UNIVERSIDAD DE LOS ANDES FACULTAD DE INGENIERIA ESCUELA DE INGENIERIA GEOLOGICA
MATERIA: PETROLOGIA IGNEA TEMA 2 PROFESOR: RAUL GARCIA JARPA
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TEMA 2.- INTRODUCCION A LOS AMBIENTES IGNEOS Antes de discutir los métodos que los petrologistas usan para estudiar y entender las rocas ígneas. Es saludable establecer primero algunas definiciones básicas. Una roca ígnea es definida como cualquier roca cristalina o vítrea que se forma directamente de un magma. El magma es una sustancia fundida a alta temperatura químicamente compleja que contiene los bloques moleculares para formar minerales. Cuando se enfría y cristalia! el magma se reorgania a si mismo en minerales ígneos que individualmente tienen una química más simple que el magma parental. En cualquier roca ígnea dada! estos minerales individuales "por ejemplo! cuaro! feldespato! olivino# aparecen como peque$os cristales o como grandes cristales! ambos con variable perfecci%n en la forma de los cristales. &os minerales encontrados en cualquier roca ígnea y las características de estos minerales dependen casi enteramente de tres cosas' la composici%n del magma original! la velocidad a la cual se enfría( y la profundidad en la tierra a la cual solidifica. El rango de productos es enorme! desde obsidianas vítreas! las cuales son rocas volcánicas que se enfrían tan rápidamente que no se pudieron formar cristales )asta las pegmatitas las cuales pueden contener cristales individuales de tama$os mayores a un metro o más.
¿QUE ES LA PETROLOGIA IGNEA? &a petrología ígnea es el campo de la geología en el cual el objeto de estudio es cualquier roca ígnea o cualquier proceso involucrado en la formaci%n de rocas ígneas. El prop%sito de estudiar la petrología ígnea es obtener una apreciaci%n sobre como la apariencia final y características de las rocas ígneas están controladas por las propiedades físicas y químicas de los magmas y lo que los rodea. *uc)a de la fascinaci%n de la petrología descansa en su aspecto parecido a una +)istoria de detectives+. A través de la cartografía geol%gica y observaciones simples de las rocas ígneas colectadas con una piqueta y vista con una lupa! un ge%logo puede acumular abundantes claves sobre el origen de la roca. Aprendiendo como interpretar estas claves! podemos crear una reconstrucci%n sofisticada de la )istoria geol%gica. Una ve que algunas de las técnicas básicas de la petrología! tales como identificaci%n de las muestras de mano e identificaci%n de campo de las rocas ígneas! )an sido dominadas! el estudiante se mueve )acia la petr!r"#$". ,e )ec)o! la petrografía es un componente mayor del trabajo de laboratorio en un curso de petrología. En esta subrama de la petrología! las técnicas de la mineralogía %ptica son usadas en la observaci%n al microscopio en secciones finas. &a observaci%n microsc%pica de las rocas abre un fascinante nuevo mundo para la informaci%n detallada. El estudio de las rocas ígneas es un importante componente de un curriculum de geología porque estas rocas no solamente son importantes a través de la cortea de la tierra sino que a-n dominan algunos ambientes de la cortea y el manto superior. or ejemplo! bajo los océanos! la delgada cortea está )ec)a casi e/clusivamente de %"&"'t que se origin% en vulcanismo submarino y actividad intrusiva en las dorsales oceánicas. &a cortea gruesa continental en muc)os cinturones de monta$as está compuesta principalmente por enormes cuerpos intrusivos de !r"()t. &a actividad ígnea )a continuado desde los días tempranos de la tierra( las rocas ígneas más viejas conocidas
)an sido datadas en 1.000 *a. &os estudios planetarios y a los meteoritos indican que las rocas basálticas primitivas fueron las primeras rocas en formarse en la tierra después que ella se solidific% de la nebula solar y permaneci% como el tipo de roca dominante en la superficie a través de los primeros cientos de millones de a$os de la )istoria de la tierra "antes de los 1.000 *a#. El datado radimétrico de las rocas graníticas más viejas sugiere que estas menos primitivas rocas ígneas! también como las metam%rficas y las sedimentarias aparecieron cerca de 1.000 *a. En contraste a los vecinos de la tierra los planetas' *arte! *ercurio! 2enus! y &a &una 3 donde en la superficie y cerca de la superficie la actividad magmática aparentemente ces% )ace miles de millones de a$os 3 la superficie de &a 4ierra )a permanecido activa )asta el presente. El magmatismo terrestre es la manifestaci%n más obvia de la maquina de calor interno que maneja virtualmente todos los procesos geol%gicos. &as rocas ígneas afloran en la superficie de la tierra "donde pueden ser observadas# como un resultado de dos procesos' actividad magmática e/trusiva relacionada con el vulcanismo y la erosi%n del tec)o de la roca caja de las rocas ígneas intrusivas que solidificaron en las profundidades de la cortea. Un petr%logo puede )acer muc)as observaciones en el campo cuando se encuentra frente a un afloramiento de roca ígnea. 5us rasgos pueden ir desde 6il%metros )asta una escala de metros tales como bandeamiento! tama$o de granos menores a mm y a-n presentando características dentro de los granos individuales. 4oda esta informaci%n contribuye a un entendimiento de la e/tensi%n y forma de los cuerpos ígneos! las formas de emplaamiento! las relaciones con la roca caja! la mineralogía de las rocas ígneas! y la )istoria de enfriamiento. &a caracteriaci%n completa de la mineralogía! geoquímica y quiás el -ltimo origen de las rocas ígneas puede requerir e/ámenes de laboratorio y análisis de las muestras recolectadas en el campo! pero la mejor forma de empear en la consideraci%n de los procesos ígneos es un e/amen de sus aspectos de campo! incluyendo tama$os y formas de los cuerpos ígneos! su relaci%n con la roca caja! y sus métodos de emplaamiento.
