Volcanismo

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GENERALIDADES INTRODUCCIÓN: ¿DÓNDE SE CONCENTRA EL VOLCANISMO? El volcanismo normalmente se concentra en los bordes de placa; 2/3 de los volcanes activos están en el borde del Pacífico (Cinturón de Fuego). El 75% está en bordes destructivos, el 15% en bordes divergentes y el 10% en zonas intraplaca. Las zonas más extrusivas son las dorsales; por otro lado, es más extrusivo el volcanismo oceánico ya que la corteza continental opone mucha resistencia a que los magmas salgan a la superficie. Volcanismo en bordes destructivos Los magmas creados son toleitas olivínicas esencialmente, con bajos contenidos en SiO2, TiO2 e incompatibles; el contenido de incompatibles es función del grado de fusión parcial, muy importante en este caso, ya que las condiciones térmicas son adecuadas para que se produzcan gran cantidad de fluidos. Normalmente se da una Capa 1 (sedimentos de fondo oceánico), Capa 2 (lavas almohadilladas o lavas en general de tipo basáltico), Capa 3 (diques con tránsito gradual a gabros; los diques representa los conductos de salida eruptivos y subverticales, siendo la roca encajante los gabros o la situada por encima; por otro lado, los gabros son basaltos consolidados en profundidad que representan la cámara magmática consolidada) y Capa 4 (el comienzo de esta capa representa el Moho sísmico; en profundidad no se detectan cambios de las ondas sísmicas, por lo que sería una capa uniforme; aparecen peridotitas bandeadas y masivas con significados genéticos y texturales distintos: las bandeadas están relacionadas con la génesis y evolución de las cámaras, mientras que las masivas están asociadas a materiales mantélicos; entre ambas está el Moho petrológico; existe pues un desfase entre Moho petrológico y geofísico, ya que este último no detecta la variación textural, sino sólo la composicional). Una serie de magmas ascienden y se acumulan en una zona, formando una cámara que más tarde hará erupción mediante unos diques; debido a los procesos de evolución en la cámara, irán cristalizando gabros en los bordes, al ser estas zonas más frías; el resultado son capas de gabros por apertura y enfriamiento repetitivo. En el fondo de la cámara se produce cristalización fraccionada gravitatoria, donde el olivino y el px cristalizan en primer lugar y van cayendo al fondo de la cámara dando acumulados peridotíticos (ol + px + plagioclasa). Además se produce un bandeado composicional debido a la orientación de los cristales y a los cambios en las condiciones de cristalización. Pueden darse dorsales lentas (1-3 cm/año; típicas de gran altitud; volcanes situados en el valle central; no suelen ser edificios continuos sino pequeños cerros volcánicos; dan magmas poco evolucionados) o dorsales rápidas (13-16 cm/año; menor tamaño; composición y topografía característica; pequeños conos volcánicos en forma de escudo; el aspecto similar es similar al de un lago de lava). Volcanismo en bordes destructivos La corteza más antigua tiene unos 200 m.a. lo que hace suponer que el volumen de roca destruido en zonas destructivas es muy elevado. Se puede dar subducción bajo corteza oceánica o bajo corteza continental. En ambos casos aparecen cadenas de volcanes, ya sea en forma de islas, como en edificios intracontinentales situados a unos 100 km de la subducción. Suelen formar un frente volcánico paralelo a la zona de subducción. ⇒ Arco-isla: El volcanismo en estas zonas se caracteriza por la zonación y variabilidad composicional. Las zonas cercanas a la fosa dan magmas tolleíticos (basaltos o andesitas que generan grandes edificios volcánicos en forma de escudo); según nos alejamos, los magmas se hacen más andesíticos, dacíticos y riolíticos, con una alta

