e L l· r ¡ , ! , t ~. ANALES DE FISICA Serie B NUMERO ESPECIAL 127 APROXIt1ACION AL CONOCHlIENTO DEL f1ECANISMO DE LA ERUPCION DE 1730-1736 EN LANZAROTE* R. ORTIZ 1 , v. ARA~Al y c. VALVERDE 2 1) Dep . Geología. Mus eo Nacional. Ciencias Naturales (CSIC) 2) De p . Historia ~Ioderna. Universidad Complutense, Madrid. Abstract.- On the basis of the historical account, the observation on the terrain and the physical and chemical data, a whole series of parameters characteri~ in9 the eruption which devastated the island of Lanzarote between 1730 and - 1736 have been calculated. A model has also been outlined for some of the eruptive mechanisms, and finally, one has been able to establish the possl - ble effect of earth tides on eruption development. * Proyecto de investigación n~ 449 CSrC-CAICYT. rntroducción.- Son muy pocas las erupciones suficie~- temente documentadas desde un punto de vista físico siendo necesario acudir a métodos- indire~tos para tener una primera aproxim! - ción del desarrollo de la erupción. El est~- dio indirecto de los mecanismos de erupción se ha desarrollado básicamente en torno al - volcanismo explosivo, tanto por la espectac~ laridad del fenómeno, como por su elevado p~ tencial de riesgo, a lo que habrá que añadir el interés militar suscitado por su semeja~- za con las explosiones nucleares. Por.es~e - motivo no debe sorprender que en la bIbll~ - grafia no abunden los estudios encaminados a la reconstrucción de mecanismos de eru2 ción en volcanismo no explosivo ocurrido en tiempo pasado, aunque si existen megníficos trabajos sobre erupciones actuales. La erupción ocurrida en Lan~arote e~ - tre 1730 y 1736 presenta.car~cter~stIcas que hacen objeto de un especlal Interes el estu- dio de su mecanismo eruptivo: se trata de una erupción grande, que puede cataloga:se a primera vista entre las mayores de su tIpO.- Se desarrolla en una isla con escaso relIeve previo, lo que permite aproximar modelos de ·lujo simplificados. Por otra parte, las con diciones climáticas de Lanzarote han prese~- vado los materiales y formas volcánicas de - esta erupción, que tampoco han sido mo~i~ic! das sustancialmente, por factores antroplC?S al encontrarse protegidos en un Parque Nacl~ nal creado al efecto. Finalmente, eXlste una descripción histórica ~~y realist~ de la pri mera etapa de la erupcIon y todavla se co~ - servan fuertes anomalías térmicas a escasa - profundidad. Documentación Histórica.- La información histórica conocida ref! rente a la erupción que ocurrió en Lan~~rote entre 1730 y 1736 es muy escasa, reduclend~- se ca~l excluglvumente al documento testlmo- nial escrito por el cura párroco de Yaiza, - D. Andrés Lorenzo Curbelo. Este documento ·(hoy desaparecido), fechado en 1744 y ded í ca do al Ilmo. Sr. D. Juan Francisco Guillen se ti t ulaba: "Diario de apuntaciones de las c i r cunstancias que acaecieron en Lanzarote cua~ do ardieron los volcanes, año de 1730 hasta 1736". Hasta ahora no han aparecido trabajos de investigación histórica que apoyen la V!- racidad del relato del párroco de Yaiza y la existencia del mismo. Todos los estudios existentes sobre Lanzarote, y son muchos! r! fleren la erupción de 1730 como un dat? I~ - portante más en el conocimiento de la Is!a,- pero sin citar fuentes documentales preCIsas o si lo hacen casi todas se refleren a una misma obra, l~ de Ilernández -Pacheco (1909) que tradujo el "Diario" de la del francés Boulanger (1836) y éste a su vez, de la de Von Buch (1829), quien lo descubrió. La narración del citado párr?co, es breve, pero interesante por la cantidad de - detalles que narra, especialmente de los m~- mentos iniciales de la erupción. Los fenóm!- nos descritos corresponden a los eventos que más llamaron la atención del narrador, re sultando en ocasiones de difícil correspon - dencia con los procesos que hoy en día sao!- mos se desarrollan en una erupción fisural - similar a la ocurrida en 1730. El relato del cura Curbelo aporta algu nos datos importantes sobre el desarrollo de la erupción, siendo especialmente relevantes las relaciones temporales entre los distin - tos fenómenos y su duración (T~ulas 1 y 2). Cabe destacar otros dos puntos importantes:- la práctica ausencia de actividad sísmica sentida, pues sólo en dos ocasiones se me~ - ciona, y las erupciones submarinas. Referen- te a estas Gltimas, en la descripción que fia ce el COmerciante inglés George Glass (1764), cita como evento destacable el nacimiento de un islote que posteriormente es englobado por las lávas subaéreas. La mi~ma nu~rac16n Jel cura de Valza -
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ANALES DE FISICA Serie B NUMERO ESPECIAL 127
APROXIt1ACION AL CONOCHlIENTO DEL f1ECANISMO DE LA ERUPCIONDE 1730-1736 EN LANZAROTE*
R. ORTIZ1, v. ARA~Al y c. VALVERDE2
1) De p . Geología. Mus eo Nacional. Ciencias Naturales (CSIC)2) De p . Historia ~Ioderna. Universidad Complutense, Madrid.
Abstract.-
On the basis of the historical account, the observation on the terrainand the physical and chemical data, a whole series of parameters characteri~in9 the eruption which devastated the island of Lanzarote between 1730 and -1736 have been calculated. A model has also been outlined for some of theeruptive mechanisms, and finally, one has been able to establish the possl -ble effect of earth tides on eruption development.
