© Mario Izquierdo
Las temperaturas a las que suelen estar oscilan entre los 2300° C y los 700° C, estando en función de la composición. La temperatura se puede medir:
Como se observa en la gráfica siguiente, a media que la presión va aumentando la temperatura de fusión es más alta.
Curva sólidus: Es la curva a partir de la cual es todo sólido.
Curva líquidus: Es la curva a partir de la cual todo es líquido.
Un magma, normalmente, suele estar entre las dos curvas, tal como se observa en el gráfico.
En este gráfico están expresados 2 casos: el de fusión de una roca y el inverso, el de cristalización de un magma.
La densidad del magma varia en función de la roca y a temperatura ambiente es de:
| · Peridotita | 3.23 |
| · Granítica | 2.67 |
| · Vídrio basáltico | 2.77 |
| · Víd. andesítico | 2.47 |
| · Vídrio riolítico | 2.37 |
La densidad media de la corteza oscila entre 2.7 y 2.8, el magma posee una densidad menor que la del manto y menor que la corteza, aunque está en el límite.
Para líquidos basálticos se considera 2.6 a 2.7.
Cuando un magma llega a la corteza, en su ascenso, ha ido adquiriendo agua de las rocas que atraviesa (este hecho viene reflejado en la gráfica). La gráfica es para curvas de solubilidad. Si tenemos un magma a una determinada presión y existe un 5%, eso significa que todo está disuelto en el fundido, cosa que ocurre hasta que se alcanza la curva de solubilidad, a partir de la cual el agua formará un fluido independiente.
A presión atmosférica la solubilidad en los magmas se hace muy pequeña.
Tenemos que al ascender al magma, la fase volátil va separándose, ya que la presión va disminuyendo.
La solubilidad aumenta con la presión.
A menor temperatura la capacidad de disolución aumenta, disminuyendo a medida que aumenta la temperatura.
Otro factor que influye en la solubilidad, y que se refleja en la gráfica es la composición del magma:
- Cuanto más ácido es, más cantidad de volátiles contiene.
- Cuanto más básico menos volátiles.
Nota.- Estamos hablando de la capacidad máxima que admite un magma, no queriendo decir que no admita más.
Se define como la resistencia de un magma a fluir.
· A medida que la temperatura disminuye la viscosidad se hace mayor.
· En cuanto a la composición, cuanto más ácido es el magma, mayor es la viscosidad.
El magma riolítico es mas viscoso porque es más ácido y a una temperatura inferior. Es mas viscoso porque en el fundido los átomos están al azar, pero en el momento cercano a la cristalización los átomos se reordenan.
· Cuanto mayor es el contenido en volátiles menor es la viscosidad.
· El contenido en CO2 hace que la viscosidad disminuya.
· Con el contenido en alcalis la viscosidad disminuye.
· Al aumentar el contenido en Al, la viscosidad aumenta.
Nota.- Estos tres últimos factores, contenido en CO2, alcalis y Al, son menos importantes en la viscosidad de un magma.
Estos mecanismos van a venir condicionados por la viscosidad del magma y en menor proporción por el contenido en volátiles.
Existe una terminología clásica y confusa en cuanto a los nombres que se dan a los mecanismos de erupción:
| Hawaiano Estromboliano | Poco viscosos |
| Hidromagmático | Independiente de viscosidad |
| Vulcaniano Pliniano | Muy viscosos |
El magma que asciende es un magma con pocos volátiles, de composición básica, siendo poco viscoso. Existe un momento conocido como nivel de saturación, en el que el magma, que antes de ese punto se encontraba a una presión determinada, cuando alcanza este nivel, se satura totalmente en volátiles, y si la presión en ese momento aumenta o bien aumenta el contenido en volátiles, da lugar a una fase independiente.
Tenemos que en la vesiculación se forman burbujas de volátiles, liberándose los mismos. Al ascender estas burbujas van aumentando de tamaño, llegando a separarse del propio magma y ascendiendo a mayor velocidad que el mismo magma.
En la boca del volcán se van a liberar gases sin explosividad, saliendo el magma de forma tranquila. Como consecuencia de esto, se van a formar chorros de lava, con una longitud de 20m. a 30m. que parten de la boca del volcán; originan una colada y da ligeros acumulum de piroclastos.
