Capítulo II. Materiales y productos volcánicos

Capítulo II. Materiales y productos volcánicos 1

Vulcanología

CAPITULO II

MATERIALES Y PRODUCTOS VOLCANICOS

EMANACIONES GASEOSAS

Los gases son los primeros productos volcánicos que alcanzan la superficie y de hecho predominan en las etapas

iniciales de la erupción; su hegemonía continúa con altibajos y en una emanación tranquila puede prolongarse una

vez terminada la actividad efusiva.

Es importante conocer en cada caso el origen de los volátiles, ya que se plantean serias dudas sobre su carácter

juvenil (magmático). Hasta hace pocos años solo se había estudiado la composición de los gases emitidos en

emanaciones post o interparoximales, ya que es difícil recoger muestras de gases emitidos en una fase explosiva o

muy próxima a un volcán activo. Por esta razón deben distinguirse los volátiles emitidos a gran presión y

temperatura, generalmente asociados a eventos explosivos, del resto de las emanaciones que se manifiestan en

períodos de inactividad efusiva o incluso en épocas de actividad, pero alejados de las bocas eruptivas. En estos

últimos parece indudable la influencia de gases atmosféricos y de elementos contaminantes procedentes de aguas

subterráneas o rocas corticales.

No deben confundirse los gases magmáticos (juveniles) con los gases o emanaciones volcánicas, ya que es muy

probable que estos últimos sean en gran parte debidos a aportes, principalmente acuosos, ajenos a la columna

magmática ascendente.

El grado de “contaminación” es difícil de apreciar, aunque en algunos casos es evidente, como se observó en la

erupción de 1824 en Lanzarote, en cuyas explosiones se emitió agua salada durante algún tiempo.

En las emanaciones no relacionadas con bocas eruptivas, el vapor de agua constituye más del 90% del volumen de

gases y el resto tampoco es, en gran parte, de origen magmático (ver p.e. Markhinin, 1962). Por el contrario en los

gases procedentes de bocas eruptivas el agua no alcanza el 50%, observándose además como hecho característico

que la composición de las fase volátiles varía constantemente alternándose el predominio de unas u otras en breve

lapso de tiempo; este fenómeno es lógico si se tienen en cuenta la facilidad con que se realizan reacciones mutuas

entre estos elementos, lo que hace variar las fases.

Además del vapor de agua, cuyo origen puede determinarse en muchos casos mediante análisis isotópicos, el resto de

los volátiles varía con la temperatura de salida. Cuando la temperatura es muy elevada (500-1.200ºC) los

componentes principales son: CH4, SO3, CO2, H2, H2S, HF y N2. Entre 100 y 500ºC predominan SO2, H2S, CO2, N2

y H2, mientras que por debajo de los 60ºC el principal componente es CO2, que algunos autores creen que se origina

a parir del metamorfismo de rocas carbonatadas. Otros componentes como el NH3, F, Hg, B, etc. son también de

dudoso origen primario.

Entre los numerosos tipos de emanaciones relacionadas con el volcanismo destacan por su frecuencia las solfataras

de alta temperatura (100 – 300ºC), que se caracterizan por su elevado contenido en SO2, el cual se oxida en contacto

con la atmósfera y da lugar a la formación de cristales de azufre.

Las emanaciones que no contienen una proporción elevada de gases sulfurosos se denominan genéricamente

fumarolas y presentan una amplia variedad en cuanto a su localización, composición y temperatura, recibiendo

denominaciones locales tales como mofetas (ricas en CO2), soffioni, ausoles, etc., en los orificios de salida de estos

volátiles se depositan con frecuencia minerales, a la vez que se produce una reacción con la roca, dando lugar a la

formación de productos secundarios que en algunas zonas son explotados económicamente.

También las lavas en su proceso de enfriamiento desprenden parte de su carga gaseosa y determinadas reacciones

químicas, favorecidas por el calor que desprende el magma, tienen el mismo efecto, pero estos fenómenos son de

corta vida, aunque deben tenerse en cuenta por su posible toxicidad. Como ejemplo puede citarse que días después

de concluida la erupción del volcán Teneguía (La Palma, 1971) se produjo la única víctima, intoxicada con

monóxido de carbono desprendido por las lavas a varios kilómetros del centro de emisión.

Por su relación directa con el volcanismo, aunque no sean emanaciones magmáticas, debemos citar las columnas de

vapor que se forman cuando las lavas alcanzan la costa y evaporan el agua del mar. El mismo fenómeno ocurre

cuando las lavas toman contacto con ríos o lagos, así como cuando el magma en su ascenso encuentra un curso o

depósito subterráneo de agua. En este último caso es frecuente que los volátiles que escapan por la boca eruptiva se


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destaquen por su color blanco. Un fenómeno secundario de las erupciones que expulsan un gran volumen de vapor

es la lluvia que acompaña o sucede a la actividad volcánica, al enfriarse y condensarse el vapor de agua emitido. La

peligrosidad de estas lluvias se acentúa cuando transportan elementos tóxicos o simplemente perjudiciales para la

agricultura, que se ve afectada incluso a grandes distancias.

Los volátiles constituyen, sin duda, una de las facetas más importantes del volcanismo y su influencia debió ser

mucho mayor en las primeras etapas de desgasificación del planeta, siendo en parte responsables de la constitución

de nuestra atmósfera e hidrosfera (ver p.e. Rubey, 1951). Aun en las erupciones actuales, el volumen de gases

emitido es generalmente muy superior al de la fracción líquida, sin embargo, el estudio detallado de las fases

volátiles se ve dificultado por el carácter fugitivo de los mismos y la imposibilidad de medir en cada caso su

volumen, presión, temperatura, etc.

Los volátiles son el principal vehículo de transporte hacia la superficie de la energía almacenada en el magma y

condicionan en gran medida su presión y su viscosidad, determinando la explosividad de las erupciones. Los

magmas pocos viscosos permiten una fácil separación de los elementos volátiles al disminuir la presión hidrostática

durante el ascenso del fundido; por esta razón los volcanes basálticos son generalmente poco explosivos y la

columna de humo escapa rítmicamente durante toda la erupción, mientras que cuando el magma es muy viscoso los

gases de acumulan en el techo de la columna magmática, elevándose la presión de volátiles y provocando fases

explosivas de gran violencia.