* Proyecto de investigación n~ 449 CSrC-CAICYT.
rntroducción.-
Son muy pocas las erupciones suficie~-temente documentadas desde un punto de vistafísico siendo necesario acudir a métodos-indire~tos para tener una primera aproxim! -ción del desarrollo de la erupción. El est~-dio indirecto de los mecanismos de erupciónse ha desarrollado básicamente en torno al -volcanismo explosivo, tanto por la espectac~laridad del fenómeno, como por su elevado p~tencial de riesgo, a lo que habrá que añadirel interés militar suscitado por su semeja~-za con las explosiones nucleares. Por.es~e -motivo no debe sorprender que en la bIbll~ -grafia no abunden los estudios encaminadosa la reconstrucción de mecanismos de eru2ción en volcanismo no explosivo ocurrido entiempo pasado, aunque si existen megníficostrabajos sobre erupciones actuales.
La erupción ocurrida en Lan~arote e~ -tre 1730 y 1736 presenta.car~cter~stIcas quehacen objeto de un especlal Interes el estu-dio de su mecanismo eruptivo: se trata deuna erupción grande, que puede cataloga:se aprimera vista entre las mayores de su tIpO.-Se desarrolla en una isla con escaso relIeveprevio, lo que permite aproximar modelos de·lujo simplificados. Por otra parte, las con
diciones climáticas de Lanzarote han prese~-vado los materiales y formas volcánicas de -esta erupción, que tampoco han sido mo~i~ic!das sustancialmente, por factores antroplC?Sal encontrarse protegidos en un Parque Nacl~nal creado al efecto. Finalmente, eXlste unadescripción histórica ~~y realist~ de la primera etapa de la erupcIon y todavla se co~ -servan fuertes anomalías térmicas a escasa -profundidad.
Documentación Histórica.-
La información histórica conocida ref!rente a la erupción que ocurrió en Lan~~roteentre 1730 y 1736 es muy escasa, reduclend~-se ca~l excluglvumente al documento testlmo-
nial escrito por el cura párroco de Yaiza, -D. Andrés Lorenzo Curbelo. Este documento·(hoy desaparecido), fechado en 1744 y de d í c ado al Ilmo. Sr. D. Juan Francisco Guillen seti t u lab a : "Diario de apuntaciones de las c i rcunstancias que acaecieron en Lanzarote cua~do ardieron los volcanes, año de 1730 hasta1736".
Hasta ahora no han aparecido trabajosde investigación histórica que apoyen la V!-racidad del relato del párroco de Yaiza y laexistencia del mismo. Todos los estudiosexistentes sobre Lanzarote, y son muchos! r!fleren la erupción de 1730 como un dat? I~ -portante más en el conocimiento de la Is!a,-pero sin citar fuentes documentales preCIsaso si lo hacen casi todas se refleren a unamisma obra, l~ de Ilernández -Pacheco (1909)que tradujo el "Diario" de la del francésBoulanger (1836) y éste a su vez, de la deVon Buch (1829), quien lo descubrió.
La narración del citado párr?co, esbreve, pero interesante por la cantidad de -detalles que narra, especialmente de los m~-mentos iniciales de la erupción. Los fenóm!-nos descritos corresponden a los eventos quemás llamaron la atención del narrador, resultando en ocasiones de difícil correspon -dencia con los procesos que hoy en día sao!-mos se desarrollan en una erupción fisural -similar a la ocurrida en 1730.
El relato del cura Curbelo aporta algunos datos importantes sobre el desarrollo dela erupción, siendo especialmente relevanteslas relaciones temporales entre los distin -tos fenómenos y su duración (T~ulas 1 y 2).Cabe destacar otros dos puntos importantes:-la práctica ausencia de actividad sísmicasentida, pues sólo en dos ocasiones se me~ -ciona, y las erupciones submarinas. Referen-te a estas Gltimas, en la descripción que fiace el COmerciante inglés George Glass (1764),cita como evento destacable el nacimiento deun islote que posteriormente es englobadopor las lávas subaéreas.
La mi~ma nu~rac16n Jel cura de Valza -
1 Z 8
OlA /H':S
Septiembre
Pocos dl •• deepu~s
Septiembre
11
,o,,' 18
28OctubreOctubre
110
NoviembreNoviembre
27 NoviembreDiciembre
16-11 Diciembre
Enero
1027
En~roEnero
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FebreroFebrero
2031
MarzoMarzo
! .Abril
13 AbrilHayo
Hayo
Hayo
Junio
18 Junio
Octubre
R. ORTIZ, V. ARA~A y C. VALVERDE
A~U
RelaciOn de eventos de la er1,pcl0n de 1730-1736
ZONAS AFECTADAS
1730
'730
1730
hasta1730
hasta1730
1730
1730
1730
1731
hasta1731
hasta173'
hasta1131
1.13~
1731
1731
1731
173'
'73'
173'
1731
25 DiciembreNoviembre 1731
173'28 Diciembre173'
CARACTERlSTlCAS DE LAS ERUPCIONES
Elevación de una monta~a. Llamas
Formación de un nuevo abismo. Torrentede lava, fluida al principio. mAs den-sa después.Levantamiento d. una qran roca. Lava.
Erupci6n mS. lnten ••. Lava durante'dta. sequldoaFormación de 3 nuevas aberturas. Humoespeso acompaftado de eacorias, arenasy cenizas.
Humoa y cenizas
Corriente de lava
Lava
FormaciOn de una pequena isla en elagua
Corrientes incandescentes. Humos es-pesos.Elevaci6n y posterior hundimiento deuna montana en su propio cráter. Cen!e e e y pLe d r a s , -
Levantamiento de un nuevo cerro. Lava
Nuevo. conoa terminados por crAtere~
ReactlvaciOn más violenta. Corrlen-t.. incandescente.
