roca encajante (en especial en la zona de transporte profundo).
- Intruir la roca encajante creando movimientos telúricos (en especial sobre el área de
influencia del reservorio magmático).

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En el ambiente continental los magmas son ricos en sílice y volátiles; por el primero se
hacen viscosos y por ambos explosivos. En este ambiente las rocas derivadas tienen una
densidad de 2,4 g/cm3
y un punto de fusión que varía entre 700 y 900C.
En el ambiente oceánico los magmas, pobres en sílice y volátiles, resultan ricos en hierro y
magnesio; son magmas de gran movilidad y baja explosividad. Las rocas de este ambiente
alcanzan densidad de 2,7 g/cm3
y el punto de fusión varía entre 1200 y 2400C.
6.1.2 Contenido de sílice. El porcentaje de sílice en el magma varía desde 35 hasta 75%
y los volátiles que participan en él, y que suelen aumentar cuanto más silicatado es el
magma, son: H, H2O, CO, Cl, F, CO2, HF, H2, SO2 y H2S.
Por tres vías se explica el contenido de sílice en los magmas: contaminación, diferenciación
y magma primitivo.
- La contaminación. Se produce en la roca encajante de ambiente continental en razón de
que la sílice tiene bajo punto de fusión. El magma obtendrá sílice extrayéndolo de la matriz
cementante o asimilando rocas de matriz silícea a lo largo de la zona de transporte.
- La cristalización fraccionada. Se explica por diferenciación magmática. Conforme se va
produciendo el enfriamiento, cristalizan primero los ferromagnesianos y plagioclasas
(minerales que demandan poca sílice) quedando como residuo un fundido relativamente
enriquecido de sílice, con el cual posteriormente se podrán formar, a las últimas
temperaturas, ortoclasa, mica blanca y cuarzo.
- El magma primitivo. Los diferentes magmas primogénitos varían de contenido de sílice,
según se trate de las series alcalina, toleítica o calcoalcalina; cada una de ellas asociada a
una región del manto superior donde se origina.
6.1.3 Procesos magmáticos fundamentales. Los procesos magmáticos son cuatro; los
tres primeros dan origen a las rocas volcánicas, y el cuarto a las plutónicas y a las de
ambiente hipoabisal:
- El efusivo. Caracterizado por la efusión y derramamiento de lava sobre la superficie,
para formar mesetas y escudos volcánicos.
- El explosivo. Donde se da el lanzamiento con violencia y a gran presión de magma
pulverizado y fragmentos de roca; como evidencia de éstos, los conos cineríticos y el
estrato-volcán (ej El Tolima), cuando el mecanismo se alterna con el anterior.

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- El extrusivo. Proceso que explica domos volcánicos por el estrujamiento de magma
viscoso, sólido o semisólido, que se exprime a la superficie. Estos edificios volcánicos no
poseen cráter (ej. el otero de Sancancio).
- El intrusivo. Cuando el magma penetra los pisos del subsuelo para solidificarse en el
interior de la corteza y por debajo de la superficie, quedando depósitos en forma mantos,
diques, etc.
Figura 20.
Vulcanismo en
zona magmática
interplaca.
Tomado de
¿Qué es la
Tierra?,
Takeuchi,
Uyeda y
Kanamori.
6.2 PARTES DE UN VOLCAN
6.2.1 Nivel macro. El origen del magma está frecuentemente relacionado con la dinámica
global de la corteza y el manto terrestre ya que, en general, se origina en los bordes de
placas.
En las dorsales el magma se forma por descompresión de los materiales del manto superior
y a profundidades entre 15 y 30 Km., para dar como resultado rocas básicas como el
basalto. En las zonas de subducción el magma se produce grandes profundidades, que
alcanzan los 150 Km., gracias a la fusión parcial de la corteza oceánica y/o del manto y la
corteza situados por encima, en un proceso que origina rocas predominantemente
intermedias como las andesitas. En las zonas de colisión continental, en relación con los
procesos de formación de montañas, se produce la fusión parcial de la corteza terrestre,
originándose esencialmente rocas ácidas como el granito. Finalmente se dan zonas
puntuales de magmatismo al interior de las placas tectónicas explicadas por la existencia de
puntos calientes en el manto.