AMBIENTES IGNEOS: INTRUSIVOS VERSUS E*TRUSIVOS Una de las primeras cosas para determinarse acerca de una roca ígnea es cuando es intrusiva o e/trusiva( esto es cuando se form% por debajo o encima de la superficie de la tierra. &as rocas $!(e"& )(tr+&),"& resultan de la solidificaci%n del magma por debajo de la superficie de la tierra a profundidades que van desde metros a decenas de 6il%metros. &os petr%logos generalmente caracterian a los cuerpos intrusivos basados en la profundidad de emplaamiento! la naturalea y geometría de los contactos! y el tama$o del cuerpo. El término p'+t( está típicamente restringido a los cuerpos intrusivos más profundos "mayores a los 7 6m#! mientras que )(tr+&)( es un término más general que puede ser usada tanto para cuerpos superficiales como para profundos. El término )a sido com-nmente usado para describir cuerpos intrusivos muy )p"%)&"' superficiales. El contacto de una roca intrusiva puede ser concordante o discordante con relaci%n a la roca caja. 5i la roca caja se deforma en una forma quebradia durante la intrusi%n "típico de las intrusiones en rocas caja relativamente frías en la cortea
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superficial#! el emplaamiento de la roca ígnea puede estar acompa$ado por fracturamiento y fallamiento cuando el magma intrusionando se abre su camino. Este proceso típicamente resulta en contactos discordantes! porque la estratificaci%n o la foliaci%n es truncada en los márgenes del cuerpo ígneo. &os plutones son intrusiones más profundas que están típicamente emplaados en rocas caja que están en ambientes de altas temperaturas y así se deforman en forma d-ctil. Un magma puede moverse a su sitio comprimiendo y deformando plásticamente a la roca caja! tal como los ceramistas modelan la arcilla. &a foliaci%n o la estratificaci%n en las rocas caja puede ser rotada durante el emplaamiento foroso )asta que se ponen paralelas al contacto con el plut%n. Algunas foliaciones presentes en la roca caja y en el plut%n puede ser el resultado directo de esfueros por la intrusi%n. 9ntrusiones /)"p$r)0"& tienen característicamente contactos paralelos a las foliaciones. Ellas son llamadas diapíricas debido a su aparente similitud a los diapiros de sal! las cuales son intrusiones plásticas movidas por la densidad de un material s%lido! aunque los diapiros de sal "o diapiros estructurales# son por lo general discordantes. Contactos intrusivos concordantes son también encontrados en escalas peque$as en 1"(t& &)''& superficiales! donde la fuera intrusiva del magma )a sido capa de apartar la roca caja a lo largo de los planos de estratificaci%n sin producir un fracturamiento apreciable. &a concordancia o discordancia de los contactos intrusivos es com-nmente un asunto de la escala de observaci%n. *uc)as rocas intrusivas que parecen ser concordantes en afloramientos individuales y aislados son actualmente discordantes en amplia e/tensi%n cuando se cartografían a una escala regional. Esta situaci%n es especialmente cierta para las rocas ígneas que )an sido e/puestas por la erosi%n al nivel dentro de la cortea a la cual ellas originalmente se formaron por fusi%n. ,urante el metamorfismo profundo en la cortea! las temperaturas pueden e/ceder a aquellas requeridas para la fusi%n parcial de algunas rocas metasedimentarias en un proceso llamado "("te)&. Cuando el magma granítico anatectico generado por este proceso permanece en su sitio de origen o se mueve solo localmente! ella produce patrones complejos de concordancia y discordancia. Un e/amen cuidadoso del contacto revelará sí él es gradacional o abrupto. Un contacto gradacional resulta de una fuerte interacci%n química entre el magma y la roca caja. Esta interacci%n química producida termalmente generalmente produce una ona de mecla entre el magma y la porci%n fundida de la roca caja. Un contacto abrupto indica la carencia de interacci%n química entre el magma y la roca caja. Esta imposibilidad de interactuar es debida a la presencia de una roca caja no reactiva "tal como una cuarcita# o al rápido enfriamiento del magma contra una roca caja. Un gran contraste en la temperatura está com-nmente reflejado por un decrecimiento significante en el tama$o del grano dentro de la roca ígnea cerca del contacto. Esta regi%n de decrecimiento de tama$o de grano es llamada 1"r!e( e(#r)"/. *e(')t& 3 e(0r)&t"'e& "inclusiones de roca o fragmentos minerales de los alrededores# deberían siempre ser investigados en el campo y e/aminados cuidadosamente. Ellos aparecen típicamente cerca de los bordes de los cuerpos ígneos! pero ellos pueden también estar presentes a través de ellos. Estos cuerpos e/tra$os "sus nombres están basados en la raí griega /eno que significa e/tra$o# representan fragmentos de las rocas a través de las cuales el magma se )a movido )asta su lugar final de emplaamiento y cristaliaci%n. En ciertos tipos de basaltos y en los magmas
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relacionados como la 4)1%er')t" que se origina en la profundidad del manto! fragmentos raros del material del manto "tales como diamantes y bloques de peridotitas del tama$o de un pu$o# )an sido transportados )acia arriba desde cerca de la fuente de formaci%n del magma o colectados en el camino ascendente. &as rocas graníticas derivadas de la cortea com-nmente contienen grandes /enolitos de rocas sedimentarias. 4ales /enolitos reflejan el típico proceso intrusivo que producen los granitos( en este proceso las cámaras magmáticas del subsuelo se e/panden y se mueven )acia arriba por arrancar físicamente bloques de las paredes y el tec)o de la roca caja. Una de las cosas más importantes para determinar en el campo es la e/tensi%n areal de un cuerpo ígneo. Esta medici%n puede estar acompa$ada por la técnica de mapeo de campo tradicional de 0"1)("r e' 0(t"0t5 un proceso muy agradable en un bello día de primavera pero quiás no tan placentero en un día tormentoso en &abrador o en un día con temperaturas bajo cero en la Antártida o en una tarde de ;ulio en un verano de 4e/as. El uso de técnicas modernas tales como sensores remotos! imágenes satelitales "&andsat#! y fotografías aéreas de alta resoluci%n pueden facilitar la labor de mapeo! pero la más cuidadosa localiaci%n de los contactos todavía requiere mapeo en el campo. *apas base topográficos y fotografías aéreas a menudo prueban ser -tiles! debido a que muc)as rocas ígneas y las rocas caja que las rodean se meteorian de forma diferente como resultado de las diferencias en su composici%n química y su estructura interna y en consecuencia! presentan elevaciones contrastantes y diferentes patrones de drenaje. El primer satélite E"rt Re&+r0e& Te0('!3 S"te')te5 ERTS-6 "posteriormente llamado &ansat3#! fue lanado en <=8. &andsat38 fue lanado en <=7. Estos satélites y sus sucesores )an adquirido cientos de miles de imágenes que cubren casi toda la tierra. &as imágenes tomadas a diferentes longitudes de onda dentro y fuera del espectro de lu visible! permiten la producci%n de imágenes en blanco y negro o en falso color que resaltan diferentes propiedades del material que está siendo fotografiado y es así e/tremadamente valioso para prop%sitos de mapeo. &as imágenes de satélite revelan no solamente los patrones estructurales a gran escala sino que también las diferencias en tipos de rocas no normalmente resueltas con fotografías aéreas normales. &as r 0"& etr+&),"& formadas por el flujo de lava o por la caída de fragmentos p)r0'7&t)0& sobre superficies erosi%nales pree/istentes! pueden ser subaéreas "e/puestos al aire# o submarinas. ,ebido a que las superficies tienden a ser irregulares! las superficies de contacto también suelen ser irregulares. El contacto puede ser paralelo a la estratificaci%n o a la foliaci%n de la roca caja y en tal caso se le clasifica como concordante. *ás típicamente el contacto forma un ángulo con la estratificaci%n o foliaci%n de la roca caja y en tal caso el contacto se clasifica como discordante. Cuando un contacto e/trusivo está localiado sobre una superficie irregular de rocas sedimentarias )oriontales! el contacto puede ser concordante en algunos sitios y discordante en otros. Además de observar las relaciones geométricas! los petr%logos deberán también e/aminar cuidadosamente tanto a las rocas ígneas como a las sedimentarias en el contacto. &a roca caja por debajo de una e/trusi%n debería mostrar los efectos de la meteoriaci%n que antecedi% el emplaamiento de la roca ígnea! incluyendo la formaci%n de suelo! o/idaci%n e )idrataci%n( tales efectos demuestran que la roca ígnea fue e/truída sobre una superficie erosional. 5í material desprendido está presente en la superficie de