Extinci6n momentáneaHundimiento de dos montanas
ReactivaciOn y levantamiento de unanu.va colina.Corriente. de lava. Cesi6n de estosfen6menos
Abertura de 3 orificios, que formar~nun solo cono. Lava. Violentas sacudi-das y llamas.
Nuevas erupciones
Leve ntamiento de un nuevo cono. Ceni-zas y relAmpagos.Vapor blanco de otra monta~a
Fuertes temblores de tierra
Alzamiento de un cono. Corriente delava.
Cerca de Timanfaya, a dos leguasde Yai:zal'imanfaya, Rodeo y parte de Hon-tal\a Blanca
De.de el N al WNW. Zonas de Hantay Santa Catalina.Oe Santa eatelina • Mazo, h •• tael ",al'.
Hacia el mar,
Hacia el SW. Zonas de Chupadero yVega de Uqa.
Hacia el mar a través de malpals
Hacia el mar a través de malpai9
Rodeo y su comarca hasta el mar
Hedia lequa má. lejos de Rodeo.
A un lado de Yaiza
Zona de Yaiza
Sobre ruinas de Mato, Sta Cata-lina y TimantayaZona de Mazo.
Villa de Jaretas.
pone de manifiesto que el proceso era discontinuo, con relativamente grandes intervalos-de reposo. Esto unido al conocimiento actualdel desarrollo de una erupción basáltica, hace suponer que durante los años posterioresa 1731 la actividad debió haberse reducido -mucho. Sin embargo los accesos a la zona de-bieron ser muy difíciles y por ello prácticamente no se conocen datos al respecto. La vIsita del obispo Dáyila en 1733 confirma estaidea cuando se refiere al volcán como la"luz de una vela" (citado en Hernández-Pacheco .• 1909).
Curiosamente el propio I1ernández-Pacheco dice que la erupción de 1730-1736, "durócuatro años". Esta misma duración la hemos ,.encontrado en un texto excrito entre 1737 y1739 por D. Pedro del Castillo Ru i z de Vergara, y recogido por Tomás Nufioz y Romero en 7su Diccionario bibliográfico-hist6rico delos antiguos reinos y provincias de España.-Estos textos y otros originales de la ~pocaestáp siendo investigados, ya que seria de -gran ayuda para el reconocimiento de sus me-canismos y para prevenir el desarrollo de -episodios similares.
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APROXU1ACION AL CONOC U1I ENTO DEL HECANIS~lO 129
TABLA 2
POSIBLE DlJRACION DE LOS EVENTOS DE LA ERUPCION¡ 1730 36
OlA MES A~O EVENTO DURAClON (días)
Septiembre 1730 cono 19
lavas 6
18 Octubre 1730 cono 10
Noviembre 1730 cono 10
27 Noviembre 1730 colada 3(cono emar)
10 Enero 1731 cono 7
3 Febrero 1731 cono 25
colada
20 Marzo 1731 cono 11
13 Abril 1731 cono 17
colada
2 Mayo 1731 colada 4
OTROS EVENTOS
Junio 1731
4 Junio 1731
25 Diciembre 1731
/2erupci6n submarina
movimientos sísmicos
movimientos sísmicos
VolGmen de Nateriales Emitidos.-
La superficie cubierta por las lavas -de la erupci6n de 1]30-36 se eyalua en 200 -km2 (Fúster et al., 1968). Un cálculo más detallado a partir de las Gltimas ediciones delos mapas topográficos de la isla y medianteintegración numérica, permite cifrar la su -perficie cubierta en 172~S km2. -
l.a determinación, aunque se aproximadadel volGmen de materiales emitidos plaptea -cierta dificultad, dado que la inexistenciade datos sobre la topografía anterior a la -erupci6n no posibilita una evaluación direc-ta. Igualmente la superposici6n de COladas--emitidas durante los seis años de erupci6n -tampoco permite aplicar los métodos de cálculo basados en el estudio del perfil de las ~coladas.
En este trabajo se representa el campode lavas por una superficie reglada cuyo ejecorresponde a Montaña de Fuego (Figuras 1 y2) Y tomando como directriz la envolventedel campo lávico. Se admite que la altura delas lavas es cero sobre la directriz, mientras que el valor H correspondiente al eje -
Figura 1Ex~ensión superficial de los materiales correspondientes a la erupción de 1730-36 (basado e~FÚ'!ter et al. / 1968).
130 R. ORTIZ, v. J\Rllf'lJ\ y C. VJ\LVERDE
ARRECIFE DELANZAROTE
"
¡.1!¡,kl·1::i .
Figura 2Distribución radial utilizada para la evalua-ción de la superficie y el volumen de lavas.
¡ :l'
E.W.
1
22000~3 l~---===- 2.0
4 hoooo~
-- 3.200
4600 2004,000
3600 -150----
250180 200
100m.
O .00 1000"',I I.
~~Sección vertical del campo lávico de 1730-36en las proximidades de Montaña de Fuego (Yu-guero, 1975). Los materiales recientes corre~ponden al estrato resistivo de 4000 nm.
es el espesor medio de las lavas en la zonapróxima a los centros de emisión. Este esp~-sor medio se ha obtenido analizando los per-files geoeléctricos realizados entre 1972-15por el CSIC, la Universidad Complutense y elServicio Geológico del MOPU, estimando entre
",:'
30 Y SO m la potencia típica de estas lavasCf-igura 3). Datos procedentes de los sondeosmecánicos existentes en la zona indican valores superiores, que deben corresponder a la-mayor acumulación lávica en el eje de anti -guos valles.
Figura 4Perfil topográfico obtenido a partir de MO~-taña de Fuego (O) en dirección. NW h~cia el -mar y utilizado para la determinaCion de ,1~Sángulos de equilibrio de la superficie lav~-ca. Observese la extraordinaria regularidaddel perfil. Pendiente de equilibrio 0.05.
