Tema 4C – Magmatismo. Las rocas ígneas más importantes

   1. Introducción

2. Magmatismo

2.1.El origen de los magmas

2.2.Evolución de los magmas

2.2.1. Cristalización fraccionada

2.2.2. Asimilación magmática

2.2.3. Mezcla de magmas

2.3.Fases en la consolidación de un magma

2.4.Magmas primarios

3. Rocas ígneas

3.1.Criterios de clasificación

3.1.1. Clasificación en función del lugar de solidificación del magma

3.1.2. Clasificaciones texturales

3.1.3. Clasificaciones composicionales

3.2.Principales familias de rocas plutónicas

3.3.Principales familias de rocas volcánicas

3.4.Estructura de las rocas ígneas

3.4.1. Mecanismos de emplazamiento

3.4.2. Tipos de intrusiones

4. Volcanismo

4.1.Mecanismos de erupción

4.2.Materiales y productos volcánicos

4.2.1. Gases

4.2.2. Lavas

4.2.3. Productos sólidos

4.2.4. Ignimbritas y nubes ardientes

4.3.Edificios, estructuras o aparatos volcánicos

4.4.Productos secundarios y fenómenos asociados al volcanismo

5. Conclusión

6. Bibliografía

1. Introducción.

La mayor parte de los materiales primarios se originan en el interior de la corteza terrestre y en unas condiciones muy distintas de las ambientales. Estas condiciones, que son de presión y temperatura elevadas, originan la fusión de los materiales del manto superior o de la corteza. El resultado es un material que se denomina magma y que puede considerarse como una mezcla muy compleja de materiales fundidos a temperatura entre 700 y 1200 ºC con una proporción considerable de agua y de compuestos gaseosos. A las rocas que derivan de la consolidación de este magma se las denomina rocas ígneas o magmáticas y al proceso generador de las mismas, magmatismo.

2. Magmatismo.

Un magma es una mezcla silicatada compleja de materiales rocosos fundidos, que contiene gases, agua y minerales sólidos dispersos. Es un fundido de temperatura elevada (700 a 1.200 º C), cuyos elementos cuantitativamente importantes son: O, Si, Al, Ca, Mg, Fe, Na y K, pero que contiene también mínimas cantidades de todos los demás elementos químicos.

2.1. El origen de los magmas.

Los magmas se generan por la fusión parcial o total de rocas profundas de la corteza inferior y manto superior. Para tratar de obtener información sobre el origen de los magmas, es necesario considerar las condiciones fisicoquímicas reinantes en estas zonas profundas. Para que se genere un magma es necesario que suba la temperatura o que descienda la presión. La temperatura aumenta hacia el interior de la Tierra. Se calcula que en las zonas profundas de la corteza, la temperatura debe oscilar entre 600 y 700 º C. Sin embargo, la mayor parte de las rocas funden a temperaturas superiores a 1000. Con respecto a la presión, se ha visto que ésta aumenta gradualmente hacia el interior de la corteza. Aunque la presencia de agua puede bajar el punto de fusión, es obvio que resulta difícil la formación de magmas por fusión de rocas en la corteza. Hay que tener en cuenta que en las zonas continentales el espesor de la corteza es superior, por lo que se pueden alcanzar en ella mayores temperaturas teniendo en cuenta el gradiente geotérmico. Pero de todas maneras un factor que parece tener importancia a la hora de la formación de los magmas en la base de la corteza sería la presencia de elementos radioactivos, que al desintegrarse, pueden producir elevaciones locales de la temperatura suficientes como para producir magmas. En estas zonas se produciría la fusión parcial de las rocas por lo que la mayor parte de los materiales seguiría estando en estado sólido. La fracción fundida es un líquido menos denso que la fracción sólida a través de la cual asciende. El magma se almacena en bolsas denominadas cámaras magmáticas a profundidades menores. Por otra parte los movimientos tectónicos producen fenómenos mecánicos con el consiguiente aumento de temperatura debido a la transformación de energía mecánica en calor, por lo que este hecho contribuiría también a la formación de magmas en zonas localizadas del interior terrestre.

Podemos considerar, pues, dos orígenes distintos para los materiales magmáticos. Por un lado, un origen profundo, localizado en el manto, y otro de origen más superficial, localizado en la corteza y producido por la fusión de materiales corticales por aumentos locales de la temperatura en ciertas zonas específicas. Ambos tipos se dan probablemente en la Tierra, aunque de todas formas el origen de los magmas es un problema todavía sin solucionar definitivamente. Sea cual sea el origen de un magma, el hecho es que existen magmas localizados en el tiempo y en el espacio.

Cuando desciende la temperatura en la zona donde el magma existe o éste asciende a lugares más superficiales de la corteza terrestre, la masa fundida se enfría, y al llegar a la temperatura de solidificación, el material empieza a cristalizar lentamente, originando rocas especiales, las rocas ígneas, que están formadas por una serie de minerales cuya naturaleza depende de la composición inicial del fundido y de cómo se haya llevado a cabo el enfriamiento.

2.2. Evolución de los magmas

Desde el momento de su formación hasta su emplazamiento final el magma se va enfriando progresivamente. A lo largo de este enfriamiento se produce la cristalización de minerales a partir del fundido y los gases contenidos en el magma se condensan. Hay que tener en cuenta que la solidificación de un magma no se produce a una temperatura fija, como pasa, por ejemplo en la transformación agua-hielo, sino que abarca un intervalo amplio de temperaturas, debido a la composición química compleja del magma.

Por otra parte, durante el ascenso se producen una serie de procesos que cambian la composición del magma, y que se conocen con el nombre genérico de diferenciación magmática. Esta serie de procesos hará que el resultado final sea un tipo u otro de roca.

Los principales mecanismos de diferenciación son los siguientes:

2.2.1. Cristalización fraccionada. Los minerales no cristalizan todos al mismo tiempo ni permanecen intactos durante todo el proceso de diferenciación. El magma primario puede contener cristales, o puede ser que éstos se formen durante el ascenso, si éste es lo suficientemente lento. Cuando estos cristales tienen una densidad distinta a la del magma, se puede producir la separación de los mismos, o bien por acumulación en la parte superior de la cámara (los de feldespatos, que suelen ser los menos densos) o en su fondo (olivino, piroxeno, que suelen ser los más densos). Esto origina la segregación de determinados componentes minerales, cambiando la composición del magma residual. Por otro lado, los minerales formados y estables a una determinada temperatura pueden dejar de ser estables cuando dicha temperatura varía, y cambiar de composición o disolverse para recombinar sus iones y formar minerales nuevos. A este cambio se le llama reacción, y la serie ordenada de tales cambios recibe el nombre de serie de reacción. Hay dos tipos de reacciones partiendo de un mineral ya formado:

– Reacción continua. Un mineral cambia de composición mediante la sustitución de iones sin que el mineral se destruya. Estas reacciones tienen lugar bajo condiciones de equilibrio entre el fundido y los cristales formados al descender la temperatura. Por ejemplo, la serie de las plagioclasas, en las que cristalizan primero las plagioclasas cálcicas (anortita) y según se produce el enfriamiento, los iones Na del magma sustituyen a los iones Ca produciéndose así la transformación de plagioclasas cálcicas a plagioclasas sódicas (albita). Se puede parar el proceso en cualquier momento por lo que se pueden encontrar minerales de composición intermedia como son las plagioclasas calco-sódicas.