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Figura 21. Estructura general de un volcán. 1.
Edificio, 2. Basamento, 3. Cráter principal, 4.
Cráter secundario, 5. Chimenea, 6. Respiradero,
7. Cámara magmática, 8. Derrames laicos, 9.
Capas de piroclastos, 11. Cúpula extrusiva.
Adaptado de Geología Estructural, V. Belousov.
Podemos idealizar así una zona de producción de magma y su zona de transporte hacia la
superficie, que es el tránsito del magma en virtud a su estado fluido y a su menor densidad.
En la zona de transporte del magma, las rocas son elásticas en profundidad y rígidas hacia
la superficie, por lo que el magma inicialmente se desplaza como una onda de expansión
térmica hasta alcanzar las fracturas y fallas de las porciones superiores. Por la
contaminación de la zona de transporte la fusión de la roca encajante es más difícil y así el
vulcanismo trata de atenuarse y emigrar al tiempo a lo largo de la fractura que le sirve de
control. El Galeras muestra un vulcanismo, que como también en el caso del Ruiz, ha
declinado y emigrado de sur a norte.
6.2.2 Nivel micro. Tenemos la modificación del relieve y alteración del paisaje, sobre la
superficie Desde la cámara, donde se preparan las erupciones, periódicamente el material
es vertido a través de la chimenea sobre la superficie en forma de erupciones volcánicas;
cuando el edificio resulta alto (o también cuando se tapona la chimenea), por el menor
esfuerzo del fundido trabajando sobre los costados del volcán, se posibilita la formación de
respiraderos laterales. El cráter principal (ej. el Arenas) es la porción terminal de la
chimenea por donde se vierten los productos a la superficie, mientras que los extremos
finales de los respiraderos reciben el nombre de cráteres parásitos, adventicios o
secundarios (ej. la Olleta).
6.2.2.1 Cámara magmática. En la cámara magmática encontramos tres zonas, yendo de
los niveles superiores a los inferiores, estas son:
- Epimagma. Parte alta de la cámara magmática donde la presión hidrostática confinante
resulta dominada por la presión de gas; por lo tanto el fundido es aquí una espuma porque
el magma se ha separado en lava y volátiles.
- Piromagma. Parte media de la cámara donde se forman las burbujas que nutren la parte
superior, la presión de gas es igual a la presión de carga. Esta es la zona de nucleación del
fundido.

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- Hipomagma. Parte profunda donde la presión de gas está dominada por la presión
confinante, y por lo tanto los volátiles están en la fase líquida participando del fundido, es
decir, aquí no existe lava sino magma.
Figura 22. Formación de una Caldera: por el vaciado una cámara magmática
superficial (arriba), se dan el vacío inferior y el crecimiento en peso del edificio
volcánico; así, a la erupción pliniana le sucede el paroxismo volcano-tectónico
(abajo). Tomado de Booth y Fitch, La Inestable Tierra.
6.2.2.2 Calderas. (Ver figura 22) Son grandes depresiones circulares u ovaladas; a
diferencia del cráter, el diámetro supera su profundidad; es un elemento destructivo del
relieve; los hay de cuatro tipos:
- De colapso. Llamada estructura vulcano-tectónica, si es el hundimiento a partir de un
importante vaciado de una cámara magmática superficial y el consecuente aumento en
tamaño y peso del edificio, con lo cual el colapso es inminente, ej., Cerro Bravo y la caldera
sobre la cual se construye el Galeras.
- Explosivas. La pérdida del edificio, y en su sustitución una depresión, se explica por un
paroxismo tras el cual los fragmentos de la estructura se han disipado con violencia,
ejemplo, el Machín.
- De Erosión. En donde los procesos erosivos son los responsables de la destrucción y
pérdida de la acumulación.
- De impacto. Depresiones ocasionadas sobre la superficie por la caída impetuosa de
meteoros con gran energía. Posteriormente puede surgir una erupción como evento
secundario.
6.2.3 Zonas magmáticas. Las zonas magmáticas del planeta se subdividen en zonas
magmáticas interplaca y zonas magmáticas intraplaca.

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6.2.3.1 Zonas interplaca. Las principales son:
- Zonas de dorsal oceánica. Son los bordes constructivos de placas en donde se da la
fusión del manto peridotítico hacia basaltos toleíticos u olivínicos; ellos con bajo contenido
de K2O y producidos desde profundidades entre 30 y 40 km. Ejemplo, la dorsal media del
Atlántico.
- Las zonas de rift intercontinentales. Dorsales que nacen; allí el magma del manto se
favorece por la contaminación de la corteza; resulta alcalino y variado, con alto contenido
de K2O y se le asocia a éste una profundidad entre 50 y 60 km. Por ejemplo, el Mar Rojo.
- Zonas de margen continental activo y arcos de islas. Por ejemplo, la zona andina de
un lado y la del Caribe y Japón del otro. Todas ellas en los bordes destructivos de placas y
sobre las zonas de subducción; aquí la masa que se sumerge es mixta: roca con afinidad a
la dorsal, más sedimentos, más una masa peridotítica; por ello el vulcanismo es activo y
hay presencia de plutones ácidos; el magma es calcoalcalino y bajo en K2O con
profundidad asociada entre 100 y 150 km.
- Zonas de fallas transformantes. Son los bordes pasivos de las placas tectónicas. Este
magma es tipo brecha con base en peridotita, gabro y basalto; su composición es alcalina
(alto en K y Ca) y su origen tiene profundidad del orden de los 50 km. En la figura 23 -I se
muestra el desplazamiento de una dorsal a lo largo de una falla transcurrente. Cuando
termine el desplazamiento de la dorsal, dicha falla será ya una falla transformante como la
de la figura 23 -II. Las placas se continuarán alimentando desde las dorsales pero en la
zona de la falla transformante habrá turbulencias generadoras de magma porque el flujo de
las placas no es concordante o de serlo muestra diferente velocidad a lado y lado.
Figura 23. Desplazamiento transversal de una dorsal (I). Desplazamiento a lo largo
de una falla transcurrente; (II). Luego queda la Falla Transformante. Las flechas
muestran los movimientos de las placas. Tomado de Las Montañas, R. Fouet y Ch.
Pomerol.