Considerando una recta como gcneratrizde la superficie lávica (Figura 4) se obti~-ne que el volamen de magma emitido como col!das fué de 1.310.6 km3, valor ligeramente s~perior al que aparec~ frecuente~ente en,la -literatura, aunque Sln referenclar el metodoseguido para su evaluación (Herdevari, 1963;Fr í edman et al., 1981).
Dado que las erupciones basálticas C!-narias son eminentemente efusivas la evolu -ción de la energía que interviene se reduceprécticamente a conside:ar la disIpación ~érmica en las coladas (ShImozuru, 1968; Aranay Or t i z , 1984).
Q m(CóT + L)
donde C es el calor específico, L el calor -de cambio de estado y m la masa de los mat~-
Iiales emitidos. Los valores obtenidos paraa gran erupción de Lanzarote y de otras m~-ores ocurridas en Canarias se presentan en
la Tabla 3. La gran diferencia a favor de la
erupción de 1730-36 se,correlaciona lógi~!.-mente con el mayor volumen de coladas emIt~-do en la misma. Las erupciones que estamos -estudiando, no solo const~tuyen un ~ech? e!-traordinario en el volcanlsmo canarlo SIno -también en un contexto más universal como seaprecia en la Tabla 4, dond: tamb~én se i~ -cluye la evaluación del fluJo lávlco para sucomparación con el obseryado en las otraseru~ciones.
Composició~ de las Layas.-
En la Tabla 5 se recogen cinco nuevosanálisis quím~cos de coladas, que incluyen·tanto tipos de su?erficie escoriácea (aa),como lisa (pa~Jehoe) 1 y corresponden a ce~ -tras eru~tivos local¡zados en los extremos,-o en la parte central de la fractur~ por laque ascienden los magmas. No ha podldo encambio establecerse con precisión el orden -temporal de la emisión, si bien ~a cola~apahoehoe corresponde a un episodIO tardlolo cual coincide con una tendencia general -
\jlr"j!¡!
132 R. ORTIZ, V. ARA~A y C. YALYERDETABLA 3
Parámetros de algunos volcanes canarios
25 400A B e o E F G H I J K L~~ __ ~~ ~ ~ ~ ~ ~ ~ __ ~~ __ ~~ ~~ __ ~ ~_I N_
11) Longitud apreciable de la grieta eruptiva (enkm) .
B) Altura media sobre el nivel del mar de loscentros eruptivos (en m).
/e) Altura del mayor edificio cónico formado (enm) •
D) Número de centros eruptivos importantes.E) Volúmen de lava emitido (en 10
6 m3).F) Viscosidad, a 1100", determinada a partir del
análisis químico y minera lógico (en poises) .G) Densidad (gr/cm3).H) Energía desprendida en la erupc10n, conside -
rando una relación lava/piroclastos = 8/2 (energios) .
1) Duración de la emisión (en meses) .•) Considerando importantes interrupoio-nes de actividad efusiva. -
J) Tiempo transcurrido desde la anterior erupción en zonas relativamente próximas (en-años) .
K) Valores extremos de SiO en los materialesemitidos (\). 2
L) Indices de diferenciación magmática (pro duc «
tos iniciales - productos finales).M) Márgenes del índice de alcalinidad.N) Frecuencia de enclaves ultramáfícos.
en el volcanismo basáltico histórico de Canarias¡ que suele iniciarse con coladas aa y ~termlnar con coladas pahoehoe, independient~mente del grado de diferenciaci6n magmática.Un estudio más amplio, quizá permitiese uti-lizar esta inflexi6n en el comportamientoreo16gico de las lavas, como índice para pr~venir la evoluci6n de paroxismos eruptivosde esta naturale~a.
Las características litológicas, espa-ciales y temporales se han intentado carreTacionar no solo con la variaci6n geoquímica ~sino con parámetros como la densidad, porosidad y contenido de enclaves, que en general-se utilizan en distintos capitulas de este -trabajo. En cuanto a los rasgos singulares -de esta erupci6n en el marco del más recie~-te volcanismo canario, vale la pena comparar
algunos datos (Tabla 3) con los de la siguiente y última erupción en la misma isla,-ocurrida el año 1824 (ver p. ej. Rumeu y Arañ a ..1982) con los de la última erupci6n de ~Tenerife, ocurrida em 1909 en el Chinyero(ver p. ej. Araña, 1985 e Igme, 1985) y conlos de la última erupción del Archipiélago -(Teneguía, isla de La Palma, 1971) que ha -sido l6gicamente la mejor estudiada (ver p.ej. Araña y rúster, 1974; Alfonso et al.,1974; Machado y Pliego, 1974 e Ibarrola,1974) .
En t~rminos más globales también es interesante destacar el que estas lavas con uníndice de diferenciación relativamente bajoson m~s ácidas y menos alcalinas que 10 habitual en el yolcanismo básico de Canarias. Esta peculiaridad geoquímica puede ser achaca7
APROXIMACION AL CONOCIMIENTO DEL MECANISMO 133
TABLA 4
VOLCAN ERUPCION VOLUMEN 106m3 FLUJO m3/s REFERENCIA
Tolbachik 1975-76 2000 80 Fedotov et al., 1980(Kamchatka) 13 meses
Kilauea 1972-73 106 13.5 Wadge, 1981(Hawaii) 14 meses
Paricutin 1943-53 1400 21 .3 Scandone, 1979(Mexico) 9 años
Hekla 1980 120 500 IAVCEI(Islandia) 3 dfas
Timanfaya 1730-36 2290 56(Lanzarote) 4-6 años
da a que la fuente del fundido sea más supe~·ficial que en los otros episodios canarios obien a gue corresponden a ~n segun~o ciclo -de fusion en el manto (Arana y Or t i z , 1986).En cualquier caso no hay que descartar una r~lación directa entre la menor alcalinidad yel mayor volúmen de magma emitido. Esta ú1tlma posibilidad es la que hace particularme~-te interesante este dato en orden al mejor -conocimiento de los mecanismos eruptivos y ala prevención de erupciones de esta naturaleza.