3.2.1.1. Estromboliano
La viscosidad puede ser muy similar pero con algo más de volátiles. Lo que ocurre es que el magma no fluye continuamente, sino que llega a intervalos. El resultado de este proceso es la formación de una pequeña película solidificada, entre cada erupción y que su grosor dependerá de los intervalos en que salga el magma, entonces, cada vez que el magma vuelva a salir por la chimenea se verá obligado a romper esa película, siendo esa la causa de las explosiones piroclásticas. La consecuencia es la formación del típico cono de piroclastos, que irá acompañado de etapas de fluidez de lava, por ello también se darán coladas.
La diferencia entre aporte y aporte puede ser de décimas de segundo, dando explosiones rítmicas. En el caso del Estómboli, los intervalos suelen ser de hasta 10 minutos.
Es un magma muy viscoso, de carácter ácido y que a medida que va ascendiendo la presión disminuye. No admite los gases en disolución, formándose vesículas en el nivel de vesiculación. La diferencia con los anteriores es que la viscosidad impide que las vesículas crezcan, de forma que un poco más arriba tendremos un magma con vesículas pequeñas sometidas a una gran tensión. Estas vesículas ascienden al mismo tiempo que el magma, hasta que la presión de las vesículas rompe con la resistencia del magma, en el nivel de fragmentación (es un echo explosivo), y todos los gases salen bruscamente. En este momento tenemos un gas con fragmentos de lava dentro, lava muy vesiculada, fragmentos de magma que cuando enfrían dan paredes cóncavas entre las burbujas, y reciben el nombre de "Shards".
La erupción comienza con un gran chorro de gas a gran velocidad llamado columna eruptiva, su temperatura es elevada, alcanzando gran altura (5-10 Km. normal). A medida que la columna asciende va adquiriendo una forma de hongo.
Cuando alcanza niveles elevados, las partes mas gruesas caen por gravedad, las mas finas van ascendiendo; la distribución es controlada por el régimen de vientos, formándose una capa que es mas gruesa cuanto más cerca se está del foco de emisión y una capa compuesta de material mas fino cuanto mas lejos nos encontramos del foco (este material fino puede ser transportado a centenares de Km., incluso llegar a dar la vuelta a la Tierra).
En la columna eruptiva puede suceder que la velocidad de ascenso disminuya bruscamente, bien porque deje de llegar material, o bien porque la boca eruptiva se rompa y abra, entonces esta cae de golpe y colapsa, dando lo que se conoce como "colapso de la columna eruptiva", cayendo al suelo siguiendo la paralela a la superficie a gran velocidad y se conoce como nube ardiente o colada piroclástica o flujo piroclástico. Consiste en una avalancha de gas cargado de cenizas en suspensión con una temperatura elevada y una velocidad también alta y que da un depósito característico lleno de ceniza con todos los fragmentos que lleva el magma (son fragmentos de pómez, cristales, fragmentos de la roca de la boca eruptiva y fragmentos del suelo).
El proceso de erupción magmático es similar al proceso anterior, con la diferencia de que este tiene periodicidad.
En magmas muy viscosos puede formarse un domo por deformación del terreno, en el domo ocurren dos cosas:
- que la carga de volátiles sea capaz de romper el domo, explotando y dando lugar a una columna eruptiva (St. Elena).
- El domo puede adquirir gran altura, desintegrándose y colapsándose (poco contenido en volátiles).
Se produce una interacción del magma con el agua, como ejemplo: una colada que alcanza el agua del mar, produce una columna de vapor blanco y por el contacto del magma con el agua del mar, este se enfría.
Si existe gran cantidad de magma y poca agua se produce un chisporroteo.
Se da un mecanismo hidromagmático cuando la proporción de magma y agua es igual.
Lo mas corriente es que la interacción sea con agua freática, dando un mecanismo freatomagmático.
El mecanismo freatomagmático consiste en la entrada en contacto de agua y magma. Este contacto del agua con el magma produce una evaporación brusca del agua, el agua va a absorber parte del calor del magma, lo que implica que el magma se enfríe. Al ser el enfriamiento brusco, el magma se va fragmentar (da cristales, vapor de agua y fragmentos de la roca caja que son accidentales).
Por el conducto eruptivo, sale vapor de agua, ceniza volcánica, fragmentos de cristales y fragmentos de roca caja , dando lugar a una columna eruptiva, que se diferencia de la columna eruptiva pliniana en el tamaño (esta posee una altura inferior). Suelen ser nubes negras cargadas de cenizas.
Existe otra nube eruptiva rasante y cruces llamado "Base Surge" (Oleada piroclástica).