La presión de salida de los gases depende también en parte de la relación entre su volumen y las dimensiones de la

boca eruptiva, si bien como la fase volátil es más ligera que el resto de los materiales magmáticos, se mueve con

mayor facilidad que éstos, escapando a través de pequeñas fisuras y realizando a veces un complejo recorrido, por lo

que la actividad fumaroliana suele ser muy intensa en las cercanías del volcán en los períodos de mayor efusión

lávica.

En realidad, no todos los gases escapan a la atmósfera, ya que una parte de los mismos queda atrapada en la roca

formando parte de los fenocristales y del vidrio. Un análisis de estos elementos volátiles aporta una valiosa

información sobre el verdadero carácter de los componentes juveniles. A este respecto, es interesante comparar, más

que los valores absolutos, la relación entre distintos elementos (p.e. H2O/Cl, H2O/S, H2O/C) porque si bien en la

desgasificación a presión atmosférica la cantidad de agua en el fundido excede a su punto de saturación, a elevadas

presiones, bajo las que tiene lugar el proceso de cristalización, otros volátiles alcanzan su punto de saturación antes

que el agua. Por otra parte, el agua juvenil que no ha participado en ningún ciclo hidrológico debe presentar una

composición isotópica específica.

MATERIALES FRAGMENTARIOS

Cuando los gases escapan violentamente arrastran en su salida materiales fundidos y sólidos que se fragmentan y

caen posteriormente en forma de lluvia (ash-fall), después de haberse enfriado total o parcialmente en el aire. En

determinadas circunstancias una masa de fragmentos, antes o después de su caída, desarrolla un movimiento

conjunto turbulento, pero que puede ser incluso de carácter fluidal (ash flow). Salvo en ese último caso, los

depósitos de estos fragmentos son estáticos y se depositan más o menos cerca del punto de emisión según su tamaño,

intensidad de las explosiones, fuerza y dirección del viento, etc.

Además de estos materiales fragmentarios (piroclástos), se incluyen aquí los depósitos que se forman como

consecuencia de erupciones freáticas y los depósitos en cuya dinámica intervienen aguas meteóricas (lahares).

No se describen, sin embargo, los piroclástos generados bajo el nivel del mar, cuyos depósitos no difieren

esencialmente de los subaéreos y cuyas características serán tratadas en el volcanismo submarino.

En sentido estricto, los materiales y sus depósitos a los que nos referimos en este capítulo, se generan exclusivamente

en relación con la dinámica del fenómeno eruptivo; sin embargo, los materiales piroclásticos suelen incluirse

también entre las rocas sedimentarias.

Esto se debe a que el mecanismo de deposición de los piroclástos implica un transporte más o menos largo en un

medio aéreo o acuático, o en una combinación de ambos cuando los fragmentos lanzados al aire por la explosión

caen posteriormente al agua.

El transporte de los materiales fragmentarios originados en una erupción es siempre rápida, por lo que dichos clastos

conservan generalmente la forma, dimensión y mineralogía iniciales, aunque la geometría y estructura del depósito


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sean similares a las que poseen los depósitos formados como consecuencia de un típico proceso sedimentario, en el

que han intervenido una erosión previa, seguida del transporte y acumulación final del material fragmentado y

retrabajado.

El problema se plantea cuando estos procesos erosión, arrastre y sedimentación, afecta a terrenos volcánicos, cuyos

materiales (inicialmente masivos como las coladas o fragmentarios como los piroclástos) se acumulan en depósitos

que podrían confundirse con los de piroclástos en sentido estricto.

Téngase en cuenta que los sedimentos que han tenido un área madre volcánica son frecuentes en todas las épocas

geológicas y abundan especialmente en cuencas oceánicas.

En las formaciones Vulcano-sedimentaria puede ser importante distinguir entre las rocas piroclásticas que se

encuentran “in situ”, generalmente próximas al centro eruptivo y aquellas que han sido removidas por la erosión y

arrastradas lejos de su emplazamiento original. El estudio de estas últimas pertenece al campo de las rocas

sedimentarias, distinguiéndose de otros depósitos detríticos por su mineralogía inmadura y variable.

La ambigüedad persiste en los piroclástos paleovolcánicos sometidos a procesos posteriores y en los depósitos

subacuáticos en los que el transporte, ajeno a la dinámica eruptiva, puede ser importante. Estos y otros factores

hacen compleja la clasificación y nomenclatura de los productos volcánicos fragmentarios.

Piroclástos de Proyección Aérea

Estos piroclástos reciben actualmente el nombre genérico de tephra y se clasifican según su tamaño en bombas,

lapillis y cenizas, aunque la tabulación dimensional no responde a medidas estrictas. Otra nomenclatura menos

precisa incluye los términos escoria, cinder, arenas, etc.

Generalmente los depósitos de estos materiales son heterométricos, aunque predomine alguno de los tipos citados, lo

cual depende del carácter de la erupción, composición del magma, viscosidad, explosividad, etc.

Las bombas adquieren su forma subredondeadas o en uso al girar en su trayectoria, aplastándose ligeramente al caer,

miden entre 3 y 30 cm., aunque se han encontrado ejemplares de varios metros de diámetro y algunas toneladas de

peso. La superficie de la bomba se enfría antes que el núcleo, por lo que al contraerse este último se forman unas

grietas en la parte externa de la bomba, que recuerdan la corteza de pan.

Figura 2.1 Diversos tipos de bombas y bomba semidestruida al caer.

Las formas regulares las presentan sólo una pequeña parte de los fragmentos expulsados, bien porque su trayectoria

sea corte o bien porque su contenido en volátiles sea muy elevado. Al material piroclástico vesicular que no puede

clasificarse como bombas por su forma irregular, se le agrupa genéricamente bajo el término de escoria.

Otros fragmentos son proyectados en estado sólido y se caracterizan por su geometría angulosa; se denominan

bloques y están constituidos casi siempre por materiales arrancados del conducto volcánico. Los fragmentos

piroclásticos cuyo tamaño está comprendido entre 3 y 30 mm. Se denominan lapillis, término que se restringe más

específicamente a piroclástos finos de composición basáltica, llamándose pómez a los de composición ácida de

cualquier tamaño, de color claro, muy porosos y ligeros. La porosidad se debe a una intensa vesiculación, quedando


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los huecos separados por ligeras membranas vítreas; a esto se debe el que la pómez y los lapillis muy ligeros floten

en el agua.

Figura 2.2 Grandes bloques.