Una de las características de las la -vas correspondientes a la erupción de 1730--36 en Lanzarote, es la gran abundancia de e~claves de composición y tamaños muy vari~bles. Estos enclaves son fragmentos de rocaarrastrados por el magma ascendente desde z~nas más o menos profundas. Los enclaves de -rocas sedimentarias (calizas, areniscas ymargas) proceden de capas que se encuentrana más de 2.500 m de profundidad (ver Sánchezy Abad 1986). Los enclaves de rocas básicas(gabro~) y ultrubAsicas (peridot~tas) son ~~dav1a más profundos y deben aSOCIarse a ra~-ces subvolcánicas o a los acumulados fémicosen cámaras que pueden localizarse a unos 4 -km de profundidad (Ver Araña et al., 1985).-También existe la posibilidad de que granparte de los e~claves ultrabásicos ~rocedande una zona proxima a la de generaCIón demagmas en el manto superior (Sagredo, 1969).Los xenolitos aparecen en todas las lavas, -pero su distribución presenta ligeras vari~-ciones debidas tanto a procesos de transpo~-te como a su mayor o menor riqueza en 9rígen.Los enclaves más frecuentes son ultrabásicos,aunque los de mayor tamaño sólo aparecen enlas proximidades de algunos centros erupt~ -
vos dado que su elevada densidad los hace s~dimentar rápidamente; enclaves de menor tam~ño, generalmente procedentes de fragment~ -ción de los mayores, se encuentran a grandesdistancias de los centros de emisión, si -bien presentan una ligera acumulación en lacolada por debajo de los niveles ricos enburbujas. La presencia de otros enclaves (c~lizas, gabros, ... etc) es más escasa y solose encuentran cantidades representativas enunos pocos conos, situados a los extremos dela fractura de emisión. Ello se debe a que -este último tipo de enclaves procede excluslvamente de las paredes de los conductos ~up~riores de emisión (o de alguna pequeña cam~-ra intermedia) que en este caso no superan -en mucho el metro de anchura (Araña y Ortiz,1984) por lo que el yolúmen máximo extraiblees relativamente reducido. La may~ría de losxenolitos es arrancada durante las fases iniciales de la erupción, y hoy en día están s~pultados por lavas posteriores, salvo en lasextremidades de las fracturas de emisión, -que corresponden a pequeños aparatos vol~ánicos cuya actividad se redujo casi excluslca-mente al estatllecimiento del conducto y a Taemisión de pocas coladas que arrastran estosenclaves.
La abundancia de enclaves es además unreflejo de la capacidad erosiva del magma,la cual es máxima cuando el flujo tiende a -hacerse turbulento. Como el número de Rernolds es función de la viscosidad ~ de la anchura del conducto d, de la velocidad v y dela densidad p
Re d v~p
¡.é. ','~~" ¡
¡11:l'·1'
134 R. ORTlZ I Y. AAAflA y Y. VALYERDE
TABLA 5
AnAlisis qulmicos de coladas emitidas entre 1730-1736
1) Colada aa de pico Partido. Zona Centro-NEde la fractura efusiva.
2) Colada aa de Timanfaya. Zona Centro-SO dela fractura efusiva.
3 ) Colada aa. Extremo SO de la fractura. Altaproporción de enclaves.
4 ) Colada aa. Extremo NE de la fractura. Altaproporción de enclaves.
5) Colada pahoehoe. Erupciones finales en lazona central de la fractura.
(Elementos mayores en Oxidos \. Elementos me-nores p.p.m.)Anal. M. Vallejo. Dep. Geología. M.N.C.N.C.S.r.C.
la abundancia de enclaves debe aumentar especialmente en aquellas lavas de menor viscosIdad.
~ = ~~ exp (E / RT)
La menor viscosidad a altas temperatu-ras justifica también que sea a grandes pro-fundidades cuando la'transición a turbulentose produzca con mayor facilidad.
donde ~~ es la viscosidad en el límite delas altas temperaturas y E es una energ!a deactivación, para la que es válida la ley delas mezclas (Shaw, 1972).
Viscosidad del Magma.-
Una primera aproximaclon al estudio dela viscosidad de un magma parte de aceptar -como vAlida la ley general de la viscosidadpara un fluido (Bird et al., 1964).
donde Xi corresponde a la fracción molar delcomponente i. Se admite que esta ley de mez-clas es aplicable directamente al modelo dela variación de la viscosidad con la temper~tura.