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contacto! algo de él es a menudo encontrado dentro de la parte inferior del flujo de lava o capa de cenia. Estos materiales e/tra$os dentro de una roca ígnea son llamados )(0'+&)(e&. En ocasiones! los flujos de lava son e/truídos en un cuerpo de agua estancada tal como un lago incorpora material sedimentario no consolidado en su parte inferior. Ambas las inclusiones y las rocas caja com-nmente muestran los efectos del calentamiento que )an recibido. or debajo de flujos de lava delgados o capas de cenias! estos efectos consisten en un calentamiento menor! el cual produce algunos cambios de color y quiás un ligero incremento en la durea debido a la recristaliaci%n. &as superficies superiores de los flujos de lava o capas de cenias son por lo general irregulares como resultado del quiebre de una cortea s%lida durante el flujo o erosi%n siguiente a la e/trusi%n! produciéndose así un contacto discordante con las suprayacentes capas sedimentarias o volcánicas. En una sucesi%n de capas de rocas! el tope de un flujo de lava enterrado o capa de cenias está algunas veces indicado por la presencia de ,e&$0+'"&5 las cuales son cavidades dejadas por las burbujas de gas dentro de la lava solidificada. &a estructura vesicular com-nmente se forma en las porciones superiores de los flujos de lava "particularmente en los tipos basálticos altamente fluidos# cuando burbujas de gas de baja densidad suben a través del magma denso. &a ausencia de una estructura vesicular no descarta la presencia de un origen e/trusivo! debido a que la erosi%n de la parte superior del flujo de lava o de la capa de cenia podría )aber tenido lugar antes de la depositaci%n de la capa suprayacente. ,os líneas convincentes de la evidencia de un origen e/trusivo de una roca son el desarrollo de un )orionte de suelo en el tope de la capa! indicando la meteoriaci%n química de una roca ígnea en la superficie de la tierra! o la presencia de fragmentos erosionados de una roca ígnea de grano fino en la roca sedimentaria suprayacente. &a formaci%n de rocas e/trusivas es uno de los escasos procesos que se pueden observar. &os primeros )ombres deben )aber estado presentes para observar los flujos de lava o la caída de fragmentos piroclásticos )ace varios cientos de miles de a$os en el rift de Africa >riental. Como muestran los escritos de los griegos y los romanos! las poblaciones del mediterráneo )an estado siempre afectados por volcanes tales como el Etna! 2esubio y Estr%mboli. &as poblaciones )umanas en esta y otras áreas volcánicamente activas tales como 9slandia! las islas ;aponesas! ?a@aii! Centro América e 9ndonesia )an aprendido a vivir con el riesgo volcánico. El primer reconocimiento de una cone/i%n entre la actividad volcánica moderna y el registro de las rocas fue realiado )ace 800 a$os. A finales del siglo 2999! el escocés ;ames ?utton fue el primer ge%logo que describi% cuidadosamente el origen volcánico de rocas antiguas en las vecindades de Edimburgo! y C)arles ,ar@in )io algunas notables y sofisticadas observaciones de fen%menos volcánicos en las 9slas Balápagos en :0. El origen de rocas ígneas no e/trusivas sin embargo fue el t%pico de debate tan tarde como en la década de =0! porque este proceso no estaba abierto a la observaci%n )umana directa.
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CARACTERISTICAS EN PEQUE8A ESCALA &os rasgos microsc%picos de las rocas ígneas son discutidos en el siguiente tema. 5in embargo! muc)as características en peque$a escala de una roca ígnea puede ser determinada en muestras de mano con la vista o con la ayuda de una lupa de 0 aumentos "0#. Es muy importante para el ge%logo ser capa de )acer estos tipos de observaciones! para ello debe ser crítico en el campo! donde un microscopio petrográfico no está disponible. &a primera distinci%n mayor a ser )ec)a es si los granos minerales son visibles o no. 5i los granos minerales primarios pueden ser vistos e identificados sin usar lupa! la roca se clasifica como #"(er$t)0"! si no ella es "#"($t)0". Estas características pueden ser generales en la roca( la presencia de cavidades rellenas con minerales secundarios grandes en una roca afanítica no la )ace fanerítica. &os granos en las rocas ígneas forman una te/tura entramada! en contraste a la te/tura granular que presentan las rocas sedimentarias! tales como las areniscas. &a correlaci%n del tama$o de los granos con el modo de ocurrencia "intrusivas versus e/trusivas# revela que la mayoría de las rocas intrusivas son faneríticas y la mayoría de las e/trusivas son afaníticas! aunque puede ocurrir un solapamiento! especialmente en los márgenes enfriados y flujos de lava muy gruesos. Además! se )a notado a menudo que tanto las rocas intrusivas como las e/trusivas muestran com-nmente una reducci%n del tama$o del grano en las cercanías del contacto con la roca caja. En algunas rocas en las cercanías a los contactos "especialmente en aquellos de las rocas e/trusivas# son a-n e/tensamente no cristalinos! es decir que ellas consisten mayormente de vidrio. Estas observaciones sugieren que el tama$o del grano puede correlacionarse con la velocidad de enfriamiento! al menos en forma general! con los granos más gruesos reflejando una velocidad de enfriamiento más lenta. En algunas rocas ígneas! unos pocos cristales son conspicuamente más grandes que la mayoría de los granos de la matri. Estos cristales más grandes llamados #e(0r)&t"'e&! son generalmente considerados como representando los granos que se formaron más temprano y los cuales cristaliaron durante un período de enfriamiento más lento que aquel del de la mayor parte de la roca. El e/amen posterior de los fenocristales típicamente revela que ellos consisten solamente de uno o dos de los tipos mineral%gicos! mientras que la matri más fina contiene una gran variedad de minerales. Esta observaci%n conduce a la conclusi%n de que todos los minerales en una roca ígnea no se forman simultáneamente y que el n-mero de minerales simultáneamente cristaliando se incrementa continuamente cuando el magma se enfría! una conclusi%n sustentada por los estudios de la cristaliaci%n. 5i los cristales son visibles en una muestra de mano! luego la pr%/ima observaci%n concierne a su orientaci%n. DEs ella al aar o preferencial "paralela para los cristales tabulares# Esto es! de )ec)o! una observaci%n mejor )ec)a en las muestras de mano. Una orientaci%n al aar usualmente indica que la cristaliaci%n ocurri% mientras el magma estaba en reposo! porque la orientaci%n preferencial se desarrolla cuando los cristales son alineados por los esfueros generados por el flujo del magma durante o después de su cristaliaci%n parcial. El flujo durante la cristaliaci%n está com-nmente indicada por la
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presencia de vesículas elongadas o por el alineamiento de fenocristales tabulares o elongados o /enolitos. &as te/turas de flujo deberían ser interpretadas con cautela. &as rocas formadas de los dep%sitos de cenia muestran com-nmente un paralelismo de granos o fragmentos como resultado de su forma de depositaci%n y posterior compactaci%n. En ambientes plut%nicos! algunas intrusiones máficas grandes "las llamadas )(tr+&)(e& e&tr"t)#)0"/"&# muestran un )undimiento o flotaci%n de ciertos cristales durante la solidificaci%n. Estos procesos producen capas )oriontales en las cuales los cristales muestran una orientaci%n preferida parecida a aquella que se ve en algunos dep%sitos sedimentarios. &a orientaci%n preferencial como resultado de un flujo se encuentra cerca de las paredes! topes! o bases de los cuerpos intrusivos! mientras que el enfriamiento de cuerpos de magmas tempranos! )a alentado la cristaliaci%n temprana antes que todo el magma )aya sido emplaado finalmente en la cámara magmática. El color de una roca ígnea es el resultado de los colores de los varios minerales presentes. Cuando se recoge un espécimen fresco el color está directamente relacionado con los minerales ígneos primarios. El color de un fragmento meteoriado es la consecuencia tanto de los minerales ígneos originales y los posteriores productos de la meteoriaci%n "típicamente o/idaci%n secundaria y minerales de )idrataci%n#. &a meteoriaci%n tiende a destruir parcial o totalmente los minerales ígneos originales "los minerales ferromagnesianos son más susceptibles# para formar minerales secundarios que son termodinámicamente estables bajo las condiciones atmosféricas. Un buen ejemplo es la roca /+()t"! la cual está compuesta casi enteramente de olivino. &a dunita fresca tiene un color verde olivo! el color del olivino. El término dunita deriva de la localidad tipo el *onte ,un en Gueva Helandia! Asumiendo que se puedan obtener rocas frescas! una subdivisi%n imperfecta de las rocas ígneas puede ser )ec)a sobre la base de su color. &as rocas ricas en sílice "el componente 5i>8# contienen típicamente abundante cuaro y feldespatos de colores claros. &as rocas ricas en magnesio y )ierro tienden a tener altas concentraciones de los minerales máficos! olivino! piro/enos! anfíboles y biotita! los cuales son típicamente fuertemente coloreados. 5obre la base de cantidad de minerales coloreados contra blancos "no coloreados#! los ge%logos pueden establecer un $(/)0e /e 0'r que conduce en cierta forma a la composici%n volumétrica de la roca. Una roca que contiene menos de :0I de minerales coloreados ferromagnesianos es definida como de color claro y es llamada 'e+00r7t)0" "del griego leu6o que significa claro#. Con :0I a F0I de minerales ferromagnesianos! la roca es 1e&0r7t)0"( y con más de F0I de ferromagnesianos! 1e'"(0r7t)0" "del griego mela que significa oscuro#. *ás com-nmente las rocas de color claro son llamadas #9'&)0"& y las oscuras 17#)0"&. Jélsicas y máficas son actualmente términos mineral%gicos que se refieren a cuaro y feldespatos y a minerales ferromagnesianos! respectivamente. &a identificaci%n de los minerales presentes en una roca ígnea puede ser llevada en una roca fanerítica muy e/itosamente usando una lupa para observar el color! la e/foliaci%n! y la forma del grano. &a composici%n mineral%gica de las rocas afaníticas es más difícil de establecer! pero puede )acerse apro/imadamente en base al color! la identificaci%n de algunos fenocristales que pueden estar presentes! la gravedad específica! y la e/periencia del petr%grafo con este tipo de rocas.
