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Tema 4B – Magmatismo. Las rocas ígneas más importantes

    1. GÉNESIS DE LOS MAGMAS Y SU RELACIÓN CON LA TECTÓNICA DE PLACAS.

    2. EVOLUCIÓN DE LOS MAGMAS.

    3. CRITERIOS DE CLASIFICACIÓN DE ROCAS MAGMÁTICAS.

3.1 Texturas.

3.2 Estructuras.

3.3 Composición química.

3.4 Composición mineralógica.

  1. CLASIFICACIÓN.

4.1 Rocas plutónicas.

4.2 Rocas filonianas.

4.3 Rocas volcánicas.

  1. FORMAS DE EMPLAZAMIENTO DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS.

5.1 Rocas plutónicas.

5.2 Rocas filonianas.

5.3 Rocas volcánicas.

  1. TIPOS DE YACIMIENTOS MAGMÁTICOS.

7. VULCANISMO.

7.1 ESTRUCTURA VOLCÁNICA DE LAS ISLAS CANARIAS.

7.2 FORMAS DE MODELADO.

1. GÉNESIS DE LOS MAGMAS Y SU RELACIÓN CON LA TECTÓNICA DE PLACAS.

El magma es un fundido natural de materiales con dominio silicatado, que incluye además agua, otros fluidos y sustancias volátiles.

Para que se origine un magma los minerales deben fundir. Cada mineral funde a unas temperaturas y presiones determinadas, influyendo además la presencia o no de agua en el medio. Por lo tanto, y considerando que una roca está formada por una asociación de distintos minerales, no se puede dar un punto de fusión a una roca, sino que éste comenzará en un momento dado, lo que se conoce como punto de sólidus, para completarse en otro punto que se denomina punto de líquidus, quedando entre ambos puntos, parcialmente fundida.

Para que se forme un magma, pueden ocurrir tres cosas: 1) que aumente la temperatura, 2) que disminuya la presión, 3) adición de agua con lo que la curva de sólidus se desplaza a la izquierda.

Toda roca en estado de fusión incipiente puede ser una fuente de magma bajo cualquiera de las condiciones anteriores. En situaciones geológicas reales, no obstante, lo normal es que se combine más de un proceso

A) Magmatismo en bordes de placa constructivos.

El intenso magmatismo que se desarrolla en dorsales o rifts intracontinentales puede explicarse por la descompresión que experimenta el material del manto que asciende en estado sólido por convección en estas zonas y que se ve favorecida por la gran fracturación de este tipo de bordes.

B) Magmatismo en bordes de placa destructivos.

En zonas de subducción, la fricción produce un calor que se ve ayudado por el aporte de agua procedente de la litosfera oceánica que subduce, la cual al ser expulsada hacia arriba rebaja el punto de fusión del material que queda encima.

C) Magmatismo en el interior de las placas (zonas intraplaca).

Se puede explicar por la existencia de un punto caliente, región del manto con una anomalía geotérmica, de donde ascienden por convección plumas de material sólido pero caliente que funden a unas decenas de kilómetros de la superficie, a consecuencia de la disminución de presión.

El desplazamiento de las placas puede dar lugar a dorsales asísmicas o archipiélagos de islas oceánicas alargados como Hawai, pudiéndose originar basaltos toleíticos si el porcentaje de fusión del manto es elevado, alrededor del 30%, o alcalinos si es inferior.

En el interior de continentes los puntos calientes afectan menos, sobre todo si la placa está en movimiento, debido al mayor espesor de corteza oceánica, aunque a veces pueden aparecer sus efectos, como en Yellowstone (geiseres)

Otra posibilidad es la presencia de grandes fracturas en la litofera, que producen una descompresión que permite alcanzar el punto de solidus, así parecen explicarse algunos magmatismos interiores como el del macizo central francés.

clip_image002Además, debe destacarse la presencia de grandes mesetas basálticas que se formaron en el pasado en los continentes, incluso del tamaño de la península ibérica. Si bien algunas parecen estar relacionadas con puntos calientes, otras como la del Paraná, en Brasil o la del Decan en la India, y que para algunos autores puede estar relacionada con la gran extinción cretácico-tercieria, deben estar relacionadas con procesos de ruptura continental.

2. EVOLUCIÓN DE LOS MAGMAS.

La roca formada por un proceso de solidificación del magma no es igual que la roca que originó el fundido. El motivo es que la mayoría de los magmas no llegan a la superficie directamente, sino que se alojan en cámaras magmáticas donde experimentan cambios en su composición química, cambios que pueden ocurrir también durante lentísimo ascenso de los magmas hacia el exterior.

ASCENSO DE LOS MAGMAS.