El mecanismo suele ser intermitente. La nube rasante va por pulsos, estas oledas dan depósitos pareados, o los de coladas piroclásticas:
El mecanismo eruptivo condiciona el edificio volcánico. La forma más típica es el cono, que está formado por piroclastos de espesores variables. Se forma en zonas donde sólo hay una erupción (en la siguiente erupción no es preciso que tenga que salir nada por allí).
La forma más característica es la de un conducto que funciona muchas veces. Se forma un gran edificio volcánico de forma compleja ( D = 10 a 50 Km.). La actividad varía mucho, puede haber unos mecanismos de erupción en su historia. Puede haber gran cantidad de conductos interiores dando grandes edificios:
- Estratovolcanes: alternancia de depósitos piroclásticos (caída, coladas).
- Escudo: son pendientes más suaves, compuestas por coladas que son reflejo de la actividad de magmas poco viscosos, tipo hawaiiano.
La actividad sálica se suele dar en grandes edificios. La actividad fisural a lo largo del tiempo, subida del magma a lo largo de una línea.
Como consecuencia de las erupciones hidromagmáticas se forma una depresión volcánica, y la nube rasante da una especie de depósitos alrededor, que se conoce como cumbre de maar, (presenta un anillo piroclástico).
La caldera es una depresión volcánica de gran tamaño formada por:
| • Explosión | ||
| • Hundimiento | brusco | |
| vacío en la cámara magmática | ||
| Subsidencia | poco a poco | |
| • Por erosión. Es brusco (deslizamiento) | ||
El maar se podría considerar como una caldera pero no es así por el tamaño:
• Maar. Tiene una longitud de centenares de mts. a 1 Km.
• Caldera. Su longitud es de 5 Km. a 15 Km.
Las mayores acumulaciones se van a dar en las erupciones fisurales, al alejarnos de la fisura cada vez existen menos piroclastos.
Entre cada colada tienen una capa que es un suelo denominado 'almagre' (color rojo).
Los domos pueden presentar disyunción columnar y alrededor presentan las facies de borde.
3.4.1. Productos lávicos o masivos
Son el resultado de la consolidación de una lava. El material volcánico fundamental aparece formando:
3.4.1.1. Coladas: En cuanto a cuerpo geométrico se refiere, son de poca continuidad lateral, donde el ancho puede ser de metros o centenas, con lenguas cuya longitud puede ser de un centenar de metros a 10 Km. siendo este un valor normal.
La forma de la colada va a depender de la viscosidad, moviéndose con más lentitud, lo que ocasiona un espesor superior y una longitud menor.
En su avance es como la lengua de un glaciar. El centro de la colada va a permanecer fundido, el frente que es sólido se va a romper, así como la superficie superior e inferior. La zona inferior es escoríacea al igual que la superior, siendo la zona central masiva.
Las estructuras más típicas que se van a dar van a ser la disyunciones columnares, que van a ser perpendiculares a la superficie de enfriamiento. Menos frecuentes de ver en erupciones antiguas es la parte frontal, que se asemeja a una morrena.
La escoria de techo varía mucho de forma. Cuando el magma es poco viscoso se forma una pequeña película, en la que el magma se retuerce, dando las lavas cordadas "pahoehoe".
Cuando la viscosidad aumenta se forma una escoria, que da una superficie totalmente rota muy irregular llamado "malpaís", son coladas mas espesas denominadas "aa".
Si el magma es muy viscoso, la parte superior se une a la parte inferior, desplazándose un bloque sobre otro, recibiendo este tipo de coladas el nombre de "coladas en bloques".
3.4.1.2. Domos: Su estructura fundamental consiste en una lava viscosa y masiva. Como consecuencia del avance, el borde se va a brechificar (bloques cementados).
La zona central como enfría lentamente tiene disyunción columnar. Y al ponerse en contacto unos bloques con otros se van a formar hexágonos.
3.4.2. Materiales fragmentarios
Se puede diferenciar entre:
3.4.2.1. Autoclásticos
3.4.2.2. Piroclásticos
3.4.2.1. Autoclásticos: Va a aparecer alta fragmentación del material volcánico en su avance, distiguiéndose una brecha de fragmentos volcánicos, siendo en el caso de los domos brechas autoclásticas, de una lava cementada por una lava del mismo material.