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TIPOS DE INTRUSIONES S)''& 1"(t& &os sills o mantos son cuerpos concordantes y tabulares que están emplaados esencialmente paralelos a la foliaci%n o a la estratificaci%n en la roca caja( ellos ocurren com-nmente en rocas caja relativamente no plegadas en los niveles superiores de la cortea. Un alto grado de fluide "que corresponde a baja viscosidad# es requerida para producir estas forma. Una mayoría de los sills o mantos son de composici%n basáltica! porque los magmas basálticos son considerados más fluidos "menos viscosos# que los de composici%n granítica y en consecuencia pueden más facilmente intrusionar en esta forma. &os mantos o sills pueden ser simples o m-ltiples "más de una inyecci%n de magma#! o diferenciados. En un sill o manto diferenciado! los cristales más densos formados tempranamente "olivino por lo general# se )an asentado en una ona cerca de la base enfriada( este proceso produce una composici%n variable de base a tope dentro del sill o manto. &a diferenciaci%n fue primero observada y descrita por C)arles ,ar@in en las islas Balápagos en los a$os de :0. Aunque los mantos o sills son típicamente delgados! el espesor de ellos va desde los pocos metros )asta cientos de metros. El sill triásico alisades en Ge@ ;ersey y Ge@ Kor6! localiado a lo largo del lado oeste del río ?udson! es un sill diferenciado clásico que tiene cerca de :00 metros de espesor y aflora en un área de 0 6m de largo por 8 de anc)o. El 5ill eneplain del enjambre de diabasas ;urásicas Jerrar en la Antártida tiene cerca de 100 m de espesor y aflora sobre al menos 80.000 6m 8. &os sills gruesos son muc)o más fáciles de diferenciar que los más delgados! debido a que los gruesos retienen el calor más eficientemente y así permanecen fluidos un tiempo prolongado para que se produca el asentamiento de los cristales. or raones termales similares! las te/turas de los sills espesos son más com-nmente de grano grueso que los de poco espesor! debido a que los cristales )an tenido más tiempo para crecer.
L"0')t& &os lacolitos son intrusiones concordantes en forma de )ongo que tiene diámetros que van desde a 6il%metros y tienen un espesor má/imo de cerca de .000 m "Jig. 37#. Ellos ocurren en rocas sedimentarias relativamente indeformadas cerca de la superficie. &os lacolitos son creados cuando el magma que está ascendiendo por un dique transversal a través de capas esencialmente )oriontales alcana una capa más resistente. El magma luego se e/tiende lateralmente por debajo de esta capa! en consecuencia formando un domo en los estratos superiores. 5i el magma encuentra poca resistencia a la e/tensi%n )oriontal el lacolito puede gradar a un sill. &a mayoría de los lacolitos son creados por magmas relativamente ricos en sílice. &os magmas silícicos tienen una viscosidad muc)o más alta que los magmas máficos y así tienen una resistencia muc)o más grande a la e/pansi%n lateral uniforme requerida para la formaci%n de un sill. En consecuencia el enfriamiento en los bordes de ataque incrementa la viscosidad y alienta el espesamiento y la forma d%mica cerca del conducto de magma vertical inicial.
ruebas decisivas del origen intrusivo de los lacolitos fue primero dada en los =0 por B.L. Bilbert empleado del novel 5ervicio Beol%gico Americano en sus estudios clásicos de las monta$as ?enry en Uta). Esta área consiste de rocas sedimentarias )oriontales que contienen rocas ígneas en forma de )ongos espaciadas que tienen composiciones intermedias entre granitos y basaltos. Estas intrusiones son soportadas por rocas sedimentarias más o menos )oriontales que tienen tec)os que consisten en rocas sedimentarias en forma de domo. Bilbert concluy% que el magma for% su camino entre las capas sedimentarias y empuj% las capas superiores.
Lp')t& Un lopolito como fue originalmente descrito por J.J. Brout en el Complejo ,ulut) en *innesota! consiste de grandes masas! lenticulares de rocas intrusivas! )undidas centralmente pero generalmente concordantes y en forma de embudo. &a mayoría de los lopolitos se encuentran en regiones no deformadas o ligeramente deformadas. El espesor es generalmente una décima a un veintavo del anc)o. &os diámetros varían de decenas a cientos de 6il%metros! con espesores que alcanan a cientos de metros. &os lopolitos están casi siempre compuestos de rocas máficas a ultramáficas bien estratificadas! una característica que )a dado lugar al término com-nmente usado de )(tr+&)(e& e&tr"t)#)0"/"&! aunque algunas tienen un casquete muy delgado de rocas graníticas en su tope. Cuando las composiciones de todas las capas son promediadas la composici%n total de los lopolitos son cercanas a las de los basaltos. Ejemplos com-nmente citados de lopolitos incluyen el Complejo ,ulut) " a lo largo de la playa norte del &ago 5uperior en *innesota#! la intrusi%n 5udbury en >ntario! Canadá! el Complejo Mus)veld en 5uráfrica y el Complejo 56aergaard en Broenlandia Este. Estos complejos tienen una edad que va desde el Arqueano )asta el 4erciario! y al menos uno de ellos "el de 5udbury# puede ser el resultado de fusi%n y fracturamiento de la cortea debido a un impacto mayor de un meteorito. 5i esto es así! la intrusi%n de 5udbury fue formada como un resultado de la fusi%n causada por el calor producido por ondas de c)oque y por descompresi%n rápida! lo cual fue a su ve causado por la s-bita pérdida de material cerca de la superficie cuando un cráter fue e/cavado. &os cálculos de presi%n o estimaciones de varias intrusiones estratificadas )an demostrado que ellas están típicamente cristaliadas en profundidades menores que cerca de 0 6il%metros. En la Jig.3F muestra el lopolito de 5udbury! y la Jig.3= muestra la intrusi%n de 56aergaard un lopolito de Broenlandia oriental. &a intrusi%n de 5udbury es vista tanto en plano como en secci%n en la Jig.3F. &a secci%n indica que el cuerpo tiene probablemente forma de cuenca. ,ebido a que la naturalea de los contactos inferiores de los lopolitos no son bien conocidos! es posible que muc)os de ellos tengan forma de embudo. &a forma de embudo del Complejo 56aergaard es fácil de ver en la Jig.3=.