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6.2.3.2. Zonas intraplaca. Se pueden subdividir en zonas magmáticas sobre placas
oceánicas y zonas magmáticas sobre placas continentales. Estas zonas intraplaca son:
- Islas oceánicas. (Ambiente oceánico). Estructuras probablemente asociadas a puntos
calientes del manto. Se presentan allí todas las series desde la alcalina a la calco-alcalina;
como ejemplo Hawai.
- Dorsales asísmicas. (Ambiente oceánico). Por ejemplo, las dorsales de Cocos y
Carnegie; se presentan allí basaltos toleíticos; se supone que fueron dorsales que no
progresaron. Por su estructura se parecen más a las islas oceánicas que a las dorsales.
- Diatremas de kimberlita. (Ambiente continental). Son las zonas productoras de
diamante, importan por ser muestreadoras del manto y de la corteza inferior. Aparecen
sobre escudos del Precámbrico (núcleos más antiguos de los continentes) en forma de
diques y mantos. Tienen alto contenido de K2O y profundidad asociada entre 80 y 100 Km.
- Complejos anortosíticos. (Ambiente continental). Son batolitos emplazados en escudos
del Precámbrico. Allí el magma es subalcalino (rico en cuarzo). Dichas estructuras se
asocian a probables paleosubducciones con edades de hasta 2000 años de antigüedad
(ambiente continental).
Al observar la geometría de los focos sísmicos en Colombia, la zona de subducción anuncia
que el plano de Beniof se inclina 45. Se ha sugerido que una variación en el porcentaje de
K2O entre las rocas ígneas al norte y al sur del Ruiz se explica por una variación en la
inclinación del plano de Beniof. Además se ha propuesto que el Galeras se constituye en un
volcán tipo Rift, dada la composición de su magma.
6.3 MECANISMOS ERUPTIVOS DE LOS VOLCANES
Se pueden suponer dos modelos, uno estático y otro dinámico, que permitan explicar un
proceso tan complejo como el de las erupciones volcánicas.
El modelo estático, supuestamente explica el comportamiento más probable de volcanes de
ambiente continental, donde son más factibles los magmas viscosos, mientras el dinámico
puede identificar mejor el los volcanes oceánicos, de magmas fluidos.
6.3.1 Modelo estático. En la fig. 24, inicialmente (A) es la frontera que separa la lava
por arriba del magma por abajo; pero puede despresurizarse la cámara magmática
trasladándose hacia abajo dicha frontera hasta (B); entre (A) y (B) la nueva porción de
magma se desgasifica, es decir, cayendo la presión se forman burbujas porque, los volátiles
pasan de la fase líquida a la gaseosa; las burbujas fruto de la desgasificación, por menos

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densas y ayudadas por movimientos convectivos, ascienden hasta la espuma que está por
encima de (B), para nutrirla. Si el medio fuera fluido las burbujas ganarían volumen en el
ascenso, conforme la presión de confinamiento vaya disminuyendo; pero ello no ocurre
porque el medio es viscoso, es decir, los tetraedros de Silicio-Oxígeno que le dan una
estructura polimerizada al magma lo impiden. Así las burbujas ascienden sin ganar volumen
y en consecuencia ascienden con energía de deformación acumulada.
Figura 24. Proceso
volcánico por
despresurización de su
reservorio. El volumen de
magma AB se desgasifica.
Cuando el volumen de las burbujas de la espuma triplique o cuadruplique el volumen de
sus diafragmas, se romperá el equilibrio, reventará la espuma por reacción en cadena y la
salida de los gases, impetuosa, romperá el tapón de la cámara y desgarrará la chimenea
para lanzar con violencia a la superficie, los diafragmas ya rotos en forma de chorros,
coágulos y goteras, acompañados de fragmentos salidos del tapón y la chimenea.
Los mecanismos de caída de presión del medio (despresurización), pueden ser dos, de un
lado fuerzas de origen tectónico que compriman la cámara y la revienten o que relajen el
medio confinante; y fuerzas asociadas a la superposición de ciclos de marea terrestre con
períodos de un mes, un año y una década.
6.3.2 Modelo dinámico. Suponga un conducto profundo y a través suyo, una porción
de magma en ascenso (ver fig. 25); cuando el magma alcanza el nivel (A) se forman
burbujas porque la presión de gas iguala a la presión confinante. (A) es la zona de
nucleación; luego entre (A) y (B) las burbujas no podrán ganar volumen por la viscosidad
del fundido, aunque la presión vaya disminuyendo durante su ascenso.