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explosividad asociada y generando estratovolcanes. A grandes rasgos, la zonación desde la zona de subducción es: magmas toleíticos → calcoalcalinos → alcalinos. Además, para un mismo contenido de SiO2, observamos un aumento en K2O según nos alejamos. A parte de la zonación espacial, también se da una temporal: la actividad toleítica es previa a la calcoalcalina; por esto, cuando más maduro es un arco-isla, más andesitas contiene. ⇒ Márgenes continentales: Aparecen más rocas de carácter utrapotásico y shosonítico. El volumen de diferenciados dacíticos y riolíticos es mucho mayor, implicando una mayor explosividad. Hay más magmas alcalinos, manteniendo una zonación similar a los arcos-isla, pero con la presencia de facies muy potásicas. La secuencia es: Toleita → Calcoalcalina → Calcoalcalino potásico o shosonítico → Alcalino. ⇒ Zonas tras-arco: Son zonas subudctivas en régimen distensivo, por lo que la situación magmático-tectónica es similar a la zona de dorsal. Magmatismo intraplaca Composicionalmente es muy variado. Una parte de este volcanismo se explica por el modelo de puntos calientes, que se concentran el la placa africana; otra parte está sociada a los rifts continentales, que pueden evolucionar hasta el magmatismo de dorsal. Los puntos calientes dan cadenas lineales de montes submarinos o islas; las islas más jóvenes están al final del tramo, siendo la última la activa. La dirección es paralela a la trayectoria de desplazamiento de la placa, debido a que el punto caliente es estático, pero la placa sufre una serie de traslaciones. ⇒ Magmatismo de isla oceánica: No siempre se llegan a formar islas ya que no siempre llegan a emerger, dando montes submarinos. En un modelo aplicado a Hawaii, se distinguen dos fases: escudo toleítico (formación de las islas con una composición toleítica de los magmas asimilable al vulcanismo en escudo) y post-escudo (menos importante; esencialmente es alcalina y corresponde a las fases tranquilas). Aunque este modelo no es generalizable, permite deducir que a mayor grado de fusión parcial, el magma es más toleítico, mientras que a mayor profundidad será más alcalino. ⇒ Islas en dorsales asísmicas: Situación intermedia entre volcanismo intraplaca y dorsal. Se da cuando aparece un punto caliente en una dorsal, y debido al movimiento de apertura, se generan grupos de islas y montes submarinos. En este modelo se pueden apreciar dos estadios evolutivos: en el primero, aparece un punto caliente en una zona de rift continental, dando lugar a la apertura y la invasión oceánica, dando lugar a una nueva cuenca marina; en el segundo, el punto caliente conserva las características del eje de la dorsal en la creciente cuenca oceánica, constituyendo un foco de producción volcánica. Por tanto, las dorsales asísmicas repreentan los restos de antiguos puntos calientes en la recientemente formada corteza oceánica. ⇒ Volcanismo intraplaca continental: El más importante de este tipo, corresponde a los rift que pueden llegar a evolucionar hacia dorsales. Este volcanismo tiene dos características muy interesantes: por un lado es accesible y observable, y por otro, a nivel petrogenético da lugar a una gran variedad de líquidos, a diferencia de las dorsales, en las que debido al gran volumen generado, los líquidos eran muy homogéneos. Tradicionalmente se ha hablado de dos modelos de rift: rift activo (elevación del manto, volcanismo y rift) y rift pasivo (se produce el rift y la distensión asociada produce la elevación del manto, y por tanto, el volcanismo). En cuanto a tipo de volcanismo se diferencian dos tipos de rift: rift de alta vulcanicidad (magmas alcanilinos sin casi toleíticos; muy importantes volumétricamente, y dan un mayor número de diferenciados) y rift de baja vulcanicidad (bajas tasas de extrusión y bajo grado de fusión parcial, lo que da lugar a magmas alcalinos o fuertemente alcalinos, con poco diferenciados porque son pequeños fundidos parciales).