D)+e& 3 ,et"& &os diques son cuerpos intrusivos delgados! tabulares! discordantes que cortan a través de la foliaci%n o estratificaci%n de la roca caja. Ellos varían en espesor de menos de un metro a varios cientos de metros! y algunos )an sido traados a lo largo del rumbo por decenas de 6il%metros. 5e emplaan típicamente en sistemas de fracturas ya e/istentes! ellos pueden aparecer en forma simple o en enjambres. En algunas áreas! los
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diques ocurren como enjambres radiados centrados en una intrusi%n o en los flancos de un volcán! mientras que ellos representan los alimentadores para erupciones distantes de la cima del cráter. &os diques muy com-nmente son más resistentes a la erosi%n que la roca caja que los rodea y en consecuencia forman acantilados residuales "Jig.3<#. En raros casos! /)+e& "(+'"re& "ring di6es# verticales o buando )acia fuera u ;"& 0()0"& buando )acia adentro están distribuidas en patrones ovales o circulares alrededor de una intrusi%n. Este arreglo parece estar relacionado al fracturamiento que está asociado con un cuerpo ígneo d%mico y la liberaci%n de presi%n que ocurre durante la e/trusi%n y subsiguiente subsidencia de la roca caja suprayacente debido a un vacío parcial de la cámara magmática. Un ejemplo clásico de ambos fen%menos se encuentra en el Complejo del dique anular 4erciario de la península de Ardnamurc)an de la costa occidental de Escocia. &as ,et"& no son estrictamente un fen%meno ígneo pero en muc)os casos son creadas por actividad )idrotermal relacionada con cuerpos ígneos cercanos. Ellas son peque$as! discordantes! parecidas a los diques! rellenando fracturas en la roca caja y están com-nmente asociadas con el reemplaamiento o alteraci%n de la roca caja. *uc)as vetas parecen )aberse formado por medio de precipitaci%n de minerales procedentes de los fluidos )idrotermales. &a clase más com-n son vetas de cuaro! en las cuales cuaro masivo blanco! forman el mayor volumen de la veta! minerales sulfurosos son componentes menores! y metales nativos tales como oro o plata están presentes en cantidades traa. &as vetas de cuaro pueden ser com-nmente mapeadas en las intrusiones graníticas y probablemente se formaron de los fluidos salientes del magma granítico cuando este cristali%.
BATOLITOS < STOC=S &os %"t')t& son plutones grandes que tienen paredes muy inclinadas )acia fuera y generalmente carecen de un piso o de un contacto abrupto "Jig.30#. Ellos están com-nmente compuestos de rocas ígneas ricas en sílice "granitos y rocas similares# y varían en el área de afloramiento desde 00 )asta varios miles de 6il%metros cuadrados. Un límite inferior arbitrario sobre áreas los separa a ellos de los &t04&! los cuales son similares a los batolítos en forma pero que por definici%n tienen una superficie má/ima de afloramientos de 00 6il%metros cuadrados. &os stoc6s y los batolitos varían desde los completamente concordantes )asta los completamente discordantes. *uc)os batolitos concuerdan generalmente con las estructuras regionales y así se muestran ampliamente concordantes pero pueden ser altamente discordantes localmente. Brandes plutones que contienen rocas de grano grueso cuaro feldespáticas son a menudo descritas como granitos durante el mapeo de campo! aunque más com-nmente los tipos de rocas posteriormente no sean estrictamente granitos sino tipos de rocas graníticas relacionadas como las granodioritas y las cuaro dioritas. P'+t(e& 01p+e&t& son una clase especial y rara de batolitos o cuerpos como los sto6s y los cuales representan m-ltiples pulsaciones de intrusi%n. ,iversos tipos de rocas ígneas ocurren en contactos abruptos o gradacionales unos a otros en los plutones compuestos. &os contactos gradacionales com-nmente contienen fabricas deformacionales bien desarrolladas tales como foliaciones y lineaciones. 4ipos de rocas intrusivas gradando de diorita a granito ocurren juntas en estos plutones. 9ntrusiones
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simultaneas de granitos "o sienitas# y basaltos no son tan comunes. Beneralmente los plutones compuestos representan intervalos de intrusi%n relativamente cortos! y muestran rasgos de procesos característicos de magmas coevales "coe/istentes#! incluyendo mecla de magmas o )ibridaci%n y contactos gradacionales. lutones de dimensiones batolíticas pueden ser encontrados en diferentes ambientes geol%gicos y probablemente se formaron de diferentes maneras. *uc)as rocas graníticas dentro de los escudos del recámbrico "especialmente el Arqueano# fueron formados muy temprano en la )istoria de la tierra y posiblemente cristaliaron de líquidos residuales que permanecieron después de la cristaliaci%n parcial de los magmas basálticos. En contraste muc)os petr%logos piensan que mientras más j%venes son los granitos son el producto de la fusi%n parcial de rocas pree/istentes sedimentarias o metam%rficas. 5i una regi%n fuente de anate/is es e/puesta por levantamiento y erosi%n! muc)os de los plutones graníticos se ven en una asociaci%n generalmente concordante con las rocas que le rodean de alto metamorfismo. >tros magmas graníticos probablemente se movieron a distancias considerables desde su fuente! y ellos muestran una relaci%n completamente diferente con la roca caja. ?ay ciertas características estructurales que son de ayuda en la clasificaci%n de campo de las profundidades del emplaamiento de plutones. A.J. Muddington "<7<# propuso un amplio esquema de clasificaci%n basado en las diferentes características de los plutones emplaados a varias profundidades. &os plutones cataonales están completamente rodeados por rocas metam%rficas de alto grado que contienen asociaciones minerales indicativas de las altas temperaturas y presiones requeridas en la anate/is. &os contactos tienden a ser gradacionales debido a la significante interacci%n química entre el magma y las rocas caja! y amplias onas de migmatitas están presentes. &as 1)!1"t)t"& "del griego +migma+ que significa mecla# son rocas bandeadas y mecladas que consisten en bandas graníticas de colores claros que alternan con rocas metam%rficas claramente foliadas y de colores oscuros "esquistos o gneises#. Aunque las migmatitas )an sido la fuente de muc)as controversias petrol%gicas! a)ora )ay un consenso entre los petr%logos que ellas representan fusi%n parcial local y segregaci%n en bandas que están diseminadas con el material no fundido residual. En ambientes cataonales ! )ay una concordancia general de foliaciones tanto de la roca ígnea como en la roca caja que indican esencialmente metamorfismo simultáneo! plutonismo y deformaciones. Algunas migmatitas muestran una e/trema deformaci%n d-ctil y milonitiaci%n. &os plutones mesoonales están rodeados por rocas metam%rficas en las cuales las asociaciones minerales y las te/turas indican solamente un metamorfismo de grado medio a bajo y en consecuencia las temperaturas están por debajo de aquellas requeridas para fusi%n. &os contactos son ligeramente abruptos y pueden ser concordantes o discordantes. &as migmatitas están típicamente ausentes o en menores cantidades. Una deformaci%n moderada está com-nmente presente en la roca caja! y estructuras de flujo pueden estar presentes dentro del granito. &os plutones epionales son altamente discordantes con la roca caja y con la estructura regional dominante! y la mayoría no poseen estructura interna de flujo. &os contactos con la roca caja son abruptos! y el metamorfismo de la roca caja tiende a ser mínimo. Jragmentos /enolíticos son comunes a lo largo de los bordes del plut%n y más bien representan fracturamientos quebradios de la roca caja durante el emplaamiento.