3.4.2.2. Piroclásticos: Los materiales piroclásticos se pueden dividir en varios grupos:
| Tamaño del clasto | Piroclasto | Depósito piroclástico | |
| Principalmente no consolidado: Tefra | Principalmente consolidado: roca piroclástica | ||
| >= 64 mm. | bomba, bloque |
aglomerado, depósito de bloques o bombas, bloque tefra |
aglomerado, brecha piroclástica |
| >= 2 mm. | lapilli | capa, depósito de lapilli o lapilli tefra |
lapilli tuff |
| >= 16 mm. | grano grueso ceniza | ceniza grueso | grueso (ceniza) tuff |
| < 16 mm. | grano fino ceniza grano fino ceniza (grano polvo) |
ceniza fino (polvo) |
fino (ceniza) tuff (polvo tuff) |
El primer carácter descriptivo es el tamaño de grano, y según esto tenemos:
Pueden ser fragmentos fragmentos propios del magma que son autóctonos o accidentales si son arrastrados de otras rocas:
Si poseen muchos cristales se van a tratar de tobas líticas. La subdivisión de tuffs y cenizas en función de la composición fragmentaria se realiza según el siguiente diagrama:
- Escoria: Es una roca vesiculada y poco estructurada. La diferencia entre pómez y escoria es la densidad, es decir, la piedra pómez flota. Las pómeces suelen ser de rocas básicas.
- Tipos de piroclastos:
- Características de estos tipos de piroclastos anteriores:
a) Depósitos piroclásticos de caida:
Aparecen en erupciones estrombolianas (Hawaianos).
Composición: Básica.
Componentes: Fragmentos muy vesiculados (escoria), con pocos accidentales y selección que va desde bombas a ceniza.
Selección: La selección del depósito, es moderada en zonas próximas y buena en las más alejadas.
Estructuras: Suelen dar lugar a capas masivas o algo estratificadas. Fosilizan el relieve, o teniendo control topográfico (la topografía no controla la deposición y la caida).
Puede haber granoselección que ni siguen un criterio excesivamente lógico. Suelen ser pequeños.
Volumen: El volumen es inferior a 1 Km.
Geometría: Es un cono, en zonas más lejanas con forma de plancha.
Compactación: No suelen estar compactadas en lejanía.
Se puede observar una actividad fumarólica cuanto más cerca se está del edificio.
a1) Depósitos de caída plinianos:
Composición: Félsica, ácida.
Componentes: Los fragmentos suelen ser vesiculados, angulosos y con frecuencia piedra pómez. Puede tener fragmentos accidentales.
Selección: La selección es buena, y el tamaño va a ser función de la distancia. La selección del depósito, es moderada en zonas próximas y buena en las más alejadas.
Estructura: Pueden estar masivos o poco estratificados. Va a cubrir todo tapando el relieve. Se da una gran dispersión.
Volumen: Es moderado a alto, de 1 Km3. a 1000 Km3.
Geometría: Suelen ser planchas de espesor variable.
Compactación: No suelen estar compactadas. No existe actividad fumarólica y aparecen asociadas a coladas piroclásticas.
b) Hidromagmáticas (oleadas piroclásticas):
Composición: Cualquiera tanto ácida, como básica, es hidroestromboliana, como hidropliniana.
Fragmentos: De vesiculación variable. Tamaños finos, vítreos, pero lo más característico es la presencia de cristales sueltos y la gran cantidad de accidentales.
Selección: En detalle es buena, generalmente mala. La nube es próxima a 100° C y lleva agua en forma de vapor, con una densidad menor de partículas flotantes.
Estructura: Se pueden distinguir facies masivas. La estructura es laminación planar y estratificación cruzada (dando dunas y antidunas, ya que es un mecanismo en oleadas y rítmico). Entre un nivel y otro puede indicar estructuras de erosión. Lo más típico es que los fragmentos más gruesos caen sobre el depósito de sar dando una huella de impacto, donde la bomba composicionalmente es accidental.
Volumen: El volumen suele ser pequeño.
Geometría: La geometría del depósito es mas grueso cerca del Maar y mas fino cuanto mas lejos. Suelen ser de espesor pequeño.
Compactación: A veces se encuentra compactado. No existe actividad fumarólica y se encuentra asociado a depósitos plinianos (alternancia de nivel hidromagmático, pliniano o estromboliano).
b) Coladas piroclásticas:
Composición: Félsica.
Fragmentos: Existen fragmentos de pómez, cenizas y vídrios.
Componentes: Accidentales oolitos (fragmentos de roca).
Selección: Es mala en general.
Depósito: Fragmentos de accidentales y empastados de la ceniza.
Estructura: Son de flujo horizontal.
Espesor: Es variable e irregular.
Geometría: Su geometría es lenticular, con tendencia a acumularse en valle.