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CÁMARAS MAGMÁTICAS Generación, ascenso y almacenamiento de magmas Los fundidos magmáticos proceden de la corteza o del manto superior, y son esencialmente sólidos. El modelo de segregación por compactación refleja lo que sucede en un manto cuando funde; el resto cristalino sólido se deforma y tiende a hundirse, por lo que deben existir otros mecanismo adicionales; en el caso del manto, debe ascender todo el conjunto líquido + sólido, mientras que en zonas corticales asciende tan solo el diferenciado a través de fracturas. Evicencias que justifican la existencia de cámaras magmáticas Existencia de erupciones volcánicas de grandes volumetrías, colapso que se produce posteriormente a la erupción (indica la preexistencia de un gran hueco), y la existencia de plutones que representan un volumen de magma cristalizado en profundidad (dan formas de lacolitas, sills, ..., que son reflejan una acumulación de magma en profundidad). La cámara se formará en una zona donde exista equilibrio de densidades, es decir, dentro de la corteza continental. El ´modelo de cámara magmática contempla una zona inferior compuesta por un sólido y un líquido, y una superior compuesta exclusivamente por un líquido.

LA ERUPCIÓN VOLCÁNICA La erupción volcánica conlleva una gran liberación de energía térmica y mecánica, y está condicionada por los siguientes parámetros: - Temperatura del magma: El ascenso provoca una pequeña pérdida de temperatura. - Densidad: Los vidrios son menos densos que sus equivalentes cristalinos. Los factores que condicionan la densidad son más importantes dentro de la cámara, ya que inducen, entre otros, la diferenciación magmática; en el interior de la cámara, pequeñas diferencias de densidad provocan flujos; los movimientos dentro de la cámara condicionan la erupción. Los principales agentes que condicionan la densidad, son la temperatura, la composición del fundido, la presión y el contenido en agua. - Contenido en volátiles: El factor más influyente en este aspecto es la presión; a presión atmosférica la solubilidad es nula, y en consecuencia, un magma en superficie liberaría todos los gases que lleve disueltos. A medida que el magma va ascendiendo, desciende la solubilidad y comienza a desprenderse vapor a 2 km antes de la superficie. Esta solubilidad, también está condicionada por la temperatura, ya que a menor T, el magma admite más gases en disolución. - Viscosidad: Esta resistencia a fluir cuando se aplica un esfuerzo, en los magmas es debida a la cohesión entre partículas. Los factores que la controlan, son la presión, la temperatura, desgasificación, contenido en volátiles y enfriamiento. Según la viscosidad, los fluidos pueden ser newtoniano (líquidos simples tipo agua, en los que se no se necesita esfuerzo para que fluyan; para que una lava fluya necesita que se aplique un esfuerzo suficiente, que en ocasiones proviene de la diferencia gravitacional en zonas de suficiente pendiente; se da en algunas lavas hawaianas muy fluidas), fluidos pseudoplásticos (dos comportamientos distintos) o fluidos de Bingham (no se deforman hasta un determinado esfuerzo, a partir del cual se comportan como un newtoniano). - Vesiculación: Sobre la vesiculación influyen los mismos parámetros que en el contenido en volátiles; el principal mecanismo de vesiculación es la pérdida de presión al ascender el magma. A mayor contenido de agua mayor vesiculación. Para que se de una erupción, se requieren factores externos (condicionan la posición del magmatismo, pero no el comienzo de la erupción; son la tectónica de gran escala, la regional y la local), y factores intrínsecos (evolución de la cámara magmática, vesiculación y contenido en fluidos, diferenciación magmática y mezcla de magmas). Clasificación de las erupciones volcánicas según Géze • Explosivo-vulcaniano: Predominio de la fase gaseosa. • Efusivo-hawaiano: Predominio de la fase líquida.