&os márgenes enfriados están com-nmente presentes a lo largo de los bordes de los plutones! como lo indica la reducci%n en el tama$o de los granos. *uc)os plutones epionales están asociados con rocas volcánicas y estructuras de colapso que se piensan son el resultado del mismo evento magmático. El esquema de clasificaci%n de Muddington fue desarrollado en un tiempo anterior a la disponibilidad de métodos precisos cuantitativos de estimaci%n de presi%n y temperatura en rocas ígneas y metam%rficas. &os ge%logos investigadores a)ora usan estas técnicas! las cuales dependen en el conocimiento de la roca y química mineral. 5in embargo! el amplio esquema de Muddington es todavía usado como una )erramienta de campo para clasificaciones generales. &os batolitos son rocas ígneas importantes desde el punto de vista de la tect%nica. Ellas son las intrusiones ígneas que forman los n-cleos de la mayoría de las cordilleras en el mundo. Estas intrusiones se pueden e/tender por cientos de 6il%metros a lo largo del rumbo en las tendencias estructurales mayores! y algunos tienen decenas o a-n cientos de 6il%metros de anc)o. &os análisis de las mayores cadenas de monta$as )an revelado que estos n-cleos ígneos no representan una sola gran intrusi%n ígnea sino que consisten de muc)os cientos de intrusiones relacionadas que difieren en tama$o! composici%n y tiempo de emplaamiento. ;untas ellas representan uno de los mayores productos del ciclo de construcci%n de monta$as en los cuales las interacciones de las placas continentales recicla los materiales más viejos. El entendimiento de los procesos ígneos de formaci%n de batolitos es una clave fundamental para la tect%nica de placas.
METODOS DE EMPLA>AMIENTO DE LAS ROCAS INTRUSIVAS Algunos métodos de emplaamiento de las rocas ígneas intrusivas fueron tocados antes. Aquí es -til la revisi%n de algunas de las evidencias de campo del mecanismo de emplaamiento. &a inyecci%n forada y la irrupci%n magmática son los dos mecanismos para los cuales )ay más evidencias obtenibles. Jormaci%n de rocas fundidas por anate/is y retenci%n de los magmas cerca de su fuente no es realmente considerado un emplaamiento! porque el magma se )a movido muy poco! si lo )a )ec)o. &a evidencia de )(3e00)( #r"/" es abundante alrededor de muc)os cuerpos intrusivos. En este proceso el magma bajo presi%n es forado fuera de la cámara magmática )acia grietas y fracturas en la roca caja que lo rodea. Este efecto es mas facilmente visualiado donde peque$os diques de magma intrusivo )an sido claramente forados a apartar las paredes adyacentes a los diques. El ge%logo debería mirar por la presencia de una o más estructuras que cruan el dique intrusivo a ángulos diferentes a los <0N. &a dilataci%n de una apertura forada por esfueros intrusivos desplaará estos rasgos perpendiculares a las paredes de los diques. Es a-n mejor encontrar dos estructuras de rocas caja cruando la intrusi%n a ángulos diferentes. Cuando estos rasgos son encontrados! es obvio que los dos segmentos opuestos de la pared del dique no )an sido sujetos a fallamiento "con relativo desplaamiento de ambos lados#! sino solamente a esparcimiento o a dilataci%n. El encaje de los contornos particulares de los lados opuestos del dique ayuda al argumento. &a inyecci%n forada en el régimen quebradio puede también ser documentada encontrando fracturamiento d%mico y el fallamiento de las rocas suprayacentes.
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En ocasiones el magma es sustancialmente cristaliado cuando es emplaado. En esta ocasi%n se desarrolla una ona de ciallamiento en el contacto con la roca caja! con desplaamiento y entremeclado de roca caja y material ígneo solidificado cerca de los bordes del cuerpo intrusivo. Honas internas de ciallamiento que separan grandes regiones del interior del batolito y cuerpos graníticos del tama$o de stoc6s también ocurren. En otras ocasiones! las presiones magmáticas pueden ser suficientes para levantar las raíces de la cámara magmática! formando una fractura c%nica buando )acia adentro con su ápice )acia el tope de la intrusi%n. El magma "típicamente basáltico# inyectado a lo largo de las fracturas luego cristalia para formar lo que se llama una )oja c%nica. &a Irr+p0)( 1"!17t)0" es el segundo mecanismo importante de intrusi%n. &a irrupci%n magmática es iniciada durante la intrusi%n cuando la roca caja suprayacente se fractura. &os fragmentos se )unden en la cámara magmática! permitiendo así al magma moverse )acia arriba al espacio vacío. &os fragmentos e/tra$os "/enolitos# pueden reaccionar con la roca fundida! dependiendo de su composici%n y de la temperatura del magma. &a casi total asimilaci%n de los /enolitos produce vetas difusas! bandas o coágulos de minerales que no están ordinariamente presentes en las rocas ígneas o de minerales ígneos "típicamente máficos oscuros en granitos# que están localmente presentes en altas concentraciones an%malas. &a irrupci%n magmática que envuelve la incorporaci%n de muc)os bloques peque$os de roca caja es a menudo llamado )rr+p0)( e( re1)e(/& "piecemeal stoping#. ero cuando una gran masa del tec)o de la cámara magmática colapsa y se )unde en el magma que está debajo! el proceso es llamado &+%&)/e(0)" e( 0"'/er".
TIPOS DE E*TRUSIONES &as rocas e/trusivas tienden a ser o estratificadas o c%nicas! dependiendo de la naturalea y la cantidad del material erupcionado y el mecanismo de erupci%n. &os magmas pobres en sílice que tienen un contenido de gas bajo y una viscosidad relativamente baja "una característica típica de los basaltos# com-nmente produce flujos de lava. El término '"," es usado tanto para magmas que )an sido arrojados a la superficie de la tierra como para las rocas que )an sido solidificadas de él. *uc)as lavas incluyen vol-menes menores de material piroclástico! material fragmentario suelto tal como cenia o peque$as bombas volcánicas! que )an sido eyectadas de la ventana volcánica. or el otro lado! los magmas ricos en sílice con alto contenido de gas y viscosidad alta "por ejemplo las riolitas# virtualmente siempre forman capas piroclásticas "lluvia de cenias# sobre la superficie. &as e/trusiones c%nicas forman los volcanes típicos en forma de conos. &a mayoría de los flujos de lava son basálticos! aunque ellos pueden ser también andesíticos. &avas subaéreas son clasificadas como pa)oe)oe y aa "ambas palabras ?a@aianas#. &as '","& P"ee tienen superficies vítreas! suaves al tacto! onduladas y ocasionalmente en formas de cordel. &a forma de la superficie superior com-nmente se asemeja a pliegues irregulares en las telas y resultan de la distorsi%n de una superficie todavía plástica! delgada! enfriada! por movimiento diferencial de un material subyacente! más fluido dentro del interior del flujo. *uc)os flujos pa)oe)oe también contienen grandes áreas que son relativamente suaves.