Dispersión: Variable. Es un depósito caliente, compactado, soldado y otro tipo de estructuras. La zona grande y caliente aparece aplastada dando obsidiana en forma de llanuras; llamándose en este caso ignimbritas (en italiano flama).
Volumen: El volumen es variable, con grandes extensiones y asociado a 'surges'.
d) Lahares: Son depósitos caóticos de lodo, cosecuencia de mezcla de material volcánico con agua. Los fragmentos van a ser de todo tipo y además canalizados.
Se caracteriza porque si es submarina profunda, el magma va a salir sin vesicular debido a la diferencia de presión. La consecuencia es que la mayor parte de las erupciones submarinas no sean explosivas, lo que implica que no haya piroclastos.
El resultado son estructuras tipo "pahoehoe" y se forman como bolas dando la forma de lavas almohadilladas. En los bordes el magma entra en contacto con el agua fragmentándose, dando vídrios y originando la hialoclastita.
3.6.1.1. Formas plutónicas de yacimientos. Clasificaciones de formas intrusivas:
Las clasificaciones son descriptivas. La geometría de estos cuerpos es tridimensional. La clasificación se realiza atendiendo a la extensión superficial, teniendo:
- Batolito si > 100 Km².
- Stock si < 100 Km².
El plutón (ver hoja 18-10-91-1, figura 4-26), cuanto mas batolítico sea implica que se ha construido con más pulsos magmáticos. Estos batolitos estarían formados por muchos tipos de granito, cada unos de los cuales podría ser una intrusión de un magma.
Un stock, si se puede formar por un único pulso magmático:
- Pendants. Es un techo colgante.
- Septom. Tabiques grandes.
- Guards. Es un fragmento de roca enjante.
La geometría de un magma básico va a ser diferente de la que tiene uno de composión ácida:
- Los magmas básicos pueden yacer en morfologías más planas o laminares de gran espesor y poca potencia como el tipo Bushveld.
- Por el contrario los magmas ácidos dan morfologías groseras, en forma de platillo. Su morfología va a ser de 3 tipos:
1. Diapíricas. gota basta de un magma ácido o intermedio.
2. Anular.
3. Tabular. (láminas).
Los yacimientos de tipo anular se observan sobre todo en los Andes, y presentan una forma de escalera.
Los granitoides son todos isótropos, pudiendo ser anisótropos en cuanto a la fábrica (aspecto geométrico de un cuerpo ígneo).
La textura, estudiaría el tiempo, forma, relación de los cristales, grado de cristalinidad.
La estructura estudia la relación entre los componentes cristalinos.
La fábrica sería isótropa, en el caso de que fuera igual en cualquier dirección. Las rocas plutónicas suelen tener fábricas anisótropas. Los elementos que definen son:
- Cristales.
- Enclaves.
- Bandeados.
Si los cristales son desiguales, dan fábricas planares o lineales o las dos, las planolineales.
En ocasiones si es púramente planar se encuentran aplastados no estirados.
Lo fundamental en la fábrica de rocas plutónicas es averiguar su origen, si este es:
- Primario (ígneo).
- Secundario (tectónico).
Podemos diferenciar 3 factores a estudiar:
1. Momento de la deformación: Para reconocer si la roca se deformó totalmente cuando:
- Estaba consolidada. La fábrica podría ser ígnea y la roca está toda cristalizada. Sería de origen tectónico.
- No estaba totalmente cristalizada, es decir composición del fundido. Existe la posibilidad de que la fábrica fuera de origen ígneo.
2. Tipo de deformación:
3. Minerales que la definen:
-Enclaves e inclusiones:
Se entiende por enclave a la pieza de material extraño que está encerrado en una roca ígnea. Se diferencia de una inclusión porque esta es un material extraño que se encuentra encerrado en un cristal.
Un xenocristal es un enclave formado por un solo cristal.
Tipos de enclaves:
a) Xenolitos ó enclaves exógenos:
Son fragmentos de material extraño a la roca ígnea que los contiene. Los normales corresponden a fragmentos de roca encajante a nivel del emplazamiento, suelen ser fragmentos de roca metamórfica o de roca sediementaria.
b) Enclaves micáceos:
Poseen una forma de tipo planar y aspecto foliado. Recuerdan a rocas metamórficas ricas en micas.
Se compone de minerales peralumínicos como Biotita (Sillimanita, Cordierita, Espinela), Q-mag (Fk). Su origen puede ser:
c) Autolitos:
Son enclaves que podrían ser cogenéticos con la roca ígnea. Son ígneos.
c.1. Enclaves microgranulares:
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