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Extrusivo-domático: Predominio de la fase sólida. Estromboliano: Mixto. de erupciones Hawaiana: Se da en magmas muy fluidos. La tensión superficial es pequeña, lo que favorece la liberación del gas fácilmente, impidiendo la existencia de procesos explosivos asociados. Por el conducto sale un chorro continuo de lava; el material se deposita alrededor de la boca, dando lugar a acumulaciones de magmas diferenciales según el volumen de material extruido. Cuando la cantidad de magma es pequeña, se enfría rápidamente y caen fragmentos parcialmente solidificados dando acumulaciones de escorias; si la cantidad de material es mayor, cae más rápidamente, por lo que existe menos tiempo para permitir que se enfríen y se dan acumulaciones de escoria soldadas. Si el volumen es aún mucho mayor, los fragmentos pueden volver a fundir provocando una colada por acumulaciones de fragmentos (coladas clastogénicas). Estromboliana: Magmas poco viscosos. Una vez iniciada la vesiculación, las burbujas crecen rápidamente aumentando su tamaño hasta alcanzar escalas métricas. El gas contenido al dejar de ser soluble, ejerce una rpesión que ayuda a seguir aumentando el tamaño de las vesículas. La presión llega a ser tal que provoca una explosión rompiendo el frente del magma; el resultado es un medio gaseoso con multitud de fragmentos englobados. La explosión da lugar a un choro de gas con multitud de fragmentos con trayectoria balística. La característica de estas erupciones es la ciclicidad, que varía desde segundos hasta horas; si el tiempo es mayor, el frente solidifica y aumenta la explosividad. Pliniano: Magmas de mayor densidad aún. Las vesículas crecen poco ya que la densidad superficial es alta y necesitan una presión de volátiles importante. Se forma mucha cantidad de vesículas de tamaño muy pequeño. El tamaño de las vesículas junto con la viscosidad del magma hace que ascienda todo a la vez como un conjunto que cada vez tiende a vesicularse más. Las vesículas ejercen cada vez una presión mayor hasta alcanzar el nivel de fracturación, en el que la presión ejercida por el gas es equiparable a la ejrcida por el magma. En este momento se produce la explosión e inmediatamente todo el gas, muy caliente, se expande, dando lugar a la salida por el conducto de un chorro de gas que arrastra fragmentos de magma. Un criterio para reconocer una erupción de este tipo, es la presencia de shards (corresponden a las paredes de las burbujas fragmentadas). Vulcaniano: Magmas muy viscosos. Dan erupciones intermitentes. El magma es más viscoso por lo que al gas le cuesta mucho vesicular. Pueden dar lugar a domo o agujas que ocupen la chimenea; El magma tendrá que romper este tapón para poder salir. La explosión que produce es de mayor escala que en los casos anteriores, aunque la evolución posterior es similar al mecanismo pliniano.

LA COLUMNA ERUPTIVA Se forma siempre en las erupciones, aunque las mayores desgasificaciones corresponden a las plinianas, vulcanianas e hidromagmáticas. La columna eruptiva está formada principalmente de gas con partículas en muy baja proporción, que salen a gran velocidad. El ascenso se debe a que es un gas menos denso que el atmosfércio debido a u alta temperatura y a una cierta energía con la que es expulsado. A medida que asciende se va dilatando y perdiendo energía. Los factores que controlan el desarrollo, son la tasa de descarga, cantidad de gas y tamaño del conducto. En una columna eruptiva se distinguen tres sectores: - Sector cinético: Alcanza alturas poco importantes, y se mueve a causa de la energía cinética de la explosión. Las partículas arrastradas se ordenan según su peso (en el centro las más pesadas y en los bordes las más ligeras o vesiculadas). - Sector conectivo: El gas que sale además de ascender, se va dilatando para igualar su presión con la atmosférica; el aire alrededor de la columna, se calienta y es incorporado a la columna, haciendo que crezca y se vaya enfriando.

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Sector de extensión lateral: Se da en el momento que la densidad se iguala con la atmosférica. El componente vertical de ascenso es casi nulo, de modo que comienza a dominar el régimen atmosférico.

Se pueden dar tres modelos teóricos de comportamiento de la colada eruptiva en función de su desarrollo y depósitos y colapsos asociados: ⇒ Modelo de incremento del tamaño del conducto bajo concentración de gas constante: La velocidad y la cantidad de material extruido aumenta, por lo que la columna se va haciendo mayor; llega un momento en el que aunque el radio crezca, ya no existe más aporte de material y se produce el colapso del edificio. Típico de la columna pliniana asociada a columnas piroclásticas. ⇒ Modelo de radio constante: Varía la cantidad de gas; al descender la presión de gas, se reduce la velocidad. La columna euptiva colapsará si el contenido en gas se hace lo suficientemente pequeño. ⇒ Modelo de radio creciente y gas escapando: Se suele producir un aumento del radio debido a la erosión del conducto y la pérdida de gases durante la erupción. Lo más común es que la columna vaya creciendo hasta que colapse.