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&as '","& A" tienen superficies fragmentadas rugosas. &as porciones superiores de los flujos aa son vesiculares y parecen escorias de fundici%n o fragmentos de clin6er! mientras que las porciones interiores son relativamente densas. &os fragmentos de tipo clin6er son muy ásperos y de formas irregulares y pueden tener puntas espinosas en la superficie. &os fragmentos individuales son típicamente menos de 7 cm en diámetro pero pueden ser tan grandes como unos pocos metros. El espacio entre los fragmentos más grandes está com-nmente parcialmente llenado por fragmentos terrosos finos producidos por la abrasi%n de los fragmentos más grandes cuando ellos c)ocan durante el movimiento del flujo. or debajo de la superficie inmediata los fragmentos están soldados unos a otros. L"& '","& /e %'+e& están compuestas de fragmentos que son suaves con relaci%n a los clin6ers aa irregulares. &as superficies de los bloques de lava son muy irregulares! algunas veces con diferencias en el relieve de varios metros. Escarpados perpendiculares a la direcci%n del flujo se desarrollan a menudo como resultado de las oleadas de lava desde el vertedero. Aunque típicamente está presente una capa central masiva! ella es muc)o menos e/tensa que en las lavas aa. El movimiento del flujo es lento e irregular! con una tendencia definida de algunas coladas de c)ocar sobre otras! produciendo en consecuencia considerables vol-menes de material fragmentado. &a viscosidad muy alta "relativa a las lavas pa)oe)oe# y en ocasiones el rápido flujo causa él quiebre de la lava enfriada en fragmentos angulares que se )acen redondeados o fragmentados. &a rigide de masa completa fluyendo causa algunos desliamientos sobre la superficie debajo de ella. E/iste una gradaci%n completa entre pa)oe)oe! aa y bloques de lava. Com-nmente el flujo sale del vertedero volcánico como pa)oe)oe y cambia a aa o lavas de bloque durante el movimiento pendiente abajo. &a transici%n es principalmente una funci%n del incremento de la viscosidad y de la cantidad de agitaci%n de la lava al fluir. Cuando la lava se mueve pendiente abajo! ella se enfría! se solidifica parcialmente y lo más importante es que pierde gases. 4odos estos factores! pero particularmente el -ltimo! tienden a incrementar la viscosidad de la lava y a convertir pa)oe)oe a aa o lava de bloques. 5i un magma pierde suficiente gas antes o durante la erupci%n! se producen lavas aa o de bloques directamente del vertedero. &as lavas de bloques son típicamente más silíceas "con la composici%n contribuyendo a una viscosidad mayor# y están asociadas con grandes vol-menes de piroclásticas. Una erupci%n sencilla puede producir varios c)orros contemporáneos de lava. Estos pueden variar localmente en tipo "pa)oe)oe o aa# pero todos son considerados como una simple unidad de flujo. &as unidades de flujo varían desde unos pocos centímetros )asta 800 metros en espesor! aunque la mayoría son de espesores menores a los 00 metros. &a e/tensi%n areal de los flujos basálticos denominados ,eccan 4raps en &a 9ndia es de F0.000 6m 8! apro/imadamente el 80I de la superficie del país. &as l","& "'1"/)''"/"& consisten en masas de cuerpos elipsoidales o en forma de almo)adas. &a base de cada almo)ada toma la forma de la que está abajo cuando las mismas se van apilando. &a estructura interna de cada almo)ada consiste en un n-cleo finamente cristalino con una cortea vítrea! todos con diaclasas radiales. Este arreglo contrasta con las estructuras concéntricas causadas por un arreglo radial de las vesículas que se encuentran algunas veces en las lavas pa)oe)oe. &as almo)adas generalmente varían entre 0 cm a F m y su composici%n es típicamente basáltica o andesítica( pero estas lavas com-nmente están enriquecidas en sodio como resultado de la alteraci%n por
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el agua de mar. &as observaciones de flujos de lava activos submarinas en ?a@aii por buceadores indican que la estructura de almo)adas resulta del enfriamiento de la lava basáltica caliente por el agua de mar. &avas almo)adilladas )an sido también observadas en las dorsales oceánicas por ve)ículos de inmersi%n profunda. ,ebido a que las lavas almo)adilladas son el tipo más com-n de lava en los fondos oceánicos y debido a que los océanos cubren cerca del =0I de la superficie de la tierra! este tipo de lava es indudablemente el más abundante de todos los flujos de lava sobre la tierra. &a presencia de lavas almo)adilladas preservadas en la columna estratigráfica es también una clave importante para la e/istencia de un ambiente marino. Oara ve! las lavas almo)adilladas se pueden formar en un ambiente no marino. En 9slandia! las erupciones bajo )ielo glaciares producen basaltos almo)adillados. &a erupci%n de lavas de fisuras cerca de playas de lagos en rifts continentales pueden dar lavas almo)adilladas cuando la lava fluye en los lagos. Muenos ejemplos modernos e/isten en el rift de Africa >riental! y ejemplos antiguos aparecen en flujos del 4riásico y ;urásico de las cuencas de rift mesooicas de Gorteamérica >riental. &a lava emerge de un simple centro eruptivo o erupciona simultáneamente a lo largo de una fisura larga y angosta. *ientras los centros eruptivos tienden a producir al menos peque$os conos de cenias! las erupciones en fisuras producen típicamente inmensos vol-menes de magma basáltico relativamente fluido que se e/tiende para formar altiplanicies de lava "lava plateaus#. &a erupci%n de lavas menos fluidas a lo largo de una fisura produce una cadena lineal de conos volcánicos espaciados. Erupciones por vertederos centrales dan lugar a una variedad de volcanes! dependiendo del grado de fluide del magma y de la cantidad de material piroclástico arrojado por el vertedero. Ambos factores reflejan la composici%n total del magma y especialmente su contenido de gas. ?ay cuatro tipos principales de volcanes' volcanes de escudo! volcanes compuestos! conos de cenias y domos de lava. En un e/tremo están los ,'0"(e& /e e&0+/! los cuales son conos anc)os y planos "son llamados así por su parecido en secci%n a los antiguos escudos redondeados germánicos# compuestos casi e/clusivamente de flujos de lava. &os lados tienen típicamente tienen pendientes de 8N a 0N y la base )ace una suave transici%n con las rocas que le rodean. &os volcanes de escudo varían desde peque$os "con elevaciones de la cima de solamente 000 m# a grandes "como por ejemplo algunos de los volcanes de escudo ?a@aianos! cuyas cimas alcanan miles de metros sobre el nivel del mar! equivalentes en altura al *onte Everest#. Algunos de los volcanes de escudo no son circulares vistos en un mapa! sino que son alargados! con el alargamiento controlado por la tendencia de la ona de rift por debajo. &a cresta de un volcán de escudo está generalmente cubierta por un cono de cenias o por una salpicadura de conos. &as cimas de los volcanes de escudo ?a@aianos contienen com-nmente una gran área central deprimida que se denomina 0"'/er"! la cual se forma cuando el tec)o de la cámara magmática colapsa durante la erupci%n del magma o un retiro subterráneo del magma de la cámara magmática. Erupciones posteriores a menudo llenan la caldera con lava! creando en consecuencia un lago de lava. Alternativamente la caldera se pone en reposo! y las erupciones posteriores ocurren en los flancos del escudo a lo largo de los rifts. &as erupciones volcánicas pueden ser violentas! arrojando fragmentos de roca y magma fundido desde el vertedero. El lanamiento forado de líquidos que caen y se