– Reacción discontinua. Un mineral estable deja de serlo cuando disminuye la temperatura y reacciona con el magma formando un mineral de composición diferente; por ejemplo: los olivinos reaccionan con el magma y se forman los piroxenos; éstos también pueden volver a reaccionar con el magma restante originando anfíboles. Estas reacciones discontinuas ocurren a temperaturas definidas y un ejemplo de este tipo de reacciones sería la formación de eutécticos, que son mezclas de dos sustancias en proporciones fijas que muestran puntos de fusión diferentes a los de las fases que las constituyen.

Series de Bowen

Para un magma de composición intermedia, y según disminuye la temperatura, existe un orden de cristalización de silicatos que fue determinado por N.L. Bowen en 1928. Estableció la evolución de dos series de minerales. Estas series son conocidas como las series de reacción de Bowen. Los primeros cristales que se formarían en un fundido con esta composición son olivino y plagioclasa cálcica que, a su vez, durante el enfriamiento reaccionan con el fundido residual para dar lugar a una serie de minerales, tal como se expresa a continuación:

A la serie encabezada por el olivino, se la denomina serie de reacción discontinua y a la serie encabezada por la plagioclasa cálcica, se la denomina serie continua puesto que, a alta temperatura la sustitución isomórfica entre sus miembros es muy compleja y las reacciones que aparecen son predominantemente de carácter continuo.

Así, por ejemplo, partiendo de la serie discontinua, en un magma rico en hierro y magnesio, se forma en primer lugar olivino, pero a temperatura más baja si existe en el magma residual suficiente cantidad de sílice, el olivino se transforma en un piroxeno, según la reacción:

A su vez, el piroxeno puede transformarse en anfíbol y así sucesivamente. Las reacciones continúan produciéndose, de acuerdo con la secuencia indicada en la serie, hasta que todo el fundido se ha consolidado.

Estas reacciones aparecen en el supuesto que se mantenga el equilibrio entre los cristales y el líquido. Sin embargo, en cualquier momento de la consolidación, los cristales ya formados pueden ser separados del líquido. Cuando eso ocurre, el equilibrio se perturba y aparecen cambios importantes en la secuencia de cristalización. Al separarse la fase sólida de la líquida, cada una de ellas forma rocas completamente distintas entre sí y también diferentes del magma inicial.

Como dentro de un magma los primeros minerales que se separan son silicatos ferromagnesianos de bajo contenido en sílice, el magma en el proceso de diferenciación se supone evoluciona hacia composiciones más ricas en sílice y en elementos alcalinos, y las rocas formadas por la acumulación de las primeras fases sólidas son más básicas que las últimas. Por otra parte, la proporción de volátiles del magma aumenta también en el transcurso de la cristalización, concentrándose en los fluidos residuales. Estos fluidos residuales ricos en volátiles, dan origen a su vez a la formación de minerales diferentes de los constituyentes esenciales de las rocas ígneas que tienen gran importancia porque pueden formar yacimientos de interés económico.

Por otra parte, la composición del magma impone restricciones a este secuencia, de forma que si éste es pobre en sílice y rico en Mg, Fe, Ca (magmas máficos) solamente cristalizarán los primeros términos de las dos series (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica), mientras que en los magmas más ricos en sílice y pobres en Mg y Fe (magmas félsicos) se formarán esos minerales durante los primeros estadios de la cristalización magmática, pero reaccionarán con el fundido sucesivamente para dar términos más evolucionados de la serie, y la roca finalmente estará formada por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa sódica y biotita. En las rocas formadas a partir de magmas de composición intermedia encontraremos, por tanto, plagioclasa intermedia, anfíbol y piroxeno como minerales característicos (ver figura).

La separación de las fases sólida y líquida puede producirse por distintos procesos:

– Separación por gravedad. Como hemos comentado anteriormente los minerales cristalizados en primer lugar son más densos que el magma residual, por lo que pesan más y se van al fondo de la cámara magmática. Los primeros minerales que cristalizan son los olivinos, piroxenos y plagioclasas cálcicas, cuya acumulación da lugar a la formación de gabros. El líquido residual queda empobrecido en Ca, Mg y Fe y enriquecido en sílice y álcalis, dando origen a la cristalización de cuarzo, ortosa (feldespato) y mica, elementos que forman el granito. Si se interrumpe el proceso se obtienen rocas de composición intermedia entre las basálticas y las graníticas.

– Por acción de los gases. Las burbujas de gas generadas durante la desgasificación del magma arrastran al líquido residual en su huida del fundido. Este líquido, separado de los cristales ya formados, cristaliza como una roca de composición diferente a la que formó el resto del magma.

– Por filtro prensa. Se da en magmas bastante cristalizados, formados por una masa de cristales y un líquido intersticial, sobre los cuales actúan presiones externas (tectónica) que comprimen la masa de minerales y expulsan el líquido residual. Este magma residual y de composición muy diferentes a la composición de partida cristaliza fuera de la cámara magmática en forma de vetas o masas separadas de esta roca.

– Por flujo o congelación. En el ascenso a través de conductos el magma que está en contacto con las paredes es más frío que en el centro del conducto, lo que provoca la existencia de rocas de distinta composición desde el centro hasta las paredes del conducto. Este mecanismo es importante en cuerpos ígneos de poco tamaño como diques.

El mecanismo de diferenciación magmática puede explicar en algunos casos la diversidad de magmas y, en general, de rocas ígneas que se encuentran en la naturaleza.

2.2.2. Asimilación magmática. Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las que se pone en contacto, incorporando los fundidos correspondientes a su composición, que variará de acuerdo con la composición de las rocas asimiladas. Es evidente que en este caso la composición del magma sufre variaciones importantes. La incorporación de material puede producirse de varias formas:

a) El magma funde los minerales de la roca encajante, que pasan a formar parte del fundido cambiando su composición.

b) Los minerales de la roca encajante no llegan a fundirse, pero se producen reacciones continuas entre ambos y transformaciones minerales.

c) El magma engloba fragmentos de roca y a veces es posible observar restos de estas inclusiones, transformadas en parte, que se conocen con el nombre de enclaves o xenolitos y cuya presencia indica que el proceso de asimilación ha tenido lugar.

2.2.3. Mezcla de magmas. Ocurre fundamentalmente durante la residencia en cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas porciones de magmas primarios, que cambian la composición del magma allí acumulado.