PRODUCTOS VOLCÁNICOS Normalmente se clasifican en productos lávicos (productos magmáticos no formados por explosiones; aspecto masivo) y productos piroclásticos (materiales magmáticos fragmentados por las explosiones u otros procesos volcánicos). Otras clasificaciones hablas de masivos (domos) y fragmentarios (brechas autoclásticas); o la de efusivos (incluyen lávicos y sus fragmentarios asociados) y explosivos (piroclastos). Los autoclastos son fragmentos formados por fricción mecánicas durante el movimiento de la lava o por colapsos gravitacionales en el movimiento de la lava; se dan en pitones y en la zona de avance de las grandes coladas. Los depósitos epiclásticos corresponden a los productos generados por procesos secundarios en la superficie de las rocas volcánicas; aparecen fundamentalmente en el volcanismo submarino. Tefra es un término genérico que engloba todos los depósitos piroclásticos, aunque se suele emplear para aquellos no consolidados. También se puede distinguir entre juveniles o esenciales, accesorios (fragmentos de erupciones anteriores del mismo volcán) y accidentales. El término toba se puede emplear para depósitos de menos de dos milímetros (cenizas). Aglomerado es un término muy confuso en la práctica, aunque se utiliza para denominar en series antiguas cualquier tipo de brecha. La tuffita es una mezcla de productos piroclásticos y epiclásticos. Componentes de los productos volcánicos • Fragmentos: - Bombas: las más importantes se dan en erupciones hidromagmáticas (estructura de flor). - Bloques - Escorias (cínder): Rocas muy vesiculadas de densidad superior a la del agua; color oscuro (óxidos de Fe); composición media a básica. Normalmente están formados por un vidrio llamado taquilita. Si la vesicularidad es extrema (99%) se habla de reticulita. - Pómez: Fragmentos vítreos muy vesiculados; color claro; composición sálica o silícea y densidad inferior a la del agua. • Cristales: Fragmentados o enteros. Se forman en la cámara o durante el ascenso; pueden aparece aislados o en una matriz vítrea; se pueden encontrar en los productos piroclásticos. • Vidrios: Son inestables y tienden a devitrificarse. Los principales tipos son: - Taquilitas - Sideromelana: Color marrón; Composición básica a intermedia; tono relativamente claro debido al bajo contenido en óxidos de Fe.

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Palagonita: Alteración de la sideromelana de tono amarillento; se trata de un intercrecimiento de minerales arcillosos. Shards: Pequeños fragmentos de vidrio provocados al explorar las burbujas en el nivel de vesiculación, lo que les da morfologías muy características; son típicos de erupciones plinianas.

COLADAS Los tamaños de las coladas son muy variables. Las más importantes son las de los basaltos de plataforma. El tamaño depende del volumen de material emitido y de su viscosidad, siendo las erupciones de composición básica las de mayor superficie. El área cubierta depende del volumen emitido, de las propiedades físicas del magma y de la pendiente del terreno. Tipos de coladas • Pahoehoe: Colada compuesta, de baja viscosidad. La superficie superior se enfría y da una capa plástica cordada, bulbosa o en forma de lengua. Alta vesicularidad (mayor en la parte superior) y poca escoria de base y de techo. Suelen rodear la vegetación, por lo que pueden englobar restos vegetales en posiciones verticalizadas. La morfología nos indica la dirección de avance y las paleocorrientes lávicas, siempre con grandes dispersiones. • Aa: Viscosidad media (avance más lento). Caracterizadas por la presencia de escorias, de base, de techo y en el frente, que se generan por enfriamiento y autobrechificación en el avance; la única zona con magma es la central. Si el enfriamiento es lo suficientemente lento, aparece la disyunción columnar, en la que la altura del prisma es perpendicular a la superficie de enfriamiento; el desarrollo es mayor en la parte superior, debido al contacto con el aire. Se suele pasar de coladas Pahoehoe a coladas Aa ya que a medida que se alejan del conducto, las coladas se enfrían y ganan viscosidad. • En bloques: Coladas simples de alta viscosidad. Son muy similares a las aa, pero a distinta escala. Nos suele existir escoria de base, pero sí morrena frontal y de techo; aquí, la disyunción columnar es mucho más irregular.