Las formas del lapilli dan lugar a nuevas denominaciones, conociéndose como cabellos de Pelé (divinidad

Hawaiana) a los fragmentos finamente aciculares o filamentoso y lágrimas de Pelé a los pequeños goterones vítreos.

Las cenizas y arenas son fragmentos pulverizados, esencialmente vítreos, que por su poco peso se mantienen en

suspensión durante mucho tiempo y son arrastrados largas distancias por corrientes de aire. Este material,

extraordinariamente fino, forma pisolitos o gotas de lluvia cuando se concentra en torno a núcleos húmedos y rueda

adquiriendo formas esferoidales.

El nombre de cinder se aplica preferentemente a los depósitos en los que predominan escorias sueltas y lapillis.

Estos materiales suelen acumularse en las proximidades de las bocas eruptivas, constituyendo el cono volcánico.

Figura 2.3 Fragmentos de pómez en una toba.

En los depósitos de tephra existe una cierta selección granulométrica, puesto que los fragmentos más pesados son los

primeros que caen y ocupen la base del depósito cuyo techo está formado por una capa de piroclástos más finos.

Esta disposición permite distinguir los piroclástos originados en diferentes fases explosivas cuyos productos se

depositan en capas sucesivas, dando lugar a una estratificación que tiende a la horizontalidad. La continuidad y gran

extensión de estas placas de tephra permite en algunos casos utilizarlas como niveles-guía de gran valor

estratigráfico y cronológico. En el mecanismo de formación de estos depósitos interviene además el medio de


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transporte marino. Por otra parte, cuando el material piroclástico acumulado no se ha consolidado es fácilmente

removible y se forman depósitos volcano-sedimentarios alejados del emplazamiento original.

Figura 2.4 En la superior se observa alternancia de piroclástos ácidos (claros) y basálticos (oscuros) y en la inferior se observa depósitos de

proyección aérea estratificado.

Cuando los piroclástos son masivos y conservan elevadas temperaturas pueden soldarse adquiriendo gran

consistencia. El mismo fenómeno de compactación de los fragmentos puede desarrollarse en un proceso posterior al

circular fluidos y formarse un cemento que consolide el depósito; estos depósitos soldados reciben genéricamente el

nombre de tobas. Si predominan los cantos angulosos heterogéneos se denominan brechas volcánicas, reservándose

el término de aglomerado volcánico para las acumulaciones de bombas y lapilli, aunque este último término se

emplea frecuentemente en un sentido mucho más amplio.

Figura 2.5 En la superior se observa un aglomerado poligenético y en la inferior, moldes de vegetales.


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Ignimbritas y nubes ardientes

En determinados depósitos piroclásticos soldados, especialmente en tobas de composición ácida, se observan

caracteres fluidales, lo cual indica que el conjunto de fragmentos se ha movió unitariamente. Este carácter fluidal de

algunos depósitos puede ser de escasa entidad cuando se debe a la rápida acumulación de piroclástos que conservan

elevadas temperaturas y plasticidad, por lo que pueden desarrollar un corto desplazamiento a favor de la pendiente.

Pero en otros casos la masa de fragmentos ha experimentado un movimiento conjunto antes de caer, desplazándose

sobre el suelo suspendido en una fase gaseosa que se mueve a gran velocidad. Este mecanismo dinámico es

equivalente a una fluidización y da lugar a depósitos que presentan a la vez caracteres lávicos y piroclásticos, por lo

que su interpretación es a veces dudosa, ya que suelen encontrarse desconectados de sus centros de emisión.

Estos materiales reciben diferentes nombres en la bibliografía (ignimbrita, eutaxita, piperno, tufolava, clastolava,

ash-flow, sillar, owharoita, etc.), debido a que presentan importantes variaciones estructurales y petrográficas,

incluso dentro de la misma unidad. Este problema se plantea frecuentemente en la nomenclatura volcanológica,

puesto que a las denominaciones locales u originales se superponen otras con significado genético, estructural,

petrográfico, etc.

Figura 2.6 Pómez estirado y aspecto flameado de una roca ignimbrítica.

El término eutaxita (Fritsch y Reiss, 1867), actualmente en desuso, hace referencia al aspecto flameado, común a

estos depósitos que se patentiza por el aplastamiento y estiramiento de los fragmentos vítreos o de pómez, aun

plásticos, durante el flujo laminar. Los volátiles quedan atrapados en los planos de flujo y la compactación produce

una típica foliación que se pone de manifiesto con la alteración de la roca. Las variaciones en la concentración de

volátiles, así como la diferente rapidez del enfriamiento en el techo, centro y base del depósito causan un zonado del

mismo en cuanto a estructura, grado de compactación, cristalinidad, quimismo, etc., estas formaciones alcanzan

decenas de kilómetros de extensión y su potencia oscila entre unos pocos centímetros y varios centenares de metros,

dependiendo de la topografía por la que discurren y de la distancia al centro de emisión.

Entre los aspectos estructurales y texturales de estos depósitos destaca la presencia de fragmentos de rocas y pómez

así como de vidrio (shards). Las pequeñas esquirlas vítreas se distinguen normalmente de la matriz envolvente por

un grado de cristalización y desvitrificación distintas y también por su menor oxidación, que les confiere un índice de

refracción y color diferentes. La mayoría de los autores interpretan estos fragmentos de vidrio como restos de las

paredes o septos de burbujas de gases liberados en la emisión.

Los fragmentos de pómez igualmente englobados en la matriz suelen aparecer estirados y a veces su aplastamiento

produce un veteado típico piel de serpiente, o un bandeado alternante en el que las bandas correspondientes a la

matriz suelen ser más anchas y claras.

El aplastamiento de los fragmentos de pómez y de los shards se debe en parte a la presión de carga, pero existe un

estiramiento pronunciado cuya dirección coincide con la del movimiento del material y que se debe a la fluidez del

mismo. Las texturas de flujo laminar se reflejan también en la disposición paralela de los fenocristales, cuya

dimensión máxima coincide con la dirección del movimiento.