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solidifican inmediatamente en las adyacencias del vertedero forman conos regados o esparcidos! los cuales son com-nmente encontrados asociados con la erupci%n de basaltos muy fluidos. B1%"& 3 '"p)'') se llaman a los s%lidos arrojados por los volcanes y pueden ser de diferentes tama$os. &as acumulaciones de estos s%lidos son llamadas rocas piroclásticas. &as erupciones volcánicas e/plosivas que arrojan muc)os bloques distintos y bombas se clasifican como &tr1%')"("& "nombre tomado del volcán 5tromboli en el *editerráneo#. &a velocidad de las partículas individuales arrojadas se )a estimado estar cercana a la velocidad del sonido. Conos de piroclásticas o 0(& /e 0e()" son conos más o menos circulares resultantes de la acumulaci%n de cenias y piroclásticas alrededor del vertedero central. *ás y más grandes piroclásticas y cenias se van acumulando alrededor del vertedero o cráter! creando así la morfología del cono. &os ángulos de la pendiente )acia fuera son de cerca de :0N "cercano al ángulo de reposo para materiales sueltos irregulares#! y el cráter con su forma c%nica característica! )abiendo sido formado por erupciones moderadamente e/plosivas. Ejemplos e/celentes de conos de cenias recientes son los encontrados cerca de Ariona! Guevo *é/ico e ?ida)o. *uc)as estructuras volcánicas consisten de meclas de lava y piroclásticas. Brandes conos volcánicos producidos tanto por piroclásticas como por lava en capas alternantes se llaman ,'0"(e& 01p+e&t& e&tr"t)#r1e&. El cráter es generalmente más peque$o que el de los volcanes de escudo y sus lados son considerablemente más pendientes. Ejemplos bien conocidos son *t. Oainer y *t. 5t. ?elens en Pas)ington! *t. 5)asta en California! Jujiyama en ;ap%n y el *t. 2esubio en 9talia. &os /1& /e '"," tienen forma de bulbo! y son masas de pendientes abruptas de lavas de alta viscosidad que com-nmente se forman en los cráteres de grandes volcanes del tipo compuesto. El domo de lava más ampliamente conocido fue aquel que se form% en el cráter del *t. 5t. ?elens ! en el Estado de Pas)ington! siguiendo a la mayor erupci%n que se produjo allí. A este domo le tom% varios a$os para formarse y todavía después de escribir este te/to está varios cientos de metros más alto. &os materiales piroclásticos son clasificados de acuerdo al tama$o de los fragmentos' %1%"& 3 %'+e& "mayores a :8 mm de diámetro#! '"p)'') "13:8 mm#! y 0e()" "menos de 1 mm#. &os bloques son s%lidos cuando son arrojados y en consecuencia forman bloques angulares! mientras que las bombas son fluidas cuando son arrojadas y tienden a modificar su forma por la fricci%n del aire mientras está volando. &a e&0r)" es una roca oscura! máfica y relativamente densa! con abundantes vesículas y ocurre más com-nmente como cobertura sobre flujos enfriados. L" p+1)t" p)e/r" p1e es un vidrio vesicular de colores claros y de composici%n silícea en el cual el volumen de gas encerrado o celdillas rellenas con aire es tan grande que su baja densidad le permite flotar en el agua. E' '"p)'') está formado por fragmentos de roca o por la consolidaci%n de gotas fluidas de lava que se solidifican en el aire. Ellas tienen forma de gota! pero pueden ser esféricas o en forma de varilla. L" 0e()" está por lo general compuesta de vidrio! pero también puede consistir de fragmentos de rocas yQo minerales. Capas de cenia consolidada "típicamente soldadas térmicamente# son llamadas t%"&. &as tobas vítreas consisten com-nmente de fragmentos triangulares con lados c%ncavos! los cuales son formados por la rápida producci%n y quiebre del vidrio. ,ebido a que la cenia es depositada principalmente por caídas verticales! ellas forman una capa continua sobre el paisaje! a diferencia de los flujos! los cuales tienden a seguir los bajos
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topográficos del área. &a cenia y la toba muestran generalmente alguna forma de escogimiento! tanto lateral como verticalmente su distribuci%n es dependiente del tama$o de los fragmentos y también de las velocidades y las direcciones de los vientos prevalecientes. articularmente erupciones violentas )an sido aquellas ocurridas en el Lra6atoa ";ava# en :! *t. 5t. ?elens "Estado de Pas)ington! U5A# en <0! y *t. inatubo "Jilipinas# en << las cuales arrojaron cenia a la estratosfera! donde fue llevada a todo el globo! produciendo brillantes atardeceres en todo el mundo. &as fotos secuenciales de la erupci%n final cataclísmica de *t. 5t. ?elens el de *ayo de <0 están documentadas. &a cenia cubri% todo el Estado de Pas)ington con 0 cm de espesor y además en el norte del Estado de 9da)o y *ontana >riental. &as caídas de cenia pueden ser esparcidas sobre miles de 6il%metros cuadrados y son típicamente depositadas en pocos días y así ellas proveen una e/celente capa guía para las correlaci%n de las secuencias antiguas. &a (+%e "r/)e(te @nuée ardente# es intermedia en carácter entre un flujo de lava y una lluvia de cenia. Una nube ardiente caus% la destrucci%n total de la ciudad de 5t. ierre en la isla de *artinica en <08! causando la muerte de cerca de :0.000 )abitantes.Una nube brillante de fragmentos de roca incandescentes y gases a temperaturas entre =00N y 000NC se desli% pendiente abajo desde el *t. elée a una velocidad de 70 6mQ)! destruyendo todo a su paso. Una peque$a nube ardiente fué fotografiada en el *t. Unen en ;ap%n en <<. *uc)as peque$as nubes ardientes fueron observadas en la erupci%n de <0 de *t. 5t. ?elens! estas descendieron por el flanco sur y descendieron sobre el bosque en menos de : minutos. &a liberaci%n de presi%n en una cámara magmática que contenga un magma rico en volátiles causa un rápido )ervido del magma. 5i una e/tremada cantidad de )ervido ocurre lo suficientemente rápido! el material fundido será arrojado por la c)imenea para formar una lluvia de cenia. En casos menos e/tremos! una nube de cenia es producida! con la simultánea formaci%n de una avalanc)a incandescente. &a avalanc)a incandescente consiste de gas! partículas de espuma! líquidos y s%lidos. &as partículas se presume que están continuamente liberando gas! el cual mantiene la turbulencia y previene la abrasi%n de partícula a partícula. &as emisiones de gas permiten a la masa comportarse como un material fluido que se mueve pendiente abajo por largas distancias con poca pérdida de calor en su interior. Una nube ardiente individual consiste o de material e/pulsado de la c)imenea a bajo ángulo en una e/plosi%n o como en el caso del *t. 5oufriere en la isla de 5t. 2incent! por material cayendo de los bordes de una espesa nube de gas. Cuando la avalanc)a o flujo de cenia llega a su posici%n de descanso! las partículas son o líquido o s%lido o una mecla. Un dep%sito formado de partículas principalmente s%lidas será típicamente no consolidado y se le denomina t%" /e #'+; /e 0e()" . 5i fue retenido suficiente calor para soldar los fragmentos todavía plásticos el dep%sito es llamado t%" &'/"/" /e #'+; /e 0e()". El término )!()1%r)t" es usado para designar cualquier roca formada por un flujo de cenia! independientemente de su grado de soldadura. &o má/imo en soldadura produce la %&)/)"("5 la cual es una roca masiva vítrea que ocasionalmente muestra laminaciones. En la formaci%n de obsidiana! la compactaci%n y la soldadura )an llegado a tal grado que no es raro que los fragmentos individuales )ayan sido casi completamente borrados porque los espacios porosos fueron eliminados. &os miembros de una secuencia estratificada de tobas de flujo de
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cenia pueden corrientemente ser distinguidas y mapeadas en base del grado de soldadura. &a base de cada unidad está generalmente enfriada y no soldada. El grado de soldadura se incrementa por sobre la base! como también se presentan reacciones secundarias por la presencia de fluidos. &a cantidad de soldado )acia el tope de la simple unidad enfriada( y las capas más superiores! com-nmente no soldadas y facilmente y rápidamente removibles por erosi%n están generalmente ausentes dentro de m-ltiples unidades de enfriamiento.