DOMOS Y AGUJAS Entre un domo y una colada en bloques existe un paso gradual. La velocidad del domo es tan baja que apenas si se aleja del conducto de alimentación. Según el tipo de crecimiento, pueden se exógenos (crecen en la parte externa) o endógenos (aportes centrales, empujando el resto). Las agujas son un subtipo de domos con una fuerte componente vertical.

LAGOS DE LAVA Difíciles de distinguir de los domos. Se suelen formar aprovechando un cráter, de tal forma que lo rellenan y enfrían. Dan capas de disyunción columnar muy desarrolladas. No presentan brechas de avance características de los domos.

PIROCLASTOS DE CAÍDA Son aquellos fragmentos expulsados de forma explosiva y arrastrados por la columna eruptiva. Pueden ser mayores y de alta densidad (trayectorias balísticas; caen próximos al centro volcánico), medios (arrastrados por la columna en su ascenso; según desciende la energía, van cayendo en función del peso) y piroclastos finos (pueden alcanzar niveles troposféricos incluyéndose en el régimen de vientos globales). Todos los depósitos tienen en común la distribución (circular a elíptica; en sección, formas de cuña), la estructura (techo y muro son paralelos; isótropo ya que los fragmentos no se orientan al no haber flujo), la granulometría (tamaño y selección varían con la distancia), las asociaciones, y la clasificación de los depósitos. Características del depósito de caída en función del tipo de erupción

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Hawaiano-Estromboliano: Los fragmentos o escorias, están poco vesiculadas. Dan conos volcánicos de escorias con una selección nula, de grano grueso en el cono. La distribución no es muy clara ya que los lados del cono suelen sufrir avalanchas. La mayor parte de los fragmentos son juveniles; los líticos son infrecuentes. El límite entre erupciones hawaianas y estrombolianas, está en el grado de fragmentación y dispersión, menor en las hawaianas. • Pliniana: No suele existir cono volcánico alrededor de la boca de emisión. Geometría de gran plancha que disminuye progresivamente de espesor. Casi todos los fragmentos son juveniles y accesorios; los líticos son escasos pero muy característicos de este depósito; los pómez pueden ser de una sola composición o mixtos (bandeados), lo que refleja mezcla de magmas. Suele habaer gradaciones. • Vulcaniana: Baja dispersión y volumen; la mayoría siguen trayectorias balísitcas (fragmentos muy grandes, que a veces producen taponamientos y rupturas por explosión). Fragmentos angulosos y líticos cerca del centro de emisión. • Hidromagmáticos: Lo más común no son los depósitos de caída, sino los surge (oleada piroclástica), que son nubes de gas y piroclastos rasantes, turbulentas y de gran concentración de partículas. Estos surge pueden estar asociados a erupciones hidromagmáticas (se forma un anillo alrededor del cráter que se rellena de agua; interacción explosiva magma-agua en proporción 1-3), o a coladas piroclásticas (si se asocian a la nube de ceniza, hablamos de ash flow surges). Elementos de una colada piroclástica - Unidades de flujo: Unidad deposicional que repreenta un único aporte de la colada piroclástica; puede o no haber existido enfriamiento durante la deposición. - Unidades de enfriamiento: Varias unidades de flujo separadas por un intervalo de tiempo lo suficientemente pequeño para que enfríen en conjunto, lo que les confiere un aspecto uniforme. Principales características de una colada piroclástica ⇒ Depósitos de bloques y cenizas: Presentan una mala selección. Sólo aparecen bloques líticos con matriz cinerítica. Frecuentemente son monolitológicos. Presentan gradación inversa, no existiendo la capa 1. Como la temperatura no es muy alta, no suelen aparecer soldados. Se dan pipes (chimeneas de desgasificación) de segregación e gases. La capa 3 se suele erosionar debido al paso del tiempo o a la llegada de la siguiente unidad de flujo. Fuerte control topográfico. ⇒ Depósitos piroclásticos de escorias: Mala selección. Influenciados por la topografía. Composiciones intermedias (andesíticas). Gradación inversa. No aparecen soldadas, pero pueden presentar la capa 1. Aparecen pipes. ⇒ Coladas piroclásticas de pómez: Pueden existir todos los niveles característicos con fragmentos de pómez y líticos en una matriz de ceniza. Las pequeñas coladas se adaptan a los valles y suelen tener un gran volumen, por lo que cubren grandes áreas. Pueden estar soldadas. Presentan mucha madera carbonizada en su interior. Frecuentes pipes hacia techo. Gradación normal en líticos e inversa en pómeces. Temperaturas de depósito algas, superando el punto de Curie, por lo que se pueden magnetizar. •