2.3. Fases en la consolidación de un magma.

Durante la consolidación de un magma se producen tres fases sucesivas delimitadas por intervalos de temperatura y que presentan características especiales:

1. Fase ortomagmática: constituye la fase principal de la cristalización magmática. Abarca desde el origen del magma hasta que éste desciende su temperatura hasta 500 º C. En esta fase se forman los principales minerales formadores de rocas ígneas según la serie de Bowen (silicatos) y también cristalizan otros minerales como el zircón, magnetita, cromita, etc. y que aparecen en las rocas ígneas como minerales accesorios. En determinadas circunstancias estos minerales pueden concentrarse y constituir yacimientos.
2. Fase pegmatítico-neumatolítica: tras la fase ortomagmática queda un líquido residual rico en volátiles; a partir de este líquido se produce la cristalización de micas, feldespatos y cuarzo y se originan las rocas llamadas pegmatitas. Como minerales accesorios formados durante esta fase se pueden encontrar turmalina, fluorita, wolframita, pirita, magnetita, galena, etc. La temperatura de esta fase va desde los 500 º C a 374 º C que es la temperatura crítica del agua por encima de la cual siempre se encuentra en estado gaseoso.
3. Fase hidrotermal: se desarrolla entre los 374 º C y los 100º C. A estas temperaturas quedan líquidos residuales que pueden considerarse ya como soluciones acuosas a elevadas temperaturas. Estas disoluciones escapan por las grietas y cavidades de las rocas cercanas, depositando a su paso minerales como pirita, cinabrio, oro, plata, etc. Parte de estas soluciones pueden llegar a superficie en forma de géiseres, fuentes termales o fumarolas y se consideran manifestaciones póstumas del magmatismo.

2.4. Magmas primarios

Resulta evidente que durante esta variedad de procesos, y en función de las distintas variables que hemos mencionado, se pueden originar una gran variedad de magmas, de composiciones distintas. A estos magmas formados “in situ“, y que aún no han sufrido los procesos de diferenciación que acabamos de mencionar se les denomina magmas primarios.

Según la composición química y mineralógica, se conocen tres tipos de magmas primarios, que dan lugar a tres series de rocas ígneas: toleíticas, alcalinas y calcoalcalinas.

– Magmas toleíticos: se generan en las dorsales oceánicas como consecuencia de la fusión parcial de las peridotitas del manto a poca profundidad. El magma llega a las capas superficiales rápidamente, por lo que no hay tiempo para su evolución o diferenciación y se originan basaltos toleíticos y gabros. El porcentaje de es del 50%.

– Magmas alcalinos: su porcentaje en es del 45%; es un magma rico en metales alcalinos, especialmente Na y K. Se genera a partir de la fusión parcial de peridotitas en zonas profundas, suelen aparecer en ambientes de rift continental y volcanismo intraplaca, son escasos en zonas de subducción y no se han descrito en dorsales oceánicas. El ascenso de los magmas desde esta profundidad proporciona el tiempo necesario para que se produzca diferenciación magmática. La serie de rocas alcalinas incluye basaltos, traquitas, riolitas y sus equivalentes plutónicos.

– Magmas calcoalcalinos: se forman por fusión a gran profundidad (100-150 Km.) de corteza oceánica subducida. Su ascenso es complicado, tanto por la gran profundidad como por la complejidad de las zonas de subducción, existiendo bastante tiempo para la diferenciación. La serie calcoalcalina da lugar a andesitas y riolitas y a sus equivalentes plutónicos dioritas y granitos.

Una vez formados, estos magmas tienden a ascender, como consecuencia de su densidad, menor que la de las rocas que las rodean, y de la expansión volumétrica que sufren, a la que contribuye la liberación en los mismos de una fase gaseosa más o menos abundante. La ascensión puede ser más o menos lenta, combinada con estancias en cámaras magmáticas intermedias que incrementan el tiempo de residencia del magma en capas más o menos profundas.

3. Rocas ígneas.

Las rocas magmáticas o ígneas constituyen aproximadamente entre el 80 y el 90% de la corteza terrestre, tanto en continentes como en océanos. Este hecho, unido a su gran variedad, justifica el interés que tiene su estudio sistematizado.

3.1. Criterios de clasificación de rocas ígneas.

Las rocas ígneas son extraordinariamente variadas. Ello ha dado lugar a una terminología amplia y complicada. En la clasificación de las rocas ígneas, existe una notable diversidad de criterios, por lo que no existe una clasificación unánimemente admitida por los petrólogos.

Las características más fácilmente observables para la clasificación de rocas ígneas son las que se refieren a sus aspectos cualitativos, tales como color, densidad, textura y otros. Además se debe tener en cuenta la composición mineralógica, puesto que sirve de indicadora de las condiciones de evolución del sistema fisicoquímico que ha originado cada tipo de roca así como la composición química que se utiliza sobre todo en la clasificación de rocas volcánicas.

– El color constituye la característica más fácilmente apreciable. En base al color se puede hacer una primera clasificación teniendo en cuenta que los minerales ricos en Fe y Mg (olivinos, piroxenos, anfíboles y biotita) muestran, en general, colores oscuros; mientras que cuarzo, feldespatos o moscovita son de tonalidades claras. Se definió para ello un índice de color (M’) mediante un porcentaje, en volumen, de minerales máficos (M) o minerales de color oscuro. De acuerdo con el valor de M’ se distinguen los siguientes tipos de rocas ígneas:

– Rocas leucocráticas: M’ menor al 30%. En el caso particular en que las rocas sean ricas en feldespatos, feldespatoides o cuarzo, se suele hablar de rocas félsicas.

– Rocas mesocráticas: M’ entre 30 y 60%.

– Rocas melanocráticas (o rocas máficas): M’ entre 60 y 90%.

– Rocas hipermelánicas (o rocas ultramáficas): M’ mayor al 90%.

Los minerales melanocráticos (minerales oscuros) tienen una relación Si:O menor y los leucocráticos (minerales claros) mayor. Por tanto las rocas donde predominan los primeros son rocas básicas, mientras que se llaman rocas ácidas aquellas en las que predominan los segundos.

– Otro criterio que puede emplearse es la densidad. Los valores de densidad de las rocas magmáticas oscilan entre 2,3 y 3,3. La mayoría presentan densidades comprendidas entre 2,6 y 2,7. Si comparamos las densidades con el color de las rocas podríamos ver una relación entre rocas más densas de colores oscuros y rocas más ligeras de colores claros. No obstante, encontramos excepciones como por ejemplo la obsidiana (vidrio volcánico) que presenta tonos oscuros y, sin embargo, su densidad es baja, aproximadamente 2,4.

A continuación se detallan las principales clasificaciones utilizadas:

3.1.1. Clasificación en función del lugar de solidificación del magma.

Atendiendo al lugar de enfriamiento del magma distinguimos dos tipos de rocas ígneas. Las volcánicas o extrusivas formadas por el enfriamiento del magma en superficie, y las rocas intrusivas originadas por el enfriamiento del magma en profundidad dentro de las cuales distinguimos a aquellas formadas cerca de la superficie pero sin llegar a ella (rocas hipoabisales o subvolcánicas) y las formadas cuando el magma queda emplazado en niveles relativamente profundos de la corteza (rocas plutónicas). Estos factores implican diferencias en la velocidad a que se produce el enfriamiento del magma.