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Figura 25. Proceso
volcánico por ascenso de
magma. Entre A y B se
acumula energía de
deformación. En B, el gas
presurizado rompe las
diafragmas de la espuma
formada ven A.
El fundido que alcance el nivel (B) va entrando en explosión; (B) es la zona de disrupción,
porque justamente la presión en (B) es tan baja que los diafragmas no pueden controlar la
presión del gas que encierran. Se da entonces aquí el origen de la pluma eruptiva cuya
forma dependerá de la geometría de la boquilla (cráter) y la profundidad de la zona de
disrupción.
6.3.3 Tipos de erupción. Las erupciones clásicamente se han denominado así, conforme
aumente el coeficiente explosivo de las mismas (porcentaje de la energía total que se
convierte en energía cinética).
Cuadro 6. Tipos de erupción volcánica.
Tipo de
Erupción
Ejemplo Caracteres-tica
principal
Otras
Caracterís-ticas
Fumarólica Erupcione
s sin
magma
La
erupción
aumenta
de
violencia
Solfatara,
Italia
En general de
larga vida, con
escape moderado
de gas que
produce
incrustaciones
minerales
Pequeñas
cantidades de
ceniza y
piscinas de lodo
hirviendo
De gas Hekla,
Islandia 1947
Descarga de gas
continua o rítmica
Puede preceder
una erupción
más violenta
con descargas
de magma
Ultravulcanian
a
Kilauea,
Hawaii, 1924
Expulsión violenta
o débil de bloque
Estruendo y
sismo

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Tipo de
Erupción
principal
Otras
Caracterís-ticas
de lava sólida
Flujo basáltico Erupción
con
magma
el magma
aumenta
en
viscosidad
La
erupción
aumenta
en
violencia
Lakagigar,
Islandia,
1783
Fuentes de lava y
flujos extensos de
lava muy fluida
Conos
diseminados y
aplanados,
escudos lávicos
planos
Hawaiana Mauna Loa,
Hawaii
Fuentes de lava,
flujos extendidos
y de baja potencia
desde los
cráteres o fisuras
Conos
diseminados y
aplanados,
escudos
extensos
Estromboliana Stromboli,
Italia,
Paricutín,
Méjico
1943 – 52
Explosiones
moderadas de
lava viscosa en
forma de bombas
y cenizas, flujos
cortos
Conos de
cínder
Vulcaniana Vulcano,
Italia,
siglo XIX
Explosiones
moderadas a
violentas de
bloques de lava y
ceniza; flujos
potentes, cortos y
escasos
Conos de
ceniza y
bloques
Peleana Mt. Pelée,
Martinica,
1902
Explosiones
moderadas a
violentas de
bloques de lava y
ceniza y nubes
ardientes en
avalancha
Depósitos de
ceniza y
pómez, domos
viscosos
extruidos

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Tipo de
Erupción
principal
Otras
Caracterís-ticas
Pliniana Vesubio, 79
dC
Krakatoa,
1883
Expulsión
extremadamente
violenta de
cenizas a gran
altura. La
granulometría de
la ceniza varía.
Puede estar
asociada con el
colapso de
calderas
Lechos de
ceniza y piedra
pómez
Flujo riolítico Katmai,
Alaska
1912
Efusiones rápidas
y voluminosas de
flujos de ceniza
caliente desde
fisuras o calderas
Flujos de
ceniza soldada
formando
ignimbritas
Subacuática Capalhinos
Azores
1957
Explosiones de
ceniza y vapor en
agua poco
profundas
Conos de
ceniza y cínder
por debajo,
lavas
almohadilladas
Subglaciar Katla,
Islandia
Erupciones de
lava por debajo o
dentro del hielo y
la nieve que
causan
inundaciones
Flujos de barro,
lavas
almohadilladas,
fragmentos
vítreos
Enciclopedia de las Ciencias naturales, Nauta, 1984.
La fisural, consistente en un derrame lávico a lo largo de una fractura de la corteza. En
adelante siguen las erupciones de conducto cuyo primer tipo es la hawaiana, una erupción
tranquila de coeficiente explosivo despreciable. La tercera será estromboliana donde ya
hay lanzamiento de algunos piroclastos en una columna eruptiva de bajo porte.
Sigue la vulcaniana, cuya columna alcanza los primeros km., que toma su nombre de
Vulcano, volcán también del archipiélago de Lipari, Italia (ej. la erupción del Galeras en
1936). Luego vienen dos que toman su nombre de erupciones hechas por el Vesubio: la
vesubiana y la pliniana, la segunda más explosiva que la primera gracias a la interacción