VOLCANISMO RECIENTE ESPAÑOL CAMPOS DE CALATRAVA Situado en la provincia de Ciudad Real. Se trata de un círculo de 80 km de radio formado por afloramientos puntuales y dispersos (cada edificio hace erupción una vez). De los 200 afloramientos existentes, 50 son hidromagmáticos. Eran magmas esencialmente basálticos: se dan basaltos,

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basanitas, milillitas, nefelinitas olivínicas, leucitas olivínicas, .... (todos los basaltos excepto los toleíticos). Los magmas son primarios (los basaltos y basanitas muestran mayor fusión parcial que las nefelinitas y melillitas). Las rocas ultrapotásicas (leucitas olivínicas) tienen una edad de 6’4-7’78’7 m.a., y las demás rocas de 4’7-1’75 m.a. Se ven pequeños edificios volcánicos. Los magmas eran pocos viscosos, y las erupciones poco explosivas (estrombolianas). No se observa una polaridad espacial clara (no se ve hacia donde migra el volcanismo); los edificios están mejor conservados hacia el NE, por lo que pueden ser más modernos. Las leucitas olivínicas, los basaltos y las basanitas están en la posición central, mientras que el resto de las rocas se encuentran repartidas por toda la región.

GIRONA Volcanes más recientes y mejor conservados. Se pueden distinguir tres sectores: • Ampurdán: Hay Alto Ampurdán (10’6-7’7 m.a.) y Bajo Ampurdán (8’8-6’6 m.a.). Se trata de afloramientos dispersos. Erupciones estrombolianas, sin actividad hidromagmática. La composición magmática es basáltica, excepto en Villacolumn, donde son traquitas. • La Selva: La fosa está rellena de basalto. Las erupciones son esencialmente estrombolianas (basaltos y basanitas algo más jóvenes que el volcanismo de Ampurdán). • Olot: Más de 50 conos volcánicos bien conservados. Se dan basaltos y basanitas y raramente leucitas. Data de hace 0’7-0’1 m.a.

LEVANTE Al igual que en Gerona, aquí también se distinguen varios sectores: • Columbretes: Pequeñas islas frente al golfo de Valencia; una de ellas presenta forma de cono hidromagmático. Reflejan actividad hidromagmática costera en la que sus edificios se forman por tobas hidromagmáticas, con posible alternancia de actividad estromboliana. Se dan basanitas, traquitas y tefritas foidíticas; las escorias son basálticas, y los accidentales, son vidrios. • Cofrentes: Dos o tres afloramientos volcánicos alineados en una fractura. Se trata de restos de un edificio estromboliano. Da nefelinitas olivínicas y su edad es de 2 m.a. • Picassent: Colada traquibasáltica no datada.

NUÉVALOS Se trata de una roca ultrabásica (nefelinita olivínica) sin datar.