AP.~OXT>JAClON AL CONOCHllENTO .DEL HECAN¡SMO
De es2e modn la viscosidad de un magmase puede calcular directamente a partir delanálisis químico convencional de las lavas.-Dado qu«; «;n nuestro caso (Tabla S), se tratade un slllcato donde el SiO es el componen-2 -te mayoritario,es este el que condiciona elcompor~amiento del conjunto, haciendose in -tervenIr los restantes elementos como correcciones al resultado global. Sin embargo es ~necesario definir valores locales para cadauna de las constantes que intervienen en elcálculo. En primera aproximación se utilizanvalores medios de las energías de activaciónobtenidas a partir de un análisis estadísti-co de datos muy dispersos, por lo que sólo--:deben aceptarse como un valor aproximado (80ttinga y Weill, 1972). -
Otro factor a tener en cuenta es lapresencia en las lavas de una fase sólidacompuesta por los minerales que ya han cris-talizado y de una fase volatil en forma de--pequeñas burbujas. Ambos elementos tienden aaumentar la viscosidad de la mezcla, por loque debe corregirse el valor dado por la -aplicación directa del modelo de viscosidad.Estos efectos se evaluan mediante una corrección del tipo
B 7 9 6 5 2 1
135
(l-R <p)-2.S
siendo ~ la viscosidad de la mezcla y ~ lao
correspondiente al líquido, <p es la fracciónen volúmen correspondiente a las burbujas -(Sparks, 1978) o cris tales (Spera, 1980). Res una con:tante qu~ depende del tipo y for-ma de las Impurezas variando de 1 a 2, paraes~eras de tam~ño uniforme es 1.35 y paracrIstales de dIverso tamaño se obtienen bue-nos resultados con 1.67 (McBirney y Murase--1984) . '
~a presencia de cristales obliga a in-troduc~r.una nu:v~ corrección debida a que--los anallsls qUlmlcos de que se dispone co -rre:ponden a la mezcla de cristales y vidrio,deblendose Introducir en el modelo de visco-sidad l?s ~alores correspondientes únicamen-te al vIdrIo. Con este fin se ha concebido--el programa de forma que se sustrae del aná-lisis q~ímico la composición correspondientea los dIstIntos cristales de acuerdo con suabundancia, ~iguiendo el procedimiento publicado por HcBIrney y Murase en 1984. -
4 3
5158
T11:'11:'11:'1 151:'11:'1
Figura 5Curvas de viscosidad en funci6n de la temperatura correspondientes a muestras de lava dela erupci6n de 1730~36 (curvas 1-5) y de 1824(curvas 6-9). Mi~ntras las coladas de 1824 podian moverse todavía por debajo de los 900ac~las de J730-36 estarían prácticamente inmovi-lizadas a 1100aC.
136 R. ORTIZ, V. ARA~A y C. VALVERDE
En la Figura 5 se presentan las curvasde viscosidad obtenidas a partir de los aná-lisis químicos de la Tabla S. Se ha incluidatambién las viscosidades correspondientes amuestras procedentes de la erupción de 1824y publicadas en Rumeu y Araña (1980). Lagran duraci6n de la erupci6n y el gran volG-men de material emitido se refleja en la am-plia variaci6n que presentan las viscosida--des de la erupci6n de 1730-36 en comparací6ncon las correspondientes a 1824.
La gran dispersi6n que presentan las -curvas de viscosidad indica que la erupci6nde 1730-36 debi6 presentar importantes con -trastes: coladas que corrían velozmente frente a otras que dificilmente alcanzarían unospocos centenares de metros por hora. Ademásel hecho de que algunas muestras presentan -el incremento fuerte de viscosidad a temperaturas elevadas tuvo que reflejarse necesariimente en la aparici6n de oscilaciones por -realimentaci6n térmica en los conductos de -emisi6n (Feigenson y Spera, 1980).
Modelo de Descarga Lávica.-
En una erupclon basáltica se acepta unmodelo de relajaci6n para la descarga de maKma de forma que el volGmen emitido viene da-do por
v (t) = V~(I-exp(-t/T))
siendo V~ el volúmen total correspondiente aun tiempo infinito y T una constante de tiempo. Este modelo permite obtener un buen ajuste con los datos experimentales pocas horas-después de haberse iniciado la erupci6n, unavez se puede admitir que los conductos deemisi6n han alcanzado un suficiente grado deequilibrio (Wadge, 1981) y se aplica tanto apequeñas erupciones como a los grandes ciclos eruptivos (Scandone, 1979; Wadge, 1982;Ma ch ad o , 1974). Para su determinaci6n se ad-mite la aproximaci6n
0.99
correspondiendo YF al volGmen de materialemitido al finalizar la erupci6n; de este modo:
T -tF In 0.01
En el caso de la erupclon de Lanzarote,con una duranci6n global tF de 6 años se ob-tiene para T
T 475 días
Con este modelo se puede calcular fácilmente el caudal emitido.
Qddt V( t ) Y~ exp(-t/T)
para t o se obtiene el caudal máximo
4.8 x
valor pr6ximo al calculado en otras erupci~-nes fisurales (5.8 x 106 m3/día, en Tokavev,1978) .
En realidad, durante los primeros mo -mentas el caudal emitido es considerablemen-te menor, alcanzándose este valor máximo después de un cierto tiempo de iniciarse la -erupción; ello es debido a que el techo de -la columna magmática se enfría por simpletransferencia de calor a las rocas de caja,-además de la energía invertida en establecerlos conductos de ascenso. Esta pérdida detemperatura se refleja en un aumento considerabIe de la viscosidad que afecta a la velo~cidad con que puede moverse el magma a tra--vés de los conductos (Fujii y Uyeda, 1974;-Feigenson y Spera, 1980; Ar a ñ a y Ortiz, 1984)Sin embargo, la baja difusividad térmica delas rocas de caja hace que en muy poco tiem-po la pared alcance una temperatura pr6ximia la del magma ascendente, aunque con una penetraci6n del frente térmico en el interior-de la roca muy pequeña (Carslaw y Jaeger,1959). Por lo tanto, puede considerarse el -ascenso del magma basáltico como isotermo, -una vez transcurridas unas pocas horas.