En las zonas de máxima soldadura y estiramiento de los fragmentos de pómez, donde se forma un bandeado laminar,

existen en ocasiones fuertes replegamientos muy apretados que pueden compararse por su forma y tamaños a los

pliegues ptigmáticos de las rocas metamórficas. Las medidas de estos replegamientos varían desde pocos milímetros


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hasta centímetros e incluso pueden alcanzar el metro, si bien estos pliegues mayores son de tendencia mucho más

suave. Los pliegues son especialmente frecuentes alrededor de los fragmentos de rocas incluidas, lo que indica una

influencia directa de estos cantos sobre las bandas de matriz y fragmentos de pómez, obligándoles a plegarse y

adaptarse a ellos. Los fragmentos de rocas y fenocristales giran aun en los últimos momentos del flujo ya viscoso,

sobre todo aquellos de forma más o menos redondeada que no llegan a adoptar una posición estable, lo que se pone

de manifiesto por una zona de matriz más o menos porosa o por un hueco alrededor de ellos.

Durante el lento enfriamiento de estas unidades se desarrollan la desvitrificación normal y la cristalización a partir de

la fase gaseosa, que modifican con mayor o menor intensidad las texturas primarias, siendo a recristalización mayor

en los fragmentos de pómez que en los shards y en éstos mayores que en la matriz. Por otra parte, en los niveles más

vítreos puede desarrollarse ampliamente una textura perlítica y en fases posteriores una alteración fumaroliana e

hidrotermal.

Atendiendo al mecanismo eruptivo, cuando se conoce o se puede interpretar, estos depósitos se clasifican como

nubes ardientes si responden a erupciones como la acaecida en el Mont Pelé en el año 1902, donde los piroclástos

formaron una nube incandescente que se derramó en avalancha y descendió a gran velocidad por las pendientes. En

otros casos la erupción es vertical, formándose previamente una nube ardiente a cierta altura que luego desciende e

inicia su movimiento rasante. En ambos casos es aplicable casi siempre el término ash-flow que no hace referencia

al mecanismo de erupción sino a la dinámica experimentada por la masa piroclástica y a su carácter fragmentario en

origen, por lo que tiene un significado más amplio, aunque su aplicación no esté generalizada (Smith 1960).

El término ignimbrita, (Fenner, 1923 y Marshal, 1935), no implicaba en principio una definición genética de estos

depósitos, pero su uso se ha generalizado para una gran variedad de los mismos, incluso para depósitos no soldados o

de composición basáltica. Esto hace que tengamos que aceptar como más apropiado el nombre de rocas

ignimbríticas para todas aquellas formaciones que presentan en una u otra medida algunas de las características

genéticas, mecánicas o estructurales de estos depósitos que participan a la vez de la doble condición de lavas y

piroclástos (Locardi y Mittempergher, 1967 y Araña 1971).

Otros muchos términos (tufo-lava, foam-lava, etc,) han sido acuñados para resaltar la ambivalencia de estos

depósitos. También la palabra reoignimbrita se utilizó para definir un tipo especial reflejado por determinadas

formaciones del Monta Amiata, cuyo carácter totalmente fluidal se ha comprobado posteriormente.

Un ejemplo externo de estos potentes depósitos de nube ardiente lo constituye el aglomerado Roque Nublo en la isla

de Gran Canaria, al que se calcula un volumen mínimo de 60 km3 (Anguita, 1973) y que se caracteriza por la

heterogeneidad y proporción relativa de sus componentes clásicos. Estos depósitos engloban también moldes de

vegetales, lo cual indicaría una temperatura relativamente baja.

Lahares

Entre las masas de productos fragmentarios que se desplazan deben incluirse los lahares, que son avalanchas o

corrientes fangosas de material volcánico removido por las aguas superficiales o por las procedentes del rápido

deshielo.

Frecuentemente, las erupciones volcánicas están asociadas a grandes tormentas de lluvia, formándose auténticos ríos

de lodo mud flow, al ser arrastrada por el agua una considerable masa de piroclástos no consolidados, que engloba

los grandes bloques que encuentra a su paso. Un lahar de este tipo destruyó en el año 79 la ciudad de Herculano, que

quedó sepultada bajo una capa fangosa de varios metros de espesor.

La procedencia del agua permite establecer diferentes tipos de lahares; son tristemente famosos los que se originan al

desbordarse los lagos que ocupan numerosos centros eruptivos en Indonesia. Otras características presentan los

típicos lahares de Islandia provocados por el deshielo de glaciares (jokulhaup) o los ríos de lodo en Centroamérica,

producidos en muchos casos por lluvias posteriores a la erupción, que arrastran con facilidad grandes masas de

piroclástos sueltos. La topografía preexistente condiciona la violencia y peligrosidad de estos fenómenos que pueden

devastar regiones relativamente alejadas de los centros eruptivos.


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Figura 2.7 Aspecto parcial de un lahar.

Erupciones freáticas

Como consecuencia del aumento de temperatura en el entorno de los conductos volcánicos, o en la vertical de una

cámara magmática, puede producirse la evaporación de acuíferos o bolsas de agua subterránea. La presión del vapor

confinado provoca la explosión que destruye la cobertura cuyos fragmentos son proyectados con gran violencia y se

depositan formando edificios similares a los de origen volcánico.

Los fragmentos expulsados en una erupción freática son trozos de rocas superficiales, totalmente ajenas al fenómeno

magmático que indirectamente produjo la formación de vapor y consiguiente explosión. Es frecuente que las

erupciones freáticas vayan acompañadas simultánea o sucesivamente por una actividad efusiva cuyos piroclástos se

mezclan con los productos de la erupción freática.

Este fenómeno eruptivo es frecuente en las regiones costeras y en zonas con situación hidrológica favorable; se

encuentra también en áreas sin otra aparente actividad volcánica, en cuyo caso la elevada temperatura que se requiere

en el subsuelo para evaporar un acuífero hay que buscarla en la presencia de cuerpos intrusivos superficiales.

MATERIALES LAVICOS

Se denominan lavas a los fundidos, aun ricos en volátiles, que fluyen por las bocas eruptivas y se derraman sobre la

superficie formando corrientes o coladas. El flujo de las lavas depende de su composición, temperatura, viscosidad y

volumen, así como de la topografía, la cual condiciona la dirección de la colada, si bien este condicionamiento

topográfico es relativo, ya que la lava, si no es muy fluida, excava su propio cauce, formando verdaderas morrenas

laterales y frontales.


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Figura 2.8 Colada de lava.

Las lavas poco viscosas avanzan con gran rapidez, pudiendo llegar a tener una velocidad de salida superior a los 100

km/hora que decrece rápidamente al iniciarse el enfriamiento, si bien lo que influye en el desplazamiento de la

colada es la pendiente del terreno y el empuje de los materiales que continúan saliendo de las bocas eruptivas.