3.1.2. Clasificaciones texturales

Aunque los criterios antes mencionados (color y densidad) son importantes, una de las clasificaciones científicas de las rocas ígneas se basa en la textura. Definimos textura a la forma, tamaño, distribución y relaciones mutuas de los minerales que componen una roca. Constituye un criterio de clasificación muy importante. El estudio de las relaciones texturales entre los minerales de una roca nos permiten conocer el orden de cristalización de los mismos. Existe una buena correspondencia entre textura y profundidad de solidificación del magma, así, en los procesos volcánicos la velocidad de enfriamiento es máxima (debido al contraste entre la temperatura del magma y la del ambiente atmosférico), lo que produce las texturas típicas de estas rocas, porfídicas y parcialmente vítreas. En las rocas subvolcánicas el enfriamiento es algo más lento, lo que hace que no suelan contener vidrio, aunque sí desarrollan texturas porfídicas, y/o de grano fino. En las rocas plutónicas el enfriamiento es lento (el contraste con la temperatura de las rocas en las que encajan es aún menor), lo que favorece la formación de cristales regulares y de grano medio o grueso.

Dentro de la textura podemos estudiar detalladamente las siguientes características:

a) Tamaño de los cristales. El tamaño de los cristales de una roca ígnea depende de la velocidad de enfriamiento del magma. Los dos casos extremos serían:

– Enfriamiento lento: existe el tiempo suficiente para que los componentes del magma se ordenen y cristalicen diversos minerales. Se originan rocas magmáticas formadas por un conjunto de minerales diferenciables a simple vista.

– Enfriamiento rápido: no existe tiempo para la organización y cristalización ordenada de minerales; el magma solidifica en estado vítreo y los gases contenidos en él se escapan y no intervienen en la cristalización. Un enfriamiento rápido se produce en la superficie terrestre o a poca profundidad.

Entre estos dos extremos existe una gran variedad de condiciones que hacen que nos encontremos gran cantidad de posibilidades. Si los cristales de la roca son reconocibles de visu hablamos de rocas faneríticas y si los cristales no son reconocibles de visu tenemos rocas afaníticas dentro de las cuales podemos tener las microcristalinas (cristales reconocibles al microscopio) o criptocristalinas (cristales no reconocibles al microscopio).

b) Distribución de tamaños de los cristales. Como ya hemos dicho anteriormente, los minerales se forman a distintas temperaturas teniendo en cuenta su punto de fusión, por lo que la cristalización varía con el enfriamiento. Por esto, no todos los minerales, ni de una misma especie ni de diferentes especies cristalinas, tienen que tener el mismo tamaño o un tamaño uniforme. En algunos ejemplares la distribución de tamaños es homogénea mientras que en otros es muy heterogénea, llegándose incluso a individualizar por un lado cristales visibles a simple vista en una pasta de aspecto vítreo.

c) Grado de cristalinidad. Aquí se tienen en cuenta la cantidad de cristales que contenga una roca. Según este criterio distinguimos rocas holohialinas, con un porcentaje mayor al 90% de vidrio con respecto a los cristales, hialocristalinas con igual proporción de cristales y vidrio (mayor al 10% en ambos casos) y holocristalinas cuando la roca presenta más del 90% de cristales.

A la hora de estudiar las texturas al microscopio petrográfico se debe observar la forma de los cristales. Los cristales euhedrales o idiomorfos son aquellos que presentan bordes muy definidos que indican una cristalización sin restricciones o interferencias con los granos vecinos. Cristales anhedrales que no presentan bordes definidos debido a un crecimiento interferido por otros cristales. Y cristales subhedrales o subidiomorfos que sería un caso intermedio entre los dos anteriores.

Las texturas más importantes de las rocas ígneas son las siguientes:

Textura granuda gruesa: los minerales que constituyen la roca pueden observarse a simple vista y todos los cristales tienen prácticamente tamaños similares. Típica de rocas plutónicas como el granito.

Textura granuda fina: los granos minerales no pueden observarse a simple vista pero sí con ayuda de una lupa o un microscopio.

Textura vítrea: la roca está constituida por materia amorfa no organizada en cristalitos. En el microscopio petrográfico la materia amorfa se observa oscura.

Textura porfídica: se observan grandes cristales con formas poliédricas (fenocristales) rodeados por una pasta vítrea o microcristalina. Indica dos fases de enfriamiento, uno lento y luego otro más rápido. Típica textura de rocas subvolcánicas.

3.1.3. Clasificaciones composicionales

– Composición química.

Los elementos más abundantes de las rocas ígneas son el oxígeno y el silicio en forma de . Según el contenido en sílice de las rocas las clasificamos según muestra el siguiente cuadro:

Las rocas ácidas presentan colores más claros que las básicas y ultrabásicas, como consecuencia de su mayor contenido en cuarzo y feldespatos y de su menor contenido en minerales ferromagnesianos.

Otra clasificación relacionada con el contenido en sílice de las rocas se basa en el concepto de grado de saturación en sílice. Existen determinados minerales que son incompatibles con el cuarzo (o sus polimorfos), ya que reaccionan con él al no estar saturados en sílice, para formar un tercer mineral. Son ejemplos de minerales no saturados los feldespatoides y el olivino magnésico, mientras que son ejemplos de minerales saturados los feldespatos, anfíboles, piroxenos, micas, el olivino férrico, etc. De acuerdo con estas características, se pueden distinguir tres tipos de rocas ígneas:

– Rocas sobresaturadas: contienen cuarzo.

– Rocas subsaturadas: no contienen cuarzo, pero contienen minerales no saturados (feldespatoides).

– Rocas saturadas: no contienen cuarzo ni minerales no saturados.

– Composición mineralógica.

Las rocas con igual composición química pueden presentar asociaciones minerales muy variadas. Los principales minerales de las rocas ígneas son los que aparecen en las series de Bowen. Pero la clasificación mineralógica suele hacerse basándose en los contenidos de unos pocos minerales esenciales que, para el caso de las rocas magmáticas, son el cuarzo, los feldespatos y plagioclasas. Se utiliza para ello la clasificación de Streckeisen (1966) que es la más utilizada.

En estos diagramas triangulares los tres componentes tienen el valor 100% en cada vértice y cero en los vértices opuestos. Las líneas paralelas a un lado tienen igual proporción del componente del vértice opuesto.

En la clasificación de las rocas ígneas se siguen, en general, cuatro criterios principales:

a) la proporción de sílice libre, que se revela por la existencia de cuarzo, o tridimita o cristobalita (minerales polimorfos del cuarzo) cuando existe un exceso de en el magma (rocas sobresaturadas), o por la presencia de feldespatoides que indican un déficit de sílice (rocas subsaturadas);

b) el tipo de feldespato predominante (feldespato potásico o plagioclasa);

c) la proporción relativa de minerales ferromagnesianos (minerales melanocráticos)

d) la textura.