Al comenzar a formarse un magma y cuando la roca se ha licuado en un 7% aproximadamente, éste comienza a ascender al ser menos denso que las rocas encajantes. Primero aprovechará los huecos entre minerales y posteriormente las fracturas existentes. Aunque la velocidad de ascenso depende de la densidad y la viscosidad del magma, que es mayor con el contenido en sílice y la escasez de volátiles, como promedio viene a ser de 1 metro/año. Con el ascenso se enfriará y comenzará a cristalizar al llegar a temperaturas de fusión de sus componentes.

Como se observa en la Figura 2, pueden existir diversos modelos de ascenso desde una región fuente. En concreto se proponen seis modelos suponiendo que por debajo de la discontinuidad de Mohorovicîc el ascenso ocurre por boyancia (Flotación) al ser el material fundido menos denso que la roca solidificada del manto y no ser esta excesivamente rígida. En el caso de que la bolsa de magma no encuentre fracturas por donde ascender continuará su ascenso por la corteza (modelo1), aunque con mayor dificultad al aumentar la rigidez y acabará emplazándose como intrusión plutónica cuando se equilibren las densidades. El caso 2 supone la presencia de un sistema vertical de fracturas desde la región donde se ha originado el magma , fracturas por donde ascenderá hasta la superficie. El modelo 3 consistiría en la finalización del ascenso en el mismo Mohorovicîc debido al descendo de la viscosidad de la roca. Los modelos 4, 5 y 6 suponen un ascenso diapírico por el manto para a continuación aprovechar los sistemas de fracturas de la corteza hasta alcanzar la superficie. Los modelos difieren solamente en el tipo de accidentes tectónicos corticales utilizados por el fundido para continuar el ascenso una vez atravesado el Mohorovicîc.

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MODELOS DE HUTTON DE ASCENSO DE LOS MAGMAS

CRISTALIZACIÓN.

Lógicamente, un magma es un fundido muy complejo por lo que el paso de líquido a sólido sólo se conoce bien en sistemas de pocos componentes. El sistema albita-anortita, plagioclasas que forman una solución sólida ha sido bien estudiada. En la figura 2 puede verse como dicho sistema puede solidificar de dos formas completamente diferentes, lo que puede dejar huella en la constitución posterior del cristal.

Una primera posibilidad (figura 3 izquierda) es la cristalización en equilibrio. En el eje de abcisas se indica el porcentaje de anortita en la solución sólida, pudiendo verse como distintas plagioclasas poseen diferentes puntos de comienzo de solidificación. La curva superior es la de liquidus y la inferior la de solidus. Entre ambas aparece una mezcla de magma y material solidificado. Si partimos, como en la figura de una plagioclasa líquida An40, los primeros cristales que se forman son los An78, como se puede ver al seguir la recta punteada horizontal hasta que corte la curva de solidus, con lo que el líquido queda con menor cantidad de Ca, pero si el enfriamiento es lento, esos cristales reaccionan con el líquido obteniéndose al final una plagioclasa de composición exactamente igual a la del líquido inicial (An40). En caso de que el enfriamiento sea más rápido no se producirá reacción entre líquido y cristal. Como consecuencia el líquido se irá empobreciendo progresivamente en calcio y, conforme avanza el proceso de solidificación, el cristal irá teniendo cada vez una composición más albítica, por lo que se producirán zonaciones en el cristal observables al microscopio petrográfico, debido a las composiciones cada vez más albíticas hacia el exterior. El proceso se denomina cristalización fraccionada y puede observarse en el gráfico de la derecha de la figura 3.

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Las fases que atraviesa un magma hasta consolidarse como roca son:

A) DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA.

Al enfriarse el magma comienzan a formarse pequeños cristales que podrían acabar formando una roca de la misma composición, sin embargo, esto no es así ya que, por lo general, dichos cristales se separan del magma residual, por lo que éste queda con una composición global diferente a la de partida. Hay que considerar que los minerales siguen un orden de cristalización, así el olivino, primero en cristalizar, es un silicato de hierro y magnesio, por lo que el magma restante se empobrecerá en estos elementos.

Hay varios mecanismos para separar cristales y magma, como la diferenciación gravitatoria, los cristales, más densos caen al fondo de la cámara magmática; o la compresión, en la que el magma, más fluido migra de la cámara si ésta es comprimida.

clip_image008Otro mecanismo de diferenciación es el transporte gaseoso, que separa las fases líquida y gaseosa, al transportarse esta última hacia el techo de la cámara (Figura 4).

           
 

PRINCIPALES PROCESOS DE DIFERENCIACIÓN EN UNA CÁMARA MAGMÁTICA

 
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B) CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA.

Los minerales van cristalizando pero según un orden dependiente de su punto de fusión. Primero aparecen óxidos minoritarios, apatito o circón, para aparecer posteriormente los silicatos mayoritarios según el orden expresado en las series de Bowen. Este científico descubrió que la cristalización puede seguir dos caminos. Si aparece primero un mineral, luego otro y así sucesivamente se denomina a esta serie discontinua: olivino-piroxenos-anfíboles-biotita-feldespato potásico-cuarzo.