Algunas coladas muy fluidas alcanzan una longitud superior al centenar de kilómetros mientras que las lavas muy

viscosas dan lenguas cortas y potentes, o se acumulan formando tortas o sombreros sobre las bocas de salida.

En regiones de intenso volcanismo, las coladas sucesivas se apilan en paquetes de más de mil metros de potencia y la

base escoriácea de cada colada permite distinguir las diferentes unidades emitidas en una misma erupción. Cuando

el paquete se ha formado con los productos de varias erupciones separadas en el tiempo, los distintos periodos

efusivos quedan delimitados por niveles de almagres, que son los suelos orgánicos que se forman durante los lapsos

de inactividad volcánica. Estos suelos adquieren una típica tonalidad rojizo-amarillenta al ser rubefactados por lavas

calientes que discurren sobre ellos.

Caractéres de las Coladas

Las coladas muy fluidas, que al enfriarse presentan una costra lisa, se denominan pahoehoe, palabra hawaiana que

hace referencia al aspecto y carácter del a superficie sobre la que se puede caminar sin dificultad (Macdonald, 1953 y

1968). En estas lavas, de corteza continua vítrea y porosa, es común la formación de curiosas rugosidades

superficiales debido a que la costra, aun plástica, es arrastrada o removida por la masa líquida que continúa fluyendo

bajo la superficie (lavas cordadas, lavas en tripas, etc.).


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Figura 2.9 Lavas pahoehoe (en tripas y cordadas).

El vocablo hawaiano aa, de significado opuesto a pahoehoe, define las coladas de superficie áspera y rota,

difícilmente transitable, que también se conocen con el nombre castellano de malpaís. Estas lavas han

experimentado un régimen más turbulento, rompiendo constantemente la costra enfriada y englobando sus

fragmentos. Cuando los fragmentos que transporta, ya sólidos, son numerosos y de gran tamaño se denominan lavas

en bloques, las cuales presentan un aspecto caótico.


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Figura 2.10 Contraste entre coladas aa (malpaís) y las coladas pahoehoe.

Figura 2.11 Colada en bloques.

Una vez detenida la colada continúa el proceso de enfriamiento y solidificación, que no es homogéneo, ya que la

parte superficial y la que está en contacto con el suelo se enfrían más rápidamente; este hecho provoca la formación

de un cinturón de retracción a un tercio aproximadamente de la base. Asimismo, se forman diaclasas o grietas de

enfriamiento que dan lugar a una disyunción lajeada.

Otros tipos de disyunción se desarrollan cuando la meteorización actúa a favor de las microfracturas generadas

durante el enfriamiento. Una disyunción superficial a pequeña escala, que se manifiesta con la alteración de la roca

en ambiente húmedo, es la conocida con el nombre de “grano de millo” o “pineapple”, porque la roca se disgrega

como una mazorca.

Un ambiente húmedo permanente en la base de colada, asociada a la existencia de diaclasas verticales, facilita una

disyunción en bolas (kieffer, 1968). En las rocas básicas o intermedias las bolas son pequeñas y aplastadas con

delgadas escamas. Esta disyunción es menos frecuente en rocas volcánicas ácidas, pero también en estos materiales

se forman esporádicamente núcleos con diámetros superiores a los dos metros. En general, la formación de bolas

implica una lenta infiltración de la humedad, que progresa al alterarse sucesivamente las capas más externas de las

columnas formadas como consecuencia del enfriamiento.


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Figura 2.12 Disyunción columnar o prismática.

Figura 2.13 Disyunción en bolas.

Tubos Volcánicos

Las lavas basálticas muy fluidas que continúan circulando bajo una costra ya solidificada, pueden experimentar un

descenso de nivel al disminuir el caudal o ahondar su propio cauce subterráneo. Este proceso crea un vacío o

cavidad bajo la costra superficial, formándose los tubos o túneles volcánicos. Estas cavernas longitudinales de

pequeñas dimensiones son muy frecuentes en algunos paisajes volcánicos y se ponen de manifiesto al desplomarse

parcial o totalmente el techo. Otras teorías sobre la formación de túneles volcánicos han sido expuestas por Ollier y

Brown (1965) para las cavernas de lava de Vitoria.


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Una famosa gruta volcánica es la Surtshellir, en Islandia, de 2.200 metros de longitud, pero la más espectacular es sin

duda la Cueva de los Verdes, en Lanzarote, que supera los 6 Km. Con una pendiente del 5%. Algunos tramos del

tubo tienen 20 metros de altura al existir galerías superpuestas y su extremo se prolonga en un túnel submarino que

hoy se encuentra a varios metros bajo el nivel del mar (Bravo, 1964), Prolongaciones submarinas de tubos

volcánicos se han observado también en Hawai, donde algunas lavas son conducidas a varios kilómetros de la costa,

fluyendo en tubos submarinos.

En las lavas aa pueden desarrollarse grandes tubos volcánicos, mientras que en las lavas pahoehoe son también muy

frecuentes los de pequeñas dimensiones.

Con el nombre de jameos se denominan en Lanzarote a las simas o ventanas que se producen al desplomarse parte

del techo de un túnel volcánico y que sirven de acceso al mismo. También en esta isla propuso E. Hernández

Pacheco (1910) el nombre de estalafitos para designar las formas estalactíticas y estalagmíticas que se forman al

descender el nivel de la corriente lávica subterránea y gotear el material fundido que quedó adosado al techo y

paredes del túnel.

Figura 2.14 Campo de volcanes donde se observa un largo túnel con su techo desplomado.

Figura 2.15 Pequeños tubos volcánicos en coladas pahoehoe.


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Figura 2.16 Techo de un túnel con estalafitos.

El estudio de tubos volcánicos durante su formación en la isla de Hawai (Peterson y Swnson, 1974) ha sugerido que

éstos juegan un importante papel en la construcción de los escudos de tipo hawaiano. En efecto, las lavas que fluyen

por su interior pueden alcanzar mayores distancias al tener un cauce favorable y conservar elevadas temperaturas al

comportarse las paredes del túnel como perfectos aislantes.

En zonas volcánicas extintas el carácter aislante de los tubos da lugar a un curioso fenómeno que consiste en la

presencia permanente de hielo en el interior de algunas grutas volcánicas, debido a que las aguas que se filtran en las

cuevas se congelan durante el invierno y no llegan a deshelarse en verano. Una gruta de este tipo es la “Cueva del

Hielo” en el Pico del Teide (Tenerife).