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con aguas freáticas, y en la cual la columna eruptiva supera la decena de km. en altura (la
erupción del Ruiz en 1985 es subpliniana).
Continúa la peleana en nombre a la erupción de Monte Pelée (1902), caracterizada por
nubes ardientes que sin ganar altura se desplazaban lateralmente a varios km. de distancia
recorriendo los flancos del volcán; una de ellas destruyó San Pier en Martinica dando
muerte a 28000 personas.
Cerrará la lista la erupción freato-magmática denominada krakatoana donde el
responsable del paroxismo es fundamentalmente el agua que invadiendo fracturas
profundas, interfiere el magma en ascenso; pero el agua a 900º C aumenta miles de veces
su capacidad expansiva; pero estando confinada el volumen demandado no encuentra
espacio, provocándose la colosal explosión.
Figura 26. Cuatro tipos de erupciones en vulcanismo subaéreo. A. tipo hawaiana, B.
tipo estromboliana, C. tipo subpliniana, D. tipo pliniana. Tomado de Booth y Fitch, La
inestable Tierra.
6.4 PRODUCTOS Y EFECTOS DE LAS ERUPCIONES
6.4.1 Productos de erupción. Pueden ser productos de caída, flujos piroclásticos,
derrames lávicos y otros.
- Productos de caída. Son bloques y bombas que surgen como proyectiles de trayectoria
balística. Los bloques son rocas preexistentes, partes del tapón o del conducto; las bombas
volcánicas, porciones de lava o magma solidificadas en ambiente subaéreo; las más
ligeras, por su estructura vesicular, son parte de la espuma que en el medio ambiente
adquiere forma ovalada y se denominan bombas fusiformes; las densas son porciones de
magma que explota en el aire por la salida impetuosa de gases atrapados en continuo
cambio de fase; pero éste gas resquebraja la superficie de la bomba dándole una textura
por la que se le denomina bomba corteza de pan. Las bombas, son fragmentos de más de
6.5 cm.
Los fragmentos piroclásticos de caída (de piro fuego y clasto pedazo); son trozos
decrecientes de magma y lava fragmentados que reciben los siguientes nombres: escoria,

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115
lapilli (fragmento piroclástico entre 20 y 5 mm), arena volcánica (hasta 2 mm), ceniza
volcánica (<2 mm), y por último polvo volcánico a los fragmentos con dimensiones más
precarias, formas veleras y tamaños aerosoles. A partir de los lapilli, los productos menores
son transportados por el viento a distancias cada vez mayores conforme disminuyan sus
tamaños.
En un paisaje volcánico es frecuente encontrar una sucesión de capas con productos de
caída. Cuando hay varios focos de emisión respondiendo por una sucesión de capas o
eventos, es importante la construcción de curvas que muestren en planta como disminuyen
los espesores de cada capa y el diámetro de los fragmentos que la componen. Estas
curvas (isópacas e isopletas) permiten asignar a cada evento la fuente que lo origina, pues
la distribución de los materiales queda condicionada por la dirección del viento y por la
distancia al volcán.
Figura 26 A. Plumas eruptivas. La viscosidad del magma, condiciona la morfología y
distribución de una columna eurptiva. A la izquierda, pluma sostenida característica
de volcanes andesíticos, caso El Ruiz y el Tolima. A la derecha, pluma de colapso
típica de volcanes dacíticos, caso Cerro Machín y Cerro Bravo.
- Flujos piroclásticos. Son turbulencias de magma fragmentado, en nubes orientadas
cuyo movimiento se debe a energía de expansión termodinámica. Conforme aumente el
coeficiente explosivo y por ende la velocidad y violencia de la riada, se clasifican en nube
de vapor, flujo piroclástico (propiamente dicho), flujo de ceniza e ignimbrita. En la
última viajan bloques de roca hasta de algunos metros y fundidos en su superficie. El flujo
de ceniza llamado igneslumita se explica en ocasiones por un derrame de lava, saturado de
gases (espumoso), que por el movimiento logra colapsar transformándose en nube ardiente
y que luego de depositarse queda con las partículas sinterizadas formando una toba
volcánica. Depósitos ignimbríticos se exhiben a lo largo de la vía Ibagué-Armenia en el
sector de Cajamarca, anunciando la vigencia e importancia de esta amenaza volcánica
asociada al volcán Machín, cuya extensión alcanza las primeras decenas de km.
- Derrames lávicos. Son flujos lávicos propiamente dichos, cuyo alcance va de los
primeros hasta las decenas de km., según decrezca la viscosidad de la lava. En escudos