Si los minerales van apareciendo de una forma gradual, existiendo todos los componentes intermedios, como ocurre en la serie continua anortita-albita-ortosa, fedespatos en los que el calcio es sustituido progresivamente por sodio y éste por potasio y, que acaba, igual que la anterior, en el cuarzo. Las reacciones totalmente continuas son difíciles durante el enfriamiento porque: a) La difusión entre sólidos suele ser más lenta que el crecimiento de los cristales y b) Los cristales se separan frecuentemente del líquido por los mecanismos anteriormente analizados.

Según Bowen (1928) en las series continuas existen unos cambios de composición bruscos, mientras en las discontinuas estos cambios son variables. Esto puede llevar al error de pensar que, en la serie que, en la serie discontinua, cada mineral es destruido al reaccionar con el fundido y se transforma en el siguiente de la serie. En este caso no existirían piroxenos en los basaltos cuando en la realidad son muy abundantes.

Las series de Bowen son un modelo que no puede hacerse global, cosa que ni el mismo Bowen pretendió cuando dio el orden de aparición de los minerales para los basaltos toleíticos, minerales, que, entre otras cosas, ni tan siquiera aparecen juntos en otras rocas magmáticas.

C) ASIMILACIÓN.

Proceso por el que el magma en su ascenso funde parte de las rocas encajantes y las asimila, por lo que altera su composición. La alteración se da en ambos sentidos y los volátiles del magma pueden interaccionar con la roca encajante produciendo reacciones metasomáticas.

D) MEZCLA DE MAGMAS.

Si en una cámara ocupada por un magma ya diferenciado, secundario, llega un nuevo magma primario que se mezcla con el anterior, lo que puede provocar, además, una liberación de volátiles por el aumento de presión y una explosión enorme como pudo ocurrir en la del Krakatoa, Indonesia 1.883. Aunque es más difícil, también puede haber mezcla de magmas sin relación genética, procedentes de diferentes magmas primarios.

ETAPAS DURANTE LA CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA.

Se puede hacer una separación en el proceso de cristalización:

A) Fase ortomagmática. Al descender la temperatura entre 600 -800 ºC cristalizan la mayoría de los minerales según las series de reacción ya descritas.

B) Fase neumatolítica o pegmatítica. Entre 400-600ºC cristalizan cuarzo y ortosa. Acaban formándose definitivamente las rocas con estos minerales, como las pegmatitas. Los volátiles mientras tanto, se acumulan en el fundido, penetrando como consecuencia de la presión en las zonas periféricas de la roca cristalizada, lo que provoca la aparición de yacimientos minerales neumatolíticos, por un lado, y provoca reacciones de tipo metasomástico por otro.

C) Fase hidrotermal. Entre 400-100ºC los volátiles penetran en las grietas depositando iones de gran tamaño (I, F, Cl….) que se acumularán en las pegmatitas o incluso podrán originar yacimientos metálicos de origen hidrotermal.


3. CRITERIOS DE CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS (IGNEAS).

Rocas ígneas o magmáticas son aquellas que se forman por el proceso de solidificación de los magmas. El primer criterio de clasificación está en función del lugar de emplazamiento de la roca, encontrándonos con tres casos diferentes:

  1. ROCAS PLUTÓNICAS. La solidificación se produce en el interior terrestre tras un lento enfriamiento.
  2. ROCAS FILONIANAS O SUBVOLCÁNICAS. La consolidación se produce en el interior de grietas o fracturas. El enfriamiento puede tener dos etapas, una lenta y otra rápida al instalarse en la grieta que rellenará.
  3. ROCAS VOLCÁNICAS. El magma alcanza la superficie y solidifica rápidamente por el brusco descenso de temperaturas.

Otros criterios de clasificación que pueden usarse son:

3.1 TEXTURA.

Los minerales constituyentes pueden aparecer con diferentes disposiciones, en virtud de la rapidez y tipo de enfriamiento.

La textura se aplica a las características de la roca debidas a las relaciones , al tamaño y a la forma de los cristales que la integran. La textura se puede analizar desde varios puntos de vista

  1. SEGÚN LA CRISTALINIDAD.

Holocristalina (totalmente cristalina)

Hipocristalina (parcialmente cristalizada)

Vítrea (no hay cristalización)

Perlítica (se fractura dando contornos circulares)

Esferulítica (existen incipientes crecimientos cristalinos en disposición radial)

  1. SEGÚN EL TAMAÑO DE LOS CRISTALES.

Fanerítica (granos mayores de 5mm y menores de 1mm) grano grueso, medio o fino.