Figura 2.17 Planta y perfil de la cueva de los verdes, Lanzarote.


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VOLCANISMO SUBMARINO

Los materiales emitidos en erupciones submarinas tienen algunos caracteres típicos, debido al ambiente acuático en

que se desarrollan y depositan (ver p.e. McBirney, 1963; Carlisle, 1963; Zinder y Fraser, 1963). Las pocas

diferencias con los productos volcánicos subaéreos son de tipo morfológico y estructural, aunque también existen

modificaciones químicas y mineralógicas al reaccionar el magma con el agua del mar, pero este factor parece tener

menos importancia de la que se le ha concedido hasta ahora. Asimismo se pensaba que los magmas basálticos eran

los únicos que adquirían estructuras peculiares en ambiente subacuático, pero las mismas estructuras están presentes

en rocas más silíceas de las Islas Canarias (Hernández-Pacheco y Fernández Santín, 1974) y Aleutianas,

probablemente debido a que el magma incorporó suficiente agua de mar durante su ascenso, para disminuir su

viscosidad.

Las características del volcanismo submarino dependen de la profundidad a la cual se desarrolla, ya que cuando la

presión de la columna de agua es superior a la de los volátiles, éstos no pueden desencadenar paroxismos explosivos.

Asimismo a unos 2,100 m., de profundidad la presión hidrostática supera la presión crítica del agua y no se forma

vapor al entrar la lava en contacto con el agua. También la estructura de las coladas varía según se trate de

erupciones esporádicas localizadas en mares someros o de erupciones tranquilas y prolongadas a lo largo de fisuras

en los fondos oceánicos. Probablemente estas últimas constituyen la faceta más importante y activa del volcanismo

actual, pero pasan desapercibidos al desarrollarse a gran profundidad.

Cuando las lavas entran en contacto con el agua se forma una delgada capa vítrea, todavía plástica, que encierra el

material fundido, al continuar fluyendo magma se individualizan en el frente y superficie de la colada unas

protuberancias o bolsas que se separan y ruedan por la pendiente costera o por las suaves laderas de los edificios

piroclásticos submarinos.

Figura 2.18 Lavas alhodilladas.


Vulcanología

Figura 2.19 En la superior, se observan pillows erosionadas y en la inferior, se observa la estructura radial.

Estas bolsas o almohadillas –pillows- se acumulan al pie de la pendiente en depósitos con una típica disposición

lavas almohadilladas o pillow lavas. Cada pillow tiene la parte superior convexa, mientras que la base es puntiaguda

o en forma de quilla por encajarse sobre el empedrado de pillows previamente depositadas. Si la erupción es rápida,

la base de estos depósitos no presenta este carácter o bien está formada por pillows alargadas y aplastadas por el peso

acumulado sobre ellas. Otras almohadillas aparecen aisladas y conservan forma esferoidales, al quedar englobadas

en una masa piroclástica o en productos procedentes de la descomposición de la corteza vítrea. La costa vítrea de los

pillows se solidifica progresivamente hacia el interior en capas concéntricas, quedando un núcleo que se enfría más

lentamente y que es, por tanto, más cristalino. La última etapa de solidificación hace que aparezcan las fracturas

radiales de retracción típicas de las pillows.

Todos estos materiales submarinos pueden estar sujetos a procesos pneumatolítico-hidrotermales (espilitización) que

implican importantes cambios químico-mineralógicos, tales como la serpentinización y cloritización de olivinos y

piroxenos, albitización de plagioclasas, anfibolitización, ceolitización, generación de carbonatos, etc.


Vulcanología

En las erupciones que tienen lugar en aguas someras, la explosividad se multiplica debido a la rápida vaporización

del agua del mar, que al aumentar el volumen destruye en sucesivas explosiones los materiales en los que está

ocluida, convirtiéndose en cenizas que pueden ser proyectadas a grandes distancias (Tazieff, 1968 y 1973). El rápido

enfriamiento de estos fragmentos condiciona su carácter vítreo, fácilmente alterable, por lo que pueden confundirse

con los vidrios palagoníticos resultantes de la descomposición de tobas y lavas submarinas.

Figura 2.20 Pillow brecha.

Son todavía poco conocidos los mecanismos de formación y depósito de los materiales piroclásticos submarinos,

para los que la denominación de hialoclastitas (Ritman, 1962, 1973) es generalmente aceptada, si bien existe una

gran variedad de depósitos con diferente significado genético y dinámico. Por ejemplo, según Bonatti (1970) los

seamounts y guyots están constituidos principalmente por brechas y cenizas volcánicas.

Una característica frecuentemente observada en las erupciones submarinas de aguas someras y en las freáticas es la

formación de una nube rasante –base surge- que irradia del centro eruptivo como en las explosiones nucleares

(Moore, 1967). Este tipo de nubes anulares puede originarse por la onda expansiva de los primeros gases que

alcanzan el techo del conducto y sus efectos destructivos deben ser responsables de muchos depósitos piroclásticos

submarinos, en especial de los anillos de ceniza (ash-rings), que corresponden a volcanes monogénicos.

FACIES SUBVOLCANICAS

En una erupción volcánica, no todos los materiales magmáticos alcanzan la superficie, ya que parte de ellos se

enfrían y solidifican en los conductos al no encontrar fácil salida o cesar las condiciones que impulsaban el

movimiento ascendente del magma. Estos materiales se ponen de manifiesto cuando la erosión desmonta la

cobertura de rocas encajantes menos resistentes, y tienen como característica general su disposición vertical o

subvertical que corta las estructuras de las formaciones que atraviesan.

Normalmente en condiciones subvolcánicas el enfriamiento es más lento que en las lavas, por lo que la cristalización

del fundido es más perfecta, especialmente en las zonas más profundas y en el núcleo de los cuerpos intrusitos.

Los cuerpos subvolcánicos más característicos son las chimeneas o necks, que rellenan los principales conductos del

magma. Son groseramente cilíndricos y presentan notables variaciones en la vertical, haciéndose más patentes los

caracteres petrográficos de su emplazamiento en los niveles más profundos, mientras que los bordes y niveles

superiores tienen más aspecto de brecha volcánica. Las grandes chimeneas pueden presentar también una diferente

cristalización de centro a borde y es muy común la disyunción columnar.


Vulcanología

Figura 2.21 Cuerpos intrusivos subvolcánicos: 1. Chimenea, 2. Dique radial, 3. Sill, 4. Dique circular, 5. Dique cónico.