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volcánicos alcanzan decenas de km. de longitud y volúmenes del orden de la fracción hasta
los km. cúbicos.
- Otros. Como efecto indirecto de las erupciones los flujos de lodo primarios que
alcanzan a formar grandes avalanchas explicadas por fusión de hielo, y los flujos de lodo
secundarios de menor magnitud formados a causa de la ceniza y la intensa lluvia que
acompaña la erupción. El Ruiz ha generado flujos de lodo primarios en las erupciones de
1595, 1845 y 1985. El Machín ha hecho lo propio.
6.4.2 Efectos mundiales de las erupciones. 1915 fue un año sin verano por la actividad
del Tambora (Java) y Mayón (Filipinas); además en 1912, por la actividad del monte Katmai
de Alaska, se vio cómo la radiación solar recibida por la Tierra disminuyó en un 20% a
causa de la ceniza afectando el verano. Desde la erupción del Ruiz en 1985, se mantuvo
una emisión de dióxido de azufre superior a las mil toneladas diarias, durante los primeros
años. Esto se expresó en lluvia ácida e incremento de descargas eléctricas sobre las
cuencas del área de influencia del edificio volcánico. Otro efecto posterior, asociado a la
producción del dióxido de carbono de origen volcánico, es el efecto de invernadero. El
basamento del Vesubio, rico en calizas, ha favorecido este tipo de emisiones. A gran escala
y depositadas las cenizas con el mayor aporte de gases de invernadero sobrevendría un
incremento en la temperatura media del planeta.
6.5 MANIFESTACIONES VOLCANICAS
6.5.1 Fumarolas. Agujeros por los que se vierten a la superficie gases volcánicos, pueden
ser de tres tipos: las cloruradas que anuncian ambientes de 800a 450C, las ácidas que
anuncian ambientes de 450 a 350C y las alcalinas o amoniacales de 250 a 100C. Las
segundas están compuestas por vapores de agua, ácido clorhídrico y anhídrido sulfuroso y
las terceras por cloruro amónico y ácido sulfhídrico todas se explican por agua meteórica
infiltrada hasta la proximidad del reservorio, y en ocasiones pueden estar contaminadas con
volátiles magmáticos.
6.5.2 Las emanaciones. Llamadas Sulfataras por tener aportes de gases azufrados (SO2),
(HS) y azufre, y Mofetas por aportes de monóxido y bióxido de carbono sobre todo cuando
en el basamento volcánico hay calizas. Las fumarolas secas suelen aparecer cerca al cráter
y activarse en períodos de actividad, pero alejándose del cráter se hacen cada vez más
frías hasta transformarse por regla general en mofetas, a causa de la mayor volatilidad del
carbono con relación al azufre y al cloro.

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117
6.5.3 Otras manifestaciones. Son las piscinas y volcanes de lodo si el barro vertido a la
superficie es producto de la alteración de las paredes del conducto; los géiseres en donde
el vapor hace sus salidas periódicamente y por último los manantiales minerotermales o
aguas termales propiamente dichas, donde una porción de agua se considera juvenil; pues
mientras un silicato fundido puede contener hasta el 12,5% de agua, una vez cristalizado
podrá contener menos del 1,5%. La mayor parte del agua arrojada por un volcán en forma
de vapor tiene origen interno y se denomina juvenil.
Se denomina volcán activo el que tiene registros históricos, volcán latente el que sin tener
registros históricos tiene manifestaciones volcánicas como las anunciadas, e inactivo el
que no tiene manifestaciones volcánicas ni registro histórico. Esta clasificación es débil en
los dos primeros porque en América la historia parte de 500 años y en Europa de 5000
años.
6.6. LOS VOLCANES COLOMBIANOS
Existen vulcanitas y piroclastitas de composición intermedia, predominantes en la mitad sur
de la cordillera Central; vulcanitas básicas a ultrabásicas, alcalinas y piroclastitas riolíticas
en el sector sur del Valle Superior del Magdalena y Putumayo, y vulcanitas y piroclastitas
intermedias a básicas en el sector norte de la cordillera Central. Los límites de las áreas
volcánicas, en las que se encuentran conos y calderas, flujos de lava, tefras y lahares, son
irregulares y se extienden a ambos lados del eje de la cordillera Central y valle superior del
río Magdalena, y en zonas más localizadas de la parte central de la cordillera Occidental en
el departamento del Valle del Cauca.
No obstante, en Colombia, el Ingeominas ha agrupado los volcanes en tres segmentos: el
Segmento donde sobresales el Galeras y el Complejo Volcánico de Cumbal, el Segmento
central con volcanes como el Nevado del Huila y el Puracé, y el Segmento norte donde
sobresales el Nevado del Ruiz y Cerro Machín.
Según las notas del texto Historia de los Terremotos de Colombia, del Padre Jesús Emilio
Ramírez, S. J. (1983), modificados en el quinto grupo, los volcanes colombianos se inician
en la frontera con el Ecuador y se extienden de sur a norte entre los paralelos 75 y 78
hasta el paralelo de los 6. En ellos se identifican cinco grupos: el primero con los volcanes
vecinos al Ecuador que son el Nevado de Cumbal, la Serranía de Colimba, el Chiles y el
Cerro Mayasquer. En el segundo están los volcanes alrededor de Túquerres y Pasto que
son el Galeras, el Morosurco, los dos Patascoi, el Bordoncillo, el Campanero, el Páramo del
Frailejón y el Azufral.
El tercer grupo son los volcanes entre Popayán y Pasto como el Cerro Petacas, el Doña
Juana, el Cerro de las Ánimas, el Juanoi y el Tajumbina. Estos están sobre la Cordillera
Oriental. El cuarto grupo incluye los volcanes de la parte media de la cordillera Central entre