3.2. Principales familias de rocas plutónicas

Familia granito-granodiorita. Están formados fundamentalmente por cuarzo, feldespatos alcalinos y biotita; en menores cantidades pueden aparecer moscovita, apatito, ilmenita zircón y esfena. Su color es claro, entre gris y rosa, dependiendo del feldespato más abundan. La mayoría tiene textura fanerítica granuda gruesa que permite identificar sus componentes a simple vista. Cuando aumenta el contenido de plagioclasa, debido a un enriquecimiento en calcio, se denominan granodioritas con un aumento también de minerales oscuros (máficos).

Familia sienita-monzonita. Las sienitas están compuestas por feldespatos alcalinos con más cantidad de feldespato potásico (ortosa) que sódico (albita); cuando la cantidad de ambos minerales es la misma la roca se denomina monzonita. Son rocas de composición intermedia de textura gruesa y color claro.

Familia de dioritas. Rocas intermedias formadas por plagioclasas calco-sódicas, piroxenos y anfíboles y algo de biotita.

Familia del gabro. Rocas formadas por plagioclasas, piroxenos y en algunos casos olivino. Son rocas básicas de color oscuro, verde gris o negro y de alta densidad.

Familia de las peridotitas. Son rocas ultrabásicas de color oscuro, formadas principalmente por olivino, piroxenos y en menores cantidades plagioclasa cálcica. Como minerales accesorios pueden aparecer magnetita, ilmenita, cromita y a veces diamantes (en la variedad llamada kimberlitas). Son rocas que proceden esencialmente de la fusión del manto, apareciendo como intrusiones o en forma de enclaves en diversos tipos de rocas básicas o ultrabásicas.

3.3. Principales familias de rocas volcánicas.

Debido a que la mayoría de estas rocas presentan textura vítrea son difíciles de clasificar, y se tiene que recurrir, muy a menudo, a la realización de análisis químicos.

Familia de las riolitas. Son el equivalente volcánico del granito. Están formadas por cuarzo, ortosa y plagioclasa sódica. Son totales o parcialmente vítreas y de grano fino. Proceden de un magma que posee una densidad elevada, por lo cual raramente alcanzan la superficie terrestre. Una variedad frecuente de la riolita es la obsidiana, que es una roca negra, o muy oscura, constituida por vidrio volcánico no vesicular y que presenta fractura concoidea. En España se encuentra en el Cabo de Gata (Almería) y en Canarias.

Familia de las traquitas. Son ricas en feldespatos alcalinos y tienen algo de biotita y piroxeno. Es una roca de grano fino con textura porfídica. Es el equivalente volcánico de las sienitas.

Familia de las andesitas. Roca volcánica intermedia formada principalmente por plagioclasa junto con piroxeno, anfíbol y biotita. Son equivalentes composicionalmente a las dioritas. Es una roca de grano fino y porfídica. Pertenecen a la serie calco-alcalina de rocas ígneas y son notablemente ricas en alúmina. Son las rocas volcánicas más abundantes después de los basaltos. Aparecen en muchas regiones orogénicas.

Familia de los basaltos. Roca básica de color negro formada por plagioclasa cálcica y piroxenos, pudiendo contener olivino. Son el equivalente volcánico de los gabros. Su textura es variable, existen basaltos de grano fino hasta porfídicos o vítreos. Son las rocas volcánicas más frecuentes en la corteza terrestre. Se presentan en la mayoría de los casos en forma de coladas de lava, pero también pueden aparecer como diques u otras intrusiones menores, generalmente de carácter hipoabisal. Los magmas basálticos se originan, con toda probabilidad, por fusión parcial de peridotita en el manto superior, aunque algunos autores consideran que la eclogita (roca metamórfica compuesta esencialmente por granate) puede ser la roca madre de los basaltos. En España se encuentran en algunos puntos próximos al litoral murciano y, sobre todo, en Olot (Gerona) y Ciudad Real. Procedentes de erupciones recientes también se encuentran en afloramientos de las Islas Canarias.

3.4. Estructura de las rocas ígneas

3.4.1. Mecanismos de emplazamiento

El magma intruye en unas rocas existentes que se denominan rocas de caja o encajante. Los mecanismos fundamentales de intrusión magmática son los siguientes:

a) Inyección forzada. El magma al ascender empuja hacia arriba y hacia los laterales desplazando a la roca de caja. Se denomina también inyección diapírica por su parecido con el fenómeno de ascensión de diapiros salinos.

b) Stopping magmático o digestión magmática. Un cuerpo ígneo se abre paso hacia superficie englobando bloques de la parte superior de la cámara magmática. La roca encajante es asimilada por el magma. El techo de la cámara magmática se fractura y caen bloques dentro del magma.

c) Hundimiento de la roca preexistente. En el techo de la cámara magmática se desarrollan fracturas anulares que favorecen el hundimiento de la bóveda de la roca de caja con el consiguiente ascenso del magma.

d) Intrusión pasiva. El magma intruye por una vía abierta por esfuerzos no relacionados con la intrusión magmática como, por ejemplo, fallas o planos de estratificación.

e) Reemplazo metasomático o granitización. Es la transformación de una roca preexistente en granito. Dentro de la corteza terrestre se alcanzan niveles de presión y temperatura adecuados para lograr la fusión de la roca y la consiguiente transformación en granito. Actualmente se admite que gran parte de los granitos están formados de este modo. Este proceso se considera como la última etapa del metamorfismo. A estos granitos así formados se los denomina granitos de anatexia. Esta teoría comenzó a tomar cuerpo al observarse granitos con una cierta estratificación o bandeado.

3.4.2. Tipos de intrusiones

Los cuerpos de roca intrusivos se denominan en general plutones. Éste es un término genérico que comprende todos los tipos de intrusión de las rocas ígneas.

Las masas de roca plutónica varían mucho en forma y extensión. Los tipos de yacimientos plutónicos se clasifican según su forma y su relación con las rocas que lo rodean (rocas de caja).

Según su relación estructural con la roca de caja se pueden distinguir plutones concordantes y discordantes.

– Las estructuras concordantes son paralelas a las capas de la roca encajante. Según su forma pueden ser:

a) Sill o filón capa. Es un cuerpo intrusivo tabular y paralelo a la estratificación o esquistosidad de las rocas encajantes. Su tamaño varía de láminas de pocos milímetros a capas que cubren miles de kilómetros cuadrados. Son relativamente delgados en comparación con su extensión.

b) Lacolito. Cuerpo de forma lenticular de base plana de un diámetro solo unas pocas veces mayor que el espesor. Se suponen formados por intrusión del magma a favor de planos de estratificación.

c) Lopolito. Intrusión asociada a una depresión más o menos circular. Son de grandes dimensiones y gran espesor. El lopolito más famoso del mundo es el de Bushveld en Sudáfrica, con un diámetro de unos 500 km., al que se encuentran asociadas importantes mineralizaciones que hacen de él uno de los mayores yacimientos minerales del mundo.

d) Facolitos. Son intrusiones no muy grandes localizadas en las charnelas de los pliegues y presentan formas cóncavo-convexas.