Las “pipes” constituyen un interesante tipo de conductos que suele culminar en una pequeña depresión o diatrema,

aunque en la mayoría de los casos parece que el conducto no alcanzó la superficie. Los pipes se adelgazan en sus

raíces y están ocupados por una brecha intrusita, a veces groseramente estratificada, en la que coexisten fragmentos

procedentes de diversa profundidad, incluso subcorticales. La generación y sucesiva intrusión de esta brecha se

explica por fenómenos explosivos a distinto nivel de la columna magmática ascendente, aunque el proceso

desencadenante de estas explosiones y consiguiente brechificación de la roca encajante admite diferentes hipótesis.

La brecha está a su vez intruida generalmente por un neck en posición más o menos excéntricas. Los “pipes” son

típicos del volcanismo en zonas continentales estables y han sido puestas de manifiesto por una intensa erosión de las

formaciones sedimentarias en las que han intruido.

Los términos chimenea y neck hacen referencia a la conexión entre las lavas y su fuente de alimentación, pero en

algunas ocasiones estas estructuras corresponden a un volcanismo abortado y no alcanzaron la superficie ni

alimentaron fuentes de lava.

Los diques constituyen las facies subvolcánica más común; son estructuras planares formadas al solidificarse el

magma que rellena las numerosas fracturas que acompañan a la erupción. Su disposición, longitud, forma y espesor

dependen de dichas grietas o fracturas que en muchas ocasiones son conductos de alimentación y salida de lavas.

Los diques directamente conectados con las cámaras profundas son de mayor envergadura y siguen tendencias

lineares de varios kilómetros, pero más frecuentemente, las fracturas que rellenan parten de niveles superiores del

conducto principal y los diques siguen una pauta radial desde el centro eruptivo. Los diques suelen agruparse en

familias cuyas pautas están determinadas por accidentes tectonovolcánicos que se resuelven en la apertura de grietas

dispuestas geométricamente (Anderson, 1937; Billings, 1943 y Hernán 1974). Los diques circulares (ring dikes),

están asociados a calderas de hundimiento y se disponen periféricamente a las mismas e inclinados hacia el exterior.

Con un mecanismo inverso al anterior, acompañado de una potente intrusión central, están relacionados los diques

cónicos (cone sheets), cuyo conjunto responde a un cono invertido.

En ocasiones las familias de diques lineares presentan sistemáticos desplazamientos transversales a la dirección

principal (diques escalonados) que pueden ser el reflejo de esfuerzos tectónicos regionales activos durante la

intrusión, o también de una heterogeneidad en la competencia de las sucesivas formaciones atravesadas. Una

disposición geométrica similar, pero a mayor escala, la encontramos asociada a las grandes fracturas en escalón y

fallas transformantes.


Vulcanología

Figura 2.22 Distribución de diques en la región central de Gran Canaria, cuya convergencia en profundidad (cone sheet) se ha determinado con

base al rumbo y buzamiento de los diques.

Figura 2.23 Distribución y orientación de diques de Fuerteventura.

En algunas regiones, la intrusión filoniana es de tal intensidad que desaparece casi totalmente la roca encajante; tales

fenómenos deben estar asociados a un importante proceso de distención, como ocurre p.e. en Fuerteventura (Islas

Canarias), donde los diques constituyen en amplios sectores más del 90% de la roca visible en los afloramientos

(López, Ruiz, 1969 y 1970). En general, los diques no son tan abundantes y suelen aparecer aislados destacando

como grandes paredones debido a una erosión diferencial.


Vulcanología

La textura típica de los diques refleja una mayor cristalinidad hacia el centro, en tanto que los bordes son más vítreos

debido a su rápido enfriamiento. No obstante, en algunos casos, la zona central más cristalina se ha inyectado en una

etapa posterior, o bien es sincrónica con la zona de borde, pero los cristales ya se encontraban en el magma y su

concentración en el núcleo del dique se explica por la mecánica de fluidos. Un mecanismo similar de doble intrusión

separada por un breve lapso de tiempo, o simultánea si está acompañada por procesos de inmiscibilidad o desmezcla,

puede originar diques compuestos, es decir formados por rocas de quimismo diferente asociadas en un dique único.

La intrusión magmática puede desviarse de la verticalidad e incluso disponerse horizontalmente entre capas

sedimentarias o volcánicas si encuentra condiciones favorables para ello. Estas intrusiones concordantes se

denominan sills y si se emplazan entre una serie volcánica de similar composición son difíciles de distinguir, porque

pueden tener una gran dispersión lateral y no ser visibles sus raíces. Algunos sills intruyen en sedimentos todavía

húmedos y adquieren caracteres de lavas submarinas con las que pueden llegar a confundirse (pillow-sills).

Figura 2.24 Sill.

La intrusión filoniana provoca un aumento temporal de la temperatura en la roca encajante, habiéndose estudiado la

distribución de isotermas en el dique y su entorno con modelos matemáticos (Jaeger; 1957) y analógicos (Rubia et

al., 1970). Este efecto térmico que depende en gran medida de la magnitud del dique y de la conductividad de la

roca encajante se refleja frecuentemente en fenómenos de termometamorfismo cuya intensidad varía con las

características litológicas y ambientales de las formaciones afectadas por la intrusión (ver p.e. Maury y Mervoyer,

1973).

Los pseudo-diques se forman cuando bajo lavas previamente solidificadas circula material fundido que puede resalir

a través de grietas abiertas en la cobertera sólida. Estos falsos diques, ya que carecen de raíces profundas, son

frecuentes en las pillow lavas, cuya estructura disgregada permite una fácil inyección de material fluido entre las

pillows.

Figura 2.25 Dique digitado intrusivo en hialoclastitas (pseudodique).


Vulcanología

Distinto carácter tienen otras manifestaciones filonianas de origen no intrusivo, como los diques o venas de

reemplazamiento que se originan por procesos metasomáticos.

PRODUCTOS SECUNDARIOS Y OTROS FENOMENOS ASOCIADOS AL VOLCANISMO

Existe una variada gama de productos y fenómenos asociados al volcanismo, que se generan de una manera indirecta

revelando su indudable relación con procesos magmáticos, aunque no necesariamente con períodos efusivos. Dentro

de este grupo, además de las erupciones freáticas ya citadas, pueden incluirse las anomalías térmicas superficiales,

las fuentes termales, los geyseres y los volcanes de barro.