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118
el nacimiento del Magdalena y la región de Popayán. Son ellos la Serranía de la Fragua, el
Nevado del Huila, la región de Silvia y del río Coquiyó, el Puracé, el Pan de Azúcar y
Paletará en la Sierra de Coconucos, y el Sotará.
Al norte de Ibagué aparecen en el quinto grupo el Nevado del Tolima, el Machín, el Quindío,
Cerro España, Nevado de Santa Isabel, Cisne, Paramillo de Santa Rosa, el Nevado del Ruiz
con su cráter Arenas y dos cráteres parásitos (Olleta y Piraña) que se reconocía como Mesa
de Herveo, Cerro Bravo y Romeral (ambos con actividad holocena), Tesorito, el Alto de
Mellizos, el Cerro Tusa, los Farallones de Valparaiso, y otras estructuras. Según el Padre
Ramírez el Ruiz, Tolima, Puracé, Doña Juana, Galeras, Cumbal y Cerro Negro-Mayasquer
son volcanes con erupciones históricas o actividad magmática, mientras el Machín, el Huila y
el Azufral son volcanes en estado fumarólico.
La actividad del complejo volcánico Ruiz-Tolima se puede calificar de moderada. Entre los
eventos registrados se destacan erupciones plinianas menores de 2 Km.3
del Tolima
(10.000 aC) y el Quindío (9.000 aC), menores de 1 Km.3
del Tolima (1.600 aC) y el Ruiz
(1.200 aC y 1.595 dC). La excepción es un flujo piroclástico Holoceno de 5 Km.3 asociado
al Machín. Las últimas erupciones prehistóricas, de tipo pliniana y de flujos piroclásticos
datadas son del cerro Machín, Cerro Bravo, Tolima y Ruiz (900 dC, 1.250 dC y 1.600 dC).
(Según Thouret, Murcia, Salinas y Cantagrel, Ingeominas 1.991).
La actividad histórica del Ruiz está representada por los eventos de 1.595 (pliniana),
1.845 (con flujo piroclástico) y 1.985 (subpliniana); todas ellas con importantes flujos de
lodo, el mayor de todos el de 1.845 y el menor, el de 1985. Hay un pequeño evento del
Tolima cercano al año 1.900.
A continuación se presenta un mapa de amenazas potenciales del Ruiz en una retícula de
20 x 20 Km.2.
Se señalan las zonas de susceptibilidad alta (A) y moderada (M). A partir del
cráter los flujos de lava, con nivel moderado, son probables hacia el norte; los flujos
piroclásticos tienen áreas delimitadas y achuradas con puntos, siendo la de mayor riesgo
más extensa; los flujos de lodo siguen los cauces de los ríos, hasta encontrar las
corrientes del Cauca y del Magdalena, por donde continúan con riesgo moderado. La
dirección probable de caída de cenizas se presenta con dos flechas: hacia el Nordeste en
las temporadas de invierno (marzo 21 a junio 21 y septiembre 21 a diciembre 21), y al
occidente, en las temporadas secas (diciembre 21 a marzo 21 y junio 21 a septiembre
21).