– Las estructuras discordantes son aquellas que atraviesan estructuras de rocas anteriores. Son masivos y muestran contactos irregulares:

a) Batolitos. Son grandes cuerpos plutónicos de tamaño variable llegando a alcanzar miles de kilómetros cuadrados. Muestran una superficie de contacto irregular. Su composición suele ser bastante homogénea y de naturaleza ácida, granítica o granodiorítica. Son visibles en la superficie terrestre tras la erosión de las rocas que lo cubren. Se encuentran asociados a zonas orogénicas que dan lugar a las cadenas montañosas presentándose alineados con ellas; constituyen las raíces de dichas montañas. La observación de los batolitos sugiere que éstos en realidad se encuentran reemplazando a la formación en la que aparecen, no desplazándola. Esto plante el problema de qué proceso es el que realmente ha tenido lugar en las grandes masas rocosas que el batolito parece reemplazar. Esto supone un replanteamiento del eterno problema del origen magmático del granito. Actualmente muchos geólogos consideran que los batolitos representan rocas preexistentes transformadas en granito por procesos metasomáticos. Según esta hipótesis la granitización sería una etapa final de un proceso metamórfico (en sentido amplio), es decir, sin pasar por la fusión. La existencia de ciertas rocas, como las migmatitas, que muestran características intermedias entre las rocas metamórficas y las rocas ígneas, parecería confirmar esta teoría. Los mecanismos que habrían dado lugar a esta transformación, son fundamentalmente difusión al estado sólido e intervención de fluidos acuosos liberados al someter el material a unas condiciones de presión y temperatura elevadas, en unas condiciones dinámicas propias de las orogenias. La controversia entre geólogos magmatistas y transformistas que se arrastra desde hace unos cincuenta años, no está resuelta, y actualmente se acepta que ambos tipos de procesos pudieron tener lugar y, por tanto, que rocas con composición y textura granítica pueden tener diferentes orígenes.

b) Stock. De iguales características que un batolito pero más pequeño, en general se denominan así cuando no superan los 100 km².

c) Diques. Son cuerpos tabulares de rocas ígneas formados por inyección del magma a través de fracturas situadas encima de la cámara magmática. Pueden alcanzar longitudes kilométricas. Aunque pueden aparecer aislados lo normal es que aparezcan en grupos formando enjambres o familias. Pueden ser radiales cuando adoptan una posición radial a partir de un cuerpo intrusivo, paralelos si tienen la misma dirección, cónicos cuando están inclinados hacia el interior definiendo un cono o cilíndricos anulares.

4. Volcanismo

El volcanismo es un fenómeno geológico que comprende todos los procesos mediante los cuales materiales fundidos generados en el interior de la Tierra (magmas) ascienden hasta la superficie, constituyendo su salida una erupción volcánica. El proceso de emisión volcánica suele ser intermitente e irregular, cada episodio de erupción contribuye al desarrollo del volcán, mientras que en los períodos de tranquilidad entre dos erupciones, la erosión actúa, y a veces se originan formas de relieve muy típicas.

4.1. Mecanismos de erupción

Las características de una erupción varían en el espacio (de un volcán a otro) y en el tiempo (de una erupción a otra en el mismo volcán).

Las principales fuerzas que impulsan el ascenso de un magma son las diferencias de presión y densidad con las rocas encajantes. La forma de la erupción está controlada por la viscosidad del magma, la cual depende de la composición del fundido, del volumen de gas inicial, de la temperatura y del contenido en agua del magma.

Una vez abierto el conducto de salida, el magma asciende de manera continua o intermitente hasta que cesen las condiciones que han propiciado ese ascenso. El ascenso de un magma se puede interrumpir temporal o definitivamente cuando los fluidos que no pueden abrirse camino, ya sea por no tener suficiente presión y/o volumen o porque se enfrían, obstruyen el conducto.

La secuencia normal de una erupción comienza con la salida de los gases seguido por materiales piroclásticos y finalmente lavas, con explosiones esporádicas que mantienen abierto el cráter o punto de salida.

Según los conductos de salida las erupciones pueden ser:

1. Erupciones fisurales. Se caracterizan por una enorme efusión de lavas basálticas muy fluidas a partir de fisuras, que se depositan en capas horizontales. Su contenido en gases es pequeño, por lo que su actividad explosiva es muy moderada. También conocidos como de tipo islandiano.

2. Erupciones centrales. Originadas en puntos localizados. Comprenden varios tipos en función de la viscosidad del magma, lo que determina la violencia de la erupción. La capacidad destructiva de una erupción depende tanto de la energía liberada como de la rapidez con la que se libera esta energía. A grandes rasgos los volcanes pueden clasificarse según sus mecanismos eruptivos en explosivos (Peleanos, Vulcanianos y Freáticos) y efusivos (Hawaianos), con un tipo mixto de baja explosividad (Estromboliano). Veamos con más detalle los distintos tipos, existiendo subtipos en alguno de ellos:

a) Hawaiano. Erupción de magma de baja viscosidad y sin materiales piroclásticos. La lava fluida se deposita en extensas coladas y los gases se liberan lentamente, por lo que no hay explosiones. En el cráter se origina un lago de lava. Debe su nombre a los volcanes de Hawai, son típicos ejemplos el Kilauea y el Mauna Loa.

b) Estromboliano. La lava emitida en estas erupciones es poco viscosa, pero menos fluida que en el caso anterior. La salida de la lava es rítmica (no continua), variando esta ritmicidad de segundos a horas. Se producen explosiones esporádicas que lanzan al aire piroclastos que se intercalan en las coladas de lava, por lo que a estos volcanes se los denomina también volcanes compuestos. Reciben el nombre por el volcán Stromboli, en las islas Lipari de Sicilia.

c) Vulcaniano. Se caracteriza por la emisión de lavas muy viscosas, poco fluidas y ácidas, que se solidifican rápidamente, y con frecuencia en la chimenea volcánica. Los gases se desprenden en explosiones violentas, separadas por lapsos de tiempo prolongados. En este tipo de erupciones se forman grandes nubes de piroclastos y se emiten abundantes cenizas. Toma su nombre del Vulcano, también de las islas Lipari. Dentro de este tipo existen varios subtipos:

– Vesubiano. Es una erupción vulcaniana de extremada violencia. Tras un prolongado reposo se forma un tapón en la chimenea del volcán. Los gases atrapados salen arrastrando los materiales solidificados en una inmensa nube que se eleva a gran altura. A esto le sigue la salida del magma en forma de nubes incandescentes.

– Pliniano. Son erupciones de tipo vulcaniano o vesubiano acompañadas por la producción de gran volumen de vapor que origina una verdadera lluvia de material incandescente. Debe su nombre a Plinio, que murió mientras describía la erupción del Vesubio que sepultó Pompeya en una lluvia de cenizas ardientes en el año 79.