Velocidad de Ascenso del Magma.-
La velocidad de ascenso de un magmapuede evaluarse a partir de su capacidad pa-ra transportar fragmentos más densos. Una --evaluación de este tipo es válida en laerupción que nos ocupa, ya que son numerososlos fragmentos más densos que el fundido (enclaves ultrabásicos) arrojados por varias bacas eruptivas. -
Una primera a~reciaci6n puede hacerseadmitiendo como vállda la ley de Stokes
v 2g
siendo R el radio del enclave, ~ la viscosi-dad del fluido, g la gravedad y 6p la dife--rencia de densidades entre el magma y el en-clave. Sin embargo de este modo solo se con-sigue una aproximaci6n muy grosera, solo va-llda para nGmeros de Reynolds muy pequeños~-Se puede introducir una correcci6n en la fórmula de Stokes expresando el coeficiente de-forma de enclave a partir del nGmero de Ref-nolds
Re dvp
u
APROXIMACION AL CONOCUIIENTO DEL HECANISMO
donde Pl es la densidad del fluido, ~ su vi~cosidad, d el diámetro del enclave y V la velocidad. Para números de Reynolds pequeños,~se tiene
C para Re < - 1
C 18 Re-3/5 para Re > • 1
y la velocidad viene dada por
v (_8_3
Rg6p)1/2e P 1
siendo Pl la densidad del líquido. (Spera, -( 1980) .
En el modelo anterior se considera elmagma como un fluido Newtoniano, lo cual so-olo es aceptable en una primera/~proximación.Se puede introducir un modelo más elaborado,como es el plástico de Bingham definiendo unradio crítico para el enclave, de forma quetodo enclave menor permanezca en reposo conrespecto al magma. Este radio crítico puedecalcularse a partir de la tensi6n umbral delmagma (Sp ar ks et al., 1977).
3 K aO
W' 4óp g
donde 00 es la tensi6n umbral y K una con~ -tante del orden de S. La tensi6n umbral es -muy difícil de determinar directamente enlas condiciones reales del ascenso del magmapor los conductos, acudiendose a aceptar unaley del tipo (Spera, 1980)
k ~3
donde k es una constante y ~ representa la -fracción en cristales presente en el magma -en el momento del ascenso.
La velocidad viene determinada en fun-ci6n del radio crítico por eSpera 1980)
v =6 5/7 P 3/7 8/7
O. 344 (~) (~) (R - R*)P o ~
donde PI es la densidad del magma y Pn ladel enclave.
Se ha seguido un método iterativo parael cálculo de la velocidad ascensional: pri-mero se calcula la velocidad con el modelo--de S~okes, con ella el número de Reynolds, -seguldamente el coeficiente de fricción y lavelocidad correspondiente, volviendo a calcular el número de Reynolds. El proceso se re~
137
pite hasta que se obtenga una corre~ción me-nor de un S~. Con estos valores y la información petrográfica sobre el contenido en cristales originales se calcula el radio crític~y la velocidad final.
Se ha considerado un enclave tipo de -28 cm de diámetro con una densidad de 3.4
/3 .g cm que es relatlvamente abundante en las
proximidades de algunos centros eruptivos de1730-36. Al magma se le atribuye una viscosidad media de 120 paises con un grado de cristalizaci6n de 0.1 obteniéndose una velocidaoascensional media de 210 cm/s con el modelode Stokes.
Al introducir el número de Reynolds seobtiene un coeficiente de forma de 1.8, conun número de Reynolds de 4S y la velocidad -se reduce a 64 cm/s. Finalmente en la aproximación Bingham se obtiene una tensión umbralde 240 dinas/cm2
I con un radio crítico de1.S cm y una velocidad de 60 cm/s. Con estavelocIdad de ascenso del magma, el área efi-caz de la fractura para un flujo de56 m3/s es de 93 m2.
Geometria de las Coladas.-
El modelo de viscosidad obtenido permite calcular el alcance máximo (1) de una co~lada lávica a partir de la pendiente sobre--la que discurre (CI,al, de su espesor (h) y -de las temperaturas de emisión (T ) y 501idie -f i c ac i ó n (T ) (Danes, 1972; Araña y Ortiz, -1984). s
_b_l [( ~ 1) 2 1}Te
exp (- + +T T s
3 e ° ~ b3=
2 c }¡3 gea + a)P
donde ~w y b son los dos parámetros de laviscosidad, P la densidad de la lava, c el -calor específico y g la gravedad, a la cons-tante de Stefan-Boltzmann de la radiaclóm, 6la emisividad.
Para la aplicación a las coladas de laerupción de Lanzarote se considera como ángulos de la base y de la superficie lávica ~(a y S) el ángulo medio obtenido a partirdel mapa topográfico en el sector NW de Mon-taña de Fuego donde las curvas de nivel pre-sentan una gran regularidad (Figura 4). Con-siderando que la altura media de cada colaoaindividual varia entre 2-3 m, y admitiendo -una temperatura de emisión de 1150~C se ob -tiene un recorrido máximo de 12 km para lislavas más fluidas (~ 7.10- 5 paises, b~ 2x 104K) y de solo 4 km para las más viscosas
138 R. ORTIZ, V. ARA~A y C. VALVERDE
Figura 6Líneas de corriente obtenidas mediante filtrado numérico de la superficie topográfica delcampo de lavas. El aspecto marcadamente radialde las líneas de flujo indica que a pesar detratarse de una erupción fisural, ésta presenta caracteres propios ~e una erupción ~al .
./,0e,o
••••..,
Figura 7Distribución y altura reducida de los conos -correspondientes a la erupción de 1730-36. Altura media 132 ID, máxima 210 m, a 49 m.
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APROXI~IACION AL CONOCHIIENTO DEL ~IECANIS~10
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139
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TIFigura 8
Proyección de las fechas reseñadas por el curad: Yaiza sobre los ciclos de marea de 27.3d La s (T2) y 27.6 días (T3) con el período de _29.5 días (T 1) se q íi n el método de lIamilton(1973). Observ:se la acumulación de un semipla~o ~e la mayorla de los puntos lo que parece -lnd1car la presencia de una fuerte Inodulaci6nde la actividad volcánica por efecto de las mareas y la exactitud de las fechas del relato.-
-s . 4(~~ ~ 5.10 po i se s , b ~ 2.210 K) que son -los valores similares a los observados en elcampo, donde una de las coladas alcanza unalongitud total de 9 km.