La energía acumulada en los magmas se desprende solo en una pequeña parte durante las erupciones, puesto que en

su mayoría se transmite constantemente en forma de calor por conducción a través de las roas o transportada por

volátiles. Este exceso de calor se refleja en la presencia de numerosas fuentes termales, que a su vez facilitan la

lixiviación de determinados elementos en las rocas y la reacción de otros, lo que sumado a la acción de los volátiles,

da lugar a la formación de productos hidrotermales.

Algunas fuertes anomalías térmicas no están aparentemente asociadas a procesos hidrotermales, puesto que están

localizadas en zonas de baja pluviosidad y ausencia total de aguas superficiales. Un ejemplo espectacular lo

constituyen las Montañas del Fuego (Lanzarote), donde se miden temperaturas de 100ºC en superficie y de 300º C a

pocos metros de profundidad. Esta anomalía “seca” parece estar, sin embargo, relacionada con un sistema

hidrotermal alimentado por agua marina que se calienta en acuíferos profundos, próximos a bolsadas magmáticas

(Araña et al., 1973).

En un sentido u otro, las aguas subterráneas o superficiales reflejan en sus variaciones térmicas, químicas o

simplemente de caudal, la energía de un magma profundo. Este puede ser el caso del Lago de Bañolas, en la región

volcánica de Olot (Gerona), que periódicamente parece dar muestras de una actividad magmática que ya se considera

extinguida en la zona.

Cuando los fluidos hidrotermales descomponen las rocas superficiales, se forman barrizales que burbujean

constantemente, dando la impresión de ser lagunas de lodo hirviente. En algunos casos, este fenómeno se concentra

en un punto alrededor del cual se levanta un pequeño edificio cónico (volcán de barro) formado al acumularse los

borbotones de lodo en los bordes del orificio por el que escapan los gases. Esporádicamente interviene una mayor

cantidad de agua en el proceso y el lodo se desborda en pequeñas “coladas”. No deben confundirse estos pequeños

volcanes de barro con los “mud volcanoes” (Jakubov et al., 1971), que alcanzan hasta 500 m. de altura y cuya

discutida génesis parece más relacionada con bolsadas de gas e hidrocarburos que con procesos magmáticos.

Una espectacular variedad de las fuentes termales son los geyseres, muy frecuentes en Islandia, de donde procede su

nombre. Los geyseres expulsan esporádicamente vapor y agua a temperaturas elevadas y sólo parecen explicarse en

un contexto volcánico. Su mecanismo no está definitivamente aclarado, pero puede explicarse por la presencia de

grietas poco profundas en conexión con un acuífero sometido a elevadas temperaturas. Cuando el agua contenida en

la grietas se calienta sobre su punto de ebullición, sale a gran presión, a la vez que se produce su vaporización. El

lapso entre dos erupciones se debe al tiempo que necesita el nuevo aporte de agua para alcanzar su temperatura de

ebullición. Las periódicas fluctuaciones en la erupción han sido relacionadas con mareas terrestres, presión

barométrica y esfuerzos tectónicos (Rinehart, 1972), pero parece más probable que sea un sistema de fracturas en un

medio poroso el que controla el fenómeno.

Detalladas investigaciones han sido realizadas en los geyseres de Islandia, Japón y EE.UU. (ver p.e. White, 1972 y

Einarsson, 1967). En Yellowstone (EE.UU.) se encuentra el famoso Old Faithful que actúan durante unos 4 minutos

cada hora, lanzando su columna de agua a más de 20 metros de altura.

En las proximidades de las fuentes termales se forman terrazas de sínter (silíceas) o travertino (carbonáticas) al

precipitar los minerales que las aguas calientes disuelven y arrastran del subsuelo. Estos depósitos son de color

claro, pero la presencia de algas y de óxidos y sulfuros de hierro y manganeso les dan frecuentemente un brillante

colorido de tonos marrones, amarillos, azules y verdosos.

Otro producto frecuentemente asociado a formaciones basálticas en regiones con clima árido es el caliche

(horizontes carbonáticos muy cementaos) que se forman al precipitar calcita las aguas que en verano ascienden hacia

la superficie. En las Canarias Orientales se han formado potentes niveles de caliche que son explotados como caleras

(Bravo, 1964).


Vulcanología

ENCLAVES

Entre los productos emitidos por una erupción deben distinguirse aquellos que se han generado en el proceso

magmático y los materiales extraños que el magma recoge durante su ascenso arrancándolos del conducto y

transportándolos hasta la superficie. Estos materiales xenolíticos proporcionan información sobre la litología de las

capas atravesadas por la columna magmática (ver p.e. Brouse, 1970). Es posible que los fragmentos arrancados a

cierta profundidad permanezcan un tiempo considerable en contacto con el magma, produciéndose una reacción que

culmina con la fusión total o parcial del xenolito.

Cuando la proporción de materiales extraños es elevada y la fusión de los mismos se desarrolla a gran escala, puede

modificarse la composición del líquido magmático original. La capacidad de asimilación de un magma depende en

gran parte de su temperatura y cantidad y la de la roca asimilada. Determinadas series volcánicas se caracterizan por

la gran cantidad de materiales xenolíticos, como ocurre en algunos volcanes calco-alcalinos en el Sureste de España,

donde la proporción de enclaves gnéisicos alcanza hasta un 20% del total de la roca.

Los enclaves tienen especial interés cuando procedente de zonas profundas de la corteza o del manto superior, puesto

que permiten el estudio de rocas cuya observación directa no es posible (ver p.e. Fuster et al., 1969 y Muñoz, 1973).

En este sentido el volcanismo contribuye decisivamente a un mejor conocimiento de las capas internas de la Tierra.

No siempre los enclaves que se encuentran en las rocas volcánicas proceden del conducto, ya que las lavas en su

recorrido arrastran y engloban cantos y fragmentos de rocas superficiales, en estos casos la posibilidad de reacción es

muy escasa, ya que el magma ha perdido gran parte de su energía calorífica.

Las lavas y piroclástos pueden englobar también materia orgánica, principalmente árboles, sin destruirlos totalmente;

la datación de los residuos carbonizados permite conocer la edad de muchas erupciones prehistóricas.

Figura 2.26 A la izquierda, fragmento de granito incluido en una bomba basáltica, a la derecha, canto de basalto con numerosas inclusiones de rocas ultrabásicas.

Capítulo II. Materiales y productos volcánicos

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