– Herculáneo. Cuando debido a las lluvias torrenciales causadas por la erupción se origina un lahar de barro, como ocurrió en el Nevado del Ruiz en 1984.

d) Peleana. Se caracteriza por la emisión de magmas ácidos, casi siempre andesíticos, y extremadamente viscosos. Son las erupciones más explosivas, la lava se solidifica en la parte alta de la chimenea impidiendo la salida de los gases, que terminan por abrirse lateralmente arrastrando a las lavas y originando las llamadas nubes ardientes. La fase final de este tipo de erupciones suele consistir en la construcción de un domo volcánico en el cráter. Un típico ejemplo es el Mont Pelé, en la isla de Martinica.

e) Explosivo o freático. Son erupciones de inusitada violencia, que se producen cuando el agua del mar irrumpe por fisuras en la cámara magmática o cuando el magma, en su ascenso, penetra en materiales impregnados de agua. La vaporización casi instantánea de una gran masa de agua produce un enorme volumen de vapor a presión que causa una explosión inmensa. En la explosión, es lanzada al aire la mayor parte de la cobertera de rocas superficiales del volcán. Un ejemplo característico fue la erupción del Krakatoa (Estrecho de la Sonda, Indonesia) en 1883.

3. Erupciones submarinas. Son aquellas que tienen lugar bajo el agua del mar. Suelen pasar inadvertidas pese a que son más abundantes que las aéreas. Las características del volcanismo submarino dependen de la profundidad a la que se desarrolla. A poca profundidad el agua se vaporiza rápidamente, aumenta de volumen y destruye por medio de explosiones los materiales emitidos, convirtiéndolos en cenizas que son lanzados a grandes distancias. A gran profundidad la presión que ejerce el agua es tan grande que hace que no se produzcan explosiones ni vapor de agua, las erupciones son tranquilas.

4.2. Materiales y productos volcánicos.

4.2.1. Gases. Los gases o volátiles son el principal vehículo de transporte hacia superficie de la energía almacenada en el magma y condicionan la viscosidad e influyen en la violencia de las erupciones. Domina el vapor de agua procedente directamente del magma (aguas juveniles), de aguas meteóricas infiltradas, o de aguas marinas (en las erupciones submarinas). Le siguen en cantidad numerosos compuestos como etc.

Los gases volcánicos pueden emitirse durante la erupción volcánica, como consecuencia de la desgasificación de la cámara magmática (después de la erupción) o por la desgasificación de productos volcánicos. Suelen ser los primeros productos que alcanzan la superficie, predominando en las etapas iniciales de la erupción.

4.2.2. Lavas. Son magmas parcialmente desgasificados que fluyen por las bocas eruptivas y se derraman sobre la superficie formando coladas. La extensión, velocidad y fluidez de las coladas dependen de su composición, temperatura y volumen de gases, así como de la topografía por la cual se deslizan. Dominan las de carácter básico, aunque virtualmente pueden encontrarse lavas de cualquier composición. Propiedades importantes de las lavas son la viscosidad y explosividad. La viscosidad depende de la composición química del fundido y en concreto de la cantidad de sílice, cuyos tetraedros se enlazan en cadenas lineales. Cuanto más sílice, se forman más cadenas de este tipo y más viscosa es la lava. Existen componentes que disminuyen la viscosidad de la lava como son los álcalis y el agua.

La explosividad está relacionada con la presencia de volátiles en el magma. Las lavas básicas, ricas en ferromagnesianos y con menor cantidad de sílice, son lavas fluidas que avanzan con gran rapidez (pueden alcanzar los 100 km./h) y recorren largas distancias. No suelen presentar un comportamiento explosivo debido al bajo contenido en agua y volátiles que presentan.

Las lavas muy viscosas corresponden a magmas ácidos de temperaturas más bajas y alto contenido en sílice. Estas lavas pueden fluir lentamente y originar lenguas cortas de gran espesor o se acumulan en las bocas de salida en forma de domos o agujas. Su alto contenido en volátiles hace que sean lavas muy explosivas.

Una vez solidificadas se pueden distinguir varios tipos morfológicos:

a) Lavas pahoehoe o cordadas. Son lavas fluidas que recorren largas distancias, solidificándose lentamente. Los gases se desprenden con suavidad. La superficie lisa de estas lavas en contacto con el aire desarrolla una superficie de enfriamiento o costra fina y muy plástica. Por debajo continúa el desplazamiento de la lava, lo que produce la formación de rugosidades en la costra superior. El resultado es una superficie con un característico aspecto de cuerdas alineadas.

En ocasiones, el contenido líquido de la colada escapa del “estuche” ya solidificado, produciéndose los llamados túneles de lava. Los hundimientos de los techos de estos túneles se denominan, en Lanzarote, jameos.

b) Lavas AA o en bloque. Son lavas viscosas que solidifican rápidamente. Se forma una costra superior rígida y de gran potencia mientras que el interior es fluido. Debido a la desgasificación de la lava de un modo brusco y explosivo la colada se fragmenta y se ocasiona la formación de bloques, que tienden a amontonarse por el empuje del avance de la lava aún fundida. El resultado son coladas de superficie muy irregular y de poco recorrido. También son conocidas como malpaís debido a la dificultad que supone andar por encima de ella.

Una vez detenida la colada, tanto en las AA como en las Pahoehoe, continúa el proceso de enfriamiento y solidificación, que no es homogéneo, ya que la superficie de la colada y la zona en contacto con el suelo se enfrían más rápidamente que el centro de la colada. Asimismo, se forman diaclasas o grietas que dan lugar a una disyunción columnar.

c) Lavas almohadilladas o pillow lavas. Típicas de las erupciones submarinas. Las lavas que van fluyendo tienden a solidificarse rápidamente, en contacto con el agua, adquiriendo un aspecto de pequeños cúmulos, similares a cojines, formados por retracción. La costra vítrea de los pillows se solidifica progresivamente hacia el interior, en capas concéntricas, quedando un núcleo que se enfría lentamente y es más cristalino; la última etapa de retracción hace que aparezcan fracturas radiales. La presencia de estas lavas en series estratigráficas es indicio seguro de erupción submarina.

Con frecuencia, en las superficies de las coladas aparecen los llamados túmulos o ampollas de lava, que son pequeñas elevaciones causadas por el empuje de grandes burbujas de gas o de la lava aún fundida sobre la corteza medio solidificada.

Prescindiendo de su composición, la textura de las lavas varía mucho, con tipos cristalizados, porfídicos y vítreos. Las formas vítreas, muy compactas, se denominan obsidianas, mientras las vacuolares, con gran cantidad de burbujas de gas son las pumitas o piedras pómez, con frecuencia más ligeras que el agua. Otra textura característica es la fluidal, típica de las traquitas.

4.2.3. Productos sólidos. Materiales lanzados al aire, procedentes de lavas ya medio solidificadas antes de salir, de fragmentos de rocas arrancados por el magma de los conductos volcánicos, o de restos de erupciones anteriores. Se denominan genéricamente piroclastos. Tefra es el término genérico que describe colectivamente todas las variedades de materiales piroclásticos subaéreos y para los submarinos se utiliza el término hialoclastitas. Cuando los piroclastos pueden soldarse entre sí adquiriendo gran consistencia, originan las tobas volcánicas o tobas soldadas. Por su tamaño se diferencian varios tipos de piroclastos:

a) Bombas volcánicas: miden entre 3 y 30 cm., aunque hay más grandes. Tienen una forma subredondeada o en huso que adquieren al girar aplastándose ligeramente al caer. Al material irregular y vesicular que no puede catalogarse como bombas se les denomina escoria.

b) Lapilli: piroclastos de tamaño entre 3 y 30 mm de composición basáltica. Presentan numerosos poros separados entre sí por ligeras membranas vítreas; a esto se debe que sean muy ligeros y floten en el agua.

c) Cenizas: son materiales muy finos procedentes de la pulverización de lavas, constituidas por diminutos fragmentos de vidrio volcánico. Al depositarse sobre la tierra se alteran fácilmente, dando origen a suelos muy fértiles.