El estudio de la morfología de una co-lada típica aporta nuevos datos sobre el c~mp o r t am i en t o reológico de las lavas (lIulme,-1974; Parl e Iversen, 1984), pudiendose de -terminar los parAmetros correspondientes i -un modelo llingham d c viscosidad para la lava:
av1 X
1 si 11yxl- ~ ay 1 > 10yx o
av O si 11yxlay < 1o
Para ello se acude al anAlisis del perfil transversal de la colada, definiendo la-anchura de morrena (m) que estA relacionadacon la tensión umbral mediante (lIulme, 1974).
m
2g p Zc2 10
siendo Zc la altura crítica de la colada (e!pesar mínimo que debe alcanzar la colada pa-ra que pueda moverse), p la densidad y g fagravedad. En Lanzarotc la altura crítica delas coladas se sitúa entre 1.5 Y 3 m, siendola anchura de las morrenas del mismo orden -obteniéndose para la tensión umbral un val~rc omp re nd í do entre 104 y 105 N/m2•
Formación dl! los Conos.-
Son numerosos los conos de cinder de -la erupción de 1730 que se conservan en buenestado, su estudio permite determinar unos -parAm~~ros relacionados con el proceso de laerupcIon. Para ello se ha procedido a deter-mlnar la altura efectiva del cono corno dife-rencia entre las alturas topogrAficas del --borde y base (Figura 7). Los conos del Areapresentan una forma muy similar al modelo general de cono cinder, con pendiente exteriorde a~roximadamente 3s! y la interior mAs pronunclada. -
En un cono teórico la altura puede ob-tenerse en función del flujo de material me-diante la expresión:
140 R. ORTIZ, V. ARAnA y C. VALVERDE
siendo q el flujo de emisIon, t el tiempo ya la pendiente exterior (Araña y Ortiz,1984) .
Para areduce a
35~ la expresión anterior se
qt
Las alturas reducidas de los conos de1730-36 son del orden de 100 m existiendo -unos pocos de SO m y excepcionalmente algu-nos edificios que alcanzan los 210 m (~lont!lñ a de Fuego y Pico Partido, p. ej.): Toman-do para q el valor obtenido en este trahaJo(4.8xl06 m3/día) se obtiene una "vida" de -doce días para los conos de mayor altura, -aunque los valores de flujo correspondien -tes a la mayor parte de los conos debieronser mucho menores que los utilizados en elcálculo, por lo que la actividad asociada alos distintos conos debió ser algo más pro-longada, aproximándose a las cifras const~-tadas en otras erupciones históricas de Ca-narias.
Muchos de estos conos presentan un as-pecto asimétrico, generalmente atribuido alefecto del viento, sin embargo un análisis -detallado pone de manifiesto como los conosen los que predomina el de lapilli son prác-ticamente conos perfectos (Pedro Perico, lIernández), mientras que los edificios con pre~dominio de escoria (Rajada) están más defor-mados, este hecho parece sugerir que la asI-metría es consecuencia de una inclinación enel conducto de emisión (plano de la fractura)que proyecta los materiales bajo un cierto -ángulo, esta proyección balística afecta e~-pecialmente a los materiales mas densos (e~-corias) mientras que el lapilli se distribu-ye de un modo más homogéneo al ser frenadósrápidamente en el aire. La inclinación del -cono gases y piroclastos no es extraña en -los volcanes basalticos y fué bien observadaen el Teneguia (Araña y Fúster, 1974).
Efecto de las Mareas Terrestres.-
La influencia de los potenciales de ma
rea en el inicio de las erupciones y en su -posterior desarrollo ha sido objeto de nume-rosos estudios (Mauk r Johnston, 1973; Golombek y Ca r r , J978; Kleln, 1982; NcNu t t y Beu~van, 1984 y Araña y OrtIz, 1984), que ponende manifiesto la existenCIa de una dependen-cia clara entre la actividad volcánica y lasmareasl en forma mucho más acusada que con -respecto a la ocurrencia de los grandes sis-mas. La razón se encuentra en el hecho de --que la energía necesaria para disparar una -erupción en mucho menor que la requerida pa-ra un eyento s!smico equivalente. En este --sentido se debe citar que la relaci6n entremovimientos sísmicos y mareas es más evide~-te cuando se limita el estudio a microsismosen zonas muy fracturadas.
En el caso concreto de la erupcIon deLanzarote en 1730-36 los datos históricos resultan tremendamente escasos y demasiado co~centrados para permitir la realizaci6n de unestudio completo de las ondas de marea. Sinembargo al cubrir casi un año y medio ha si-do posible la realización de un análisis deperiodicidad mensual, siguiendo el método e~pecifico desarrollado por lIamilton (1973) p!ra el estudio de ciclos en erupciones volca-nicas. Se ! ;1an cons iderado todos los eventoscitados ~or el cura de Yaizal sin realizar -ningún fIltrado, ya que los acontecimientosreferidos debieron ser los mas notables de -cuantos ocurrieron.
Los resultados obtenidos se presentanen la Figura que corresponde a los ciclosmensuales lunares, de periodos 29.5; 27.3 Y27.6 días y el estudio pone claramente de manifiesto una excelente correlaci6n con los ~periodos 29.5 y 27.6, donde todas las fechascitadas (25) salvo 3 se concentran en un se-miespacio, con un periodo típico de retornode aproximadamente veinticuatro días para lamitad de los eventos registrados.
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