ISLAS CANARIAS Son una excepción volcánica. Tienen una tectónica pegada al margen continental africano, que es un margen masivo con sedimentación no importante, baja sismicidad y ausencia de volcanismo; en este grupo, también están Madeira y Cabo Verde. En Canarias, no se detectan bien las anomalía magnéticas. Todas las islas están sobre corteza oceánica, incluso las más próximas a la costa africana; el manto se sitúa a 12 Km en Hierro y La Palma, y a 20 Km de profundidad en Fuerteventura y Lanzarote (más próximas al continente). Prácticamente todas las rocas son alcalinas; hay rocas que entran en el campo toleítico y calcoalcalino. Gran variedad de litología, predominando los términos extremos y no los intermedios. Todas las islas presentan tres unidades: - Unidad inferior (complejo basal): Sólo aparece en Fuerteventura, Gomera y La Palma. Esta unidad está formada por rocas volcánicas sumbarinas, sedimentos de fondo oceánico e intrusiones plutónicas (gabros, sienitas, piroxenitas, ...). Toda la unidad está atravesada por una red de diques. Los sedimentos de fondo oceánico, sólo están bien datados en Fuerteventura, donde hay Ammonites del Cretácico.

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Serie I (serie antigua): Forma la mayor parte de la estructura de apilamiento del material. Consta de basaltos de plataforma, acumulación subhorizontal de coladas basálticas. Está en todas las islas. Volcanismo reciente: Basaltos recientes.

Gran Canaria Morfología redondeada. Presenta las rocas más diversificadas. Se da una clara simetría: en la parte SW aparece la serie I o antigua, basáltica, que corresponde a un gran orificio circular que abarcó toda la isla; se diferenció la cámara magmática inyectánose diques cónicos fonolíticos y tefríticos; después se da un episodio destructivo. Por otro lado, en el NE, se da la serie moderna. Se habla de edad Miocena (14-13 m.a.) y 4 m.a. en el N. Muchos tipos litológicos. Abundancia de volcanismo toleítico. Químicamente son rocas alcalinas, pero petrográficamente no. Hay muhcas rocas ultraalcalinas (melilitas olivínicas y nefelinitas olivínicas). Sólo se dan rocas tole´ticas en Gran Canaria y Lanzarote (erupción reciente del Timanfaya). Es la única isla con riolitas. Lanzarote Morfología alargada. Composición basáltica. Están representadas las tres series y la serie IV, correspondiente al siglo XVI. Se dan dos macizos donde aflora la serie I: Famara (4-8 m.a.) al N y el de los Ajalahes al S. Fuerteventura Morfología alargada. Presenta un complejo basal en el centro que aflora bien ya que se ha levantado por tectónica. En toda la isla aparece la serie I subhorizontal en la que se observan distintos edificios muy erosionados (Sur, Norte y Central); en todos estos edificios se dan discordancias entre las unidades, que reflejan fases tectónicas que han afectado a las islas. Hay una mayor intrusión de diques en los materiales inferiores. Se dan dos edificios submarinos: Amanay y El Banquete. Generalizadno, vemos 7 edificios volcánicos paralelos al borde africano alineados en una dorsal volcánica. Todos tienen edad Miocena Inferior y Media (21-12 m.a.), aunque en el edificio Norte y Central hay una erupción subhistórica. Tenerife Morfología triangular. Preenta las rocas menos alcalinas. La Serie antigua aflora en Tena, Anaga y Roque del Conde, tres edificios volcánicos con edad 8-3 m.a. Después se instalan dos edificios: uno en escudo (Cañadas I, de edad 3 m.a.), donde se dan episodios de construcción y destrucción (deslizamientos); otro edificio une Cañadas I con Anaga. A los 2-1’3 m.a. se construye Cañadas II sobre Cañadas I (algo discontinuo). Entre 1 y 0’7 m.a. se construye Cañadas II que da los depósitos destructivos de Roque de García. Después aparece el Teide-Pico Viejo por encima. El Hierro Isla más antigua; morfología triangular debida a los deslizamientos. Hay un macizo antiguo de 1 m.a. La Palma Presenta las rocas más alcalinas. Primero se crea un edificio circulas de 1’5 m.a.; se produce un deslizamiento hace 1’2 m.a.; se construye un edificio hace 0’8 m.a.; se producen dos deslizamientos hace 0’7 m.a. Gomera Morfología redondeada. Presenta el complejo basal al N. La serie I lo cubre todo. La serie más reciente es un estratovolcán. No hay series III y IV. Las rocas más antiguas tienen 2 m.a.

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