A los piroclastos de composición ácida de cualquier tamaño se les denomina pómez o pumitas, son de color claro y muy porosos y ligeros.

4.2.4. Ignimbritas y nubes ardientes. En las erupciones volcánicas más explosivas, con magmas ácidos y viscosos, es frecuente la formación de las llamadas nubes ardientes, compuestas por una mezcla de materiales incandescentes sólidos y de gases. Antes de depositarse a modo de una gran lluvia de fuego, la nube y los fragmentos que transporta experimentan un desplazamiento a gran velocidad. La acumulación de los materiales transportados por una nube ardiente da lugar a un depósito volcánico muy heterogéneo y sin estratificación, denominado ignimbrita, constituidos fundamentalmente por tobas volcánicas cementadas.

4.3. Edificios, estructuras o aparatos volcánicos

La estructura y morfología de un volcán están relacionadas con el tipo de erupción, que puede ser uniforme o variar a lo largo de los diferentes episodios volcánicos.

Los principales tipos de edificios y estructuras que se generan durante una erupción volcánica son:

1. Volcanes mixtos, compuestos o estratovolcanes. Son los conos volcánicos típicos (Teide, Vesubio, Fuji-Yama). Están formados por alternancias de coladas de lava y capas de piroclastos, que pueden alcanzar varios miles de metros de altura siempre y cuando sea el mismo cráter el que permanece activo. Sobre sus laderas se forman pequeños conos secundarios o adventicios.

2. Conos de piroclastos. Compuestos por materiales sueltos con poca cantidad de lava. Normalmente alcanzan poca altura, ya que el material emitido se dispersa por grandes extensiones.

3. Estructuras de lava. Formadas principalmente por coladas de lava o po su acumulación. Hay varios tipos:

3.1.Escudos volcánicos. Formados principalmente por superposición de capas de lava muy fluidas en erupciones de tipo central. Se forma una estructura plana y ancha, similar a un escudo, que va ganando altura. Un típico ejemplo son los volcanes de Hawai.

3.2.Mesetas basálticas. Formadas a partir de erupciones fisurales con enormes espesores de capas horizontales de basalto. Un ejemplo actual es la corteza oceánica que está formándose a partir de las dorsales.

3.3.Domos de lava. Estructuras formadas por lavas muy viscosas que crecen por aportes del interior. Forman elevaciones sin cráter.

3.4.Pitones o espinas. Son protuberancias alargadas formadas sobre un cráter o domo.

4. Chimeneas exhumadas. Son las chimeneas volcánicas rellenas y descubiertas por la erosión. Resaltan sobre el terreno a causa de su mayor resistencia. Un típico ejemplo son los roques en las islas Canarias.

5. Hoyos de explosión o maar. Se originan por explosión; se trata de un cráter de fondo liso y paredes bajas que no presenta un cono asociado.

6. Calderas volcánicas. Se originan por la caída o hundimiento de la parte superior del cono volcánico. Su morfología final es la de un gran cráter con paredes de gran altura y varios kilómetros de diámetro. En su interior es común la presencia de conos menores recientes. La mayor caldera conocida es la de Aso-San en Japón (23x16x1 km de altura). Por su origen hay tres tipos:

6.1.De hundimiento, colapso o subsidencia. La salida rápida de gran cantidad de materia magmática produce un vacío en la cámara magmática que causa el hundimiento por falta de sustento del cono superior. Es el tipo más frecuente.

6.2.De explosión. De menor tamaño y producidas como consecuencia de una erupción freática. Los ejemplos más espectaculares son la caldera del Krakatoa en el Pacífico y la isla de Santoni o Thera en el mar Egeo, a cuya explosión se atribuye la desaparición de la civilización minoica de Creta.

6.3.De erosión. Ensanchamiento erosivo de una estructura previa.

4.4. Productos secundarios y fenómenos asociados al volcanismo.

Son productos y fenómenos que, aunque están asociados al volcanismo, se generan de forma indirecta.

1. Erupciones freáticas. Como consecuencia del aumento de la temperatura que conlleva la proximidad de un magma se produce la evaporación de acuíferos o bolsas de agua subterráneos. La presión de vapor que se genera provoca una explosión que destruye la cobertera y expulsa los fragmentos con gran violencia. Consecuencia de estas explosiones se generan los maares. Es frecuente en las regiones costeras.
2. Lahares. Son avalanchas de barro asociadas al volcanismo. El alto calor atmosférico y el vapor de agua que se genera durante una erupción favorece la formación de tormentas, deshielos, etc. El agua remueve los materiales volcánicos y ocasiona las avalanchas. Un ejemplo catastrófico es el lahar de barro ocasionado por la erupción del Nevado del Ruiz en Colombia. La topografía condiciona la violencia y peligrosidad de estos fenómenos.
3. Fuentes termales. Tienen su origen en emanaciones de vapor de agua a elevadas temperaturas procedentes de zonas profundas. Aunque estas fuentes son frecuentes en zonas volcánicas, también pueden aparecer en zonas con un gradiente geotérmico superior a lo normal.
4. Géiseres. Son surtidores intermitentes y periódicos de agua y vapor. Se trata de una grieta o fisura profunda que periódicamente se llena de agua. En las zonas profundas de la grieta el agua se calienta rápidamente, entra en ebullición y termina saliendo hacia arriba.

5. Conclusión.

En Geología el estudio de las rocas magmáticas es de gran importancia debido a su abundancia en la corteza terrestre (el 95% de los primeros 15 km) y a la gran variedad de tipos de rocas ígneas existentes. Debido a la imposibilidad de la observación directa en la formación de magmas y su enfriamiento en profundidad, la Petrología Ígnea debe basarse en hipótesis elaboradas con datos obtenidos por métodos indirectos de estudio del interior terrestre y apoyadas por experiencias realizadas en el laboratorio a altas presiones y temperaturas. Contrariamente a lo que sucede con las rocas plutónicas, los fenómenos volcánicos sí son susceptibles de observación directa, puesto que tienen lugar en la superficie. Teniendo en cuenta que Canarias se encuentra localizada en una zona de debilidad cortical que favorece la salida de material procedente del interior terrestre, y que la construcción de todos los edificios insulares se debe a la acumulación sucesiva de materiales magmáticos, esto hace de Canarias y en particular de Tenerife un laboratorio natural en donde se pueden observar procesos y estructuras típicas de áreas volcánicas.

6. Bibliografía

– Libro de texto “Geología”, Editorial Laberinto.

– Libro de texto “Geología”, Editorial Anaya.