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119
Figura 27.Mapa de amenazas potenciales del V. N. del Ruiz Hipótesis de trabajo.
(Versión no oficial). La escala es de 20 x 20 km en la retícula. En el centro, el
cráter arenas. con dos pequeños derrames de lava hacia el norte y en su
alrededor dos zonas amenazadas por flujos piroclásticos: amenaza alta y
moderada. Desde el cráter y hacia los costados este y oeste, amenaza alta por
flujo de lodo sobre el drenaje de las cuencas. En los costados sobre los dos ríos
mayores Cauca y Magdalena que drenan de sur a norte, amenaza baja por flujos
de lodo. Las dos flechas señalan amenaza por caída de ceniza así. En el período
de verano, hacia el occidente y en el de invierno, hacia el noreste. Las manchas
oscuras de la izquierda del cráter son Manizales al noroccidente y Pereira al
occidente. Armero está ubicado 40 km al este del cráter. Fuente Gonzalo Duque
Escobar, Universidad Nacional, Julio de 1986.
---
Lectura complementaria.
Armero 25 años… el desastre y la erupción del Ruiz de 1985…
Ponencia para la ¨Conmemoración de los 25 años de la erupción del Nevado del Ruiz: Armero lección de vida
para futuras generaciones¨. Este trabajo intenta dar respuesta las lecciones aprendidas del mayor desastre
vivido en Colombia, consecuencia de lo erupción del Volcán Nevado del Ruiz ocurrida el 13 de noviembre de
1985. El contenido, así: Hipótesis para el Prefacio, El alba de la coyuntura, Luces y sombras de la tragedia,
Noche de muerte y destrucción, y Epílogo. Entre los logros señalados, además de reconocer los avances en
el campo de la vulcanología de Colombia y el esfuerzo y capacidad de quienes tienen a cargo la vigilancia
volcánica, se señala el Sistema Nacional para la Prevención y Atención de Desastres y el que muchos
municipios incorporen en sus planes de Ordenamiento Territorial la dimensión del riesgo, aunque faltan

VULCANISMO
120
avances en las prácticas de planificación, en la dimensión regional del ordenamiento territorial y en el
ordenamiento de cuencas con amenaza volcánica.´
Ver en: http://www.bdigital.unal.edu.co/2281/1/gonzaloduqueescobar.201021.pdf
Desafíos del Complejo Volcánico Ruiz – Tolima.
La subregión Centro Sur de Caldas habitada por 500 mil habitantes de cinco municipios, se localiza en el
entorno NW del segmento volcánico más septentrional de la Cordillera Central de los Andes colombianos,
donde aparecen los volcanes Cerro Bravo, Nevado del Ruiz, Nevado de Santa Isabel, Nevado del Tolima y
Cerro Machín. Como respuesta al valioso aporte de los científicos del Observatorio Vulcanológico de
Manizales adscrito a Ingeominas, el modelo de ocupación del territorio en esta fracción de la ecorregión
cafetera, debe responder ejemplarmente a los desafíos ambientales por el riesgo volcánico que aquí se
presenta.
Volcanes…
Compendio con anotaciones asociadas a las diferentes problemáticas colombianas, caso volcán Nevado del
Ruiz, Nevado del Huila, Cerro Machín, Cerro Bravo y Volcán Galeras. El tema tratado, conduce a la pregunta:
¿Dónde está la gestión planificadora del riesgo volcánico?
Ver en: https://godues.wordpress.com/2012/05/13/volcanes/
Economía verde y economía del conocimiento.
Una opción sin precedentes para la ecorregión cafetera, es la creación de sinergias entre economía verde y economía
del conocimiento, para desarrollar ventajas competitivas a partir del medio tropical andino biodiverso y del carácter
triétnico de su población, desde las instituciones científicas e importantes universidades que hacen presencia en este
territorio conurbado.
Manual de Geología para ingenieros
(2003) Rev. 2014.
Gonzalo Duque-Escobar. Universidad Nacional de Colombia
http://www.bdigital.unal.edu.co/1572/
Presentación
Contenido
Cap01 Ciclo geológico
Cap02 Materia y Energía
Cap03 El sistema Solar
Cap04 La Tierra sólida y fluida
Cap05 Los minerales
Cap06 Vulcanismo
Cap07 Rocas ígneas
Cap08 Intemperismo ó meteorización
Cap11 Geología estructural
Cap12 Macizo rocoso
Cap13 Rocas Metamórficas
Cap14 Montañas y teorías orogénicas
Cap15 Sismos
Cap16 Movimientos masales
Cap17 Aguas superficiales
Cap18 Aguas subterráneas
Cap19 Glaciares y desiertos
Cap20 Geomorfología

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Cap09 Rocas sedimentarias
Cap10 Tiempo geológico
Lecturas complementarias
Bibliografía
Anexo 1: Túnel Manizales http://www.bdigital.unal.edu.co/2046/
Anexo 2: Mecánica de los suelos http://www.bdigital.unal.edu.co/1864/
Anexo 3: Gestión del riesgo http://galeon.com/manualgeo/riesgo.pdf
Anexo 4: La Luna http://www.bdigital.unal.edu.co/1663/
Anexo 5: Economía para el constructor http://www.bdigital.unal.edu.co/1698/
El Autor Gonzalo Duque-Escobar
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