Equigranular (cristales del mismo tamaño)

Granudas o pegmatíticas: típica de los granitos.

Microgranuda o aplítica: de grano más fino

Inequigranular(cristales de diferente tamaño)

Seriadas: Si entre el cristal mayor y el menor aparecen todos los tamaños intermedios posibles.

Porfídicas: Cuando grandes fenocristales están rodeados de vidrio o de microcristales.

Poiquilíticas: Cuando un cristal mayor incluye a otros menores.

Ofíticas o dibásicas: caso especial de poiquilíticas en el que el piroxeno incluye a plagioclasas.

Afanítica (No se reconocen los cristales por ser muy pequeños).

Microcristalina (identificables al microscopio petrográfico).

Criptocristalina (no identificables al microscopio petrográfico).

  1. SEGÚN LA FORMA DE LOS CRISTALES.

Roca Panidiomorfa: Presenta cristales regular, limitados por caras regulares.

Roca Panalotriomorfa: Presenta cristales irregulares, limitados por caras irregulares.

Roca subidiomorfa: Presentan cristales tanto regulares como irregulares, limitados por caras regulares e irregulares.

Roca Ameboides, dendríticas o plumosas: Los cristales presentan formas de corrosión, cristales muy aciculares y a veces muy ramificados.

  1. OTRAS TEXTURAS.

Zonado cristalino aparece si el cristal presenta bandas más o menos concéntricas debidas a inclusiones o cambios en la composición.

Coronas de reacción de minerales no identificables pueden aparecer alrededor de un cristal si éste reacciona con la matriz.

Textura pertítica se da cuando aparece un gran cristal de feldespato potásico con venillas o parches de plagioclasas que se han producido por fenómenos de exolución.

Textura rapakiwi es la que presentan algunos granitos con grandes cristales redondeados de feldespato potasio rodeados de plagioclasas. El caso contrario se llama antirapakiwi.

3.2 ESTRUCTURAS.

Se habla de caracteres estructurales cuando son macroscópicos y observables en muestra de mano.

La fluidal puede ser considerada como textura o como estructura debiéndose a la orientación provocada por un flujo de elementos alargados. La traquítica es una variedad de la anterior para rocas de grano fino en las que aparecen orientados cristales de feldespatos.

Los enclaves, también conocidos como gabarros, son inclusiones de fragmentos de otras rocas en una masa ígnea. En granitos son muy frecuentes los enclaves de composición más básica y color más oscuro. En las rocas volcánicas aparecen algunas estructuras típicas de este grupo, como son:

  • La vacuolar, rocas con gran cantidad de huecos producidos por desgasificación.
  • La amigdalar, si los huecos se han rellenado de productos secundarios.
  • La escoriácea, variedad de la vacuolar con morfologías muy irregulares.
  • La almohadilla, típica de las pilow-lavas de las erupciones submarinas.
  • Las piroclásticas, de fragmentos sueltos de diversos tamaños, aunque pueden cementar formando tobas volcánicas.
  • Las columnares, debidas a la formación de columnas de 4-6 caras por contracción de la lava al enfriarse coladas de gran espesor.

3.3 COMPOSICIÓN QUÍMICA.

Ultrabásicas < 45% Si02.

Básicas o alcalinas 45%-52% Si02.

Intermedias 52%-65% Si02.

Ácidas o toleíticas > 65% Si02.

3.4 COMPOSICIÓN MINERALÓGICA.

Leucocratos (colores claros): tectosilicatos como el cuarzo, ortosa, albita, anortita o los feldespatoides y filosilicatos como la moscovita.

Melanocratos (colores oscuros). Olivinos (neosilicato); piroxenos y anfíboles (inosilicatos) o biotita (filosilicato) son los más corrientes.

4. CLASIFICACIÓN.

4.1 ROCAS PLUTÓNICAS.

La IUGS clasifica estas rocas en función de su contenido en cuarzo, feldespatos alcalinos, plagioclasas y feldespatoides según un gráfico como el de la figura 5. Dentro de estas rocas las más importantes son:

Granito. Roca plutónica más abundantes, son rocas muy ácidas en las que predomina el cuarzo, ortosa, plagioclasa y biotita además de otros minerales accesorios.

Sienitas. Rocas sin cuarzo o con muy pequeñas cantidad. Pueden poseer feldespatoides y también tienen anfíboles y piroxenos. Suelen ser de color rosado.

Dioritas. Poseen mucha plagioclasa, especialmente anortita. Carecen de ortosa y cuarzo, lo que permite diferenciarlas del granito. Poseen colores oscuros debido a la presencia de minerales melanocratos.

Gabros. Se diferencian de las anteriores porque entre sus plagioclasas tienen más del 50% de anortita y, de visu, por un color prácticamente negro por la gran presencia de piroxenos y anfíboles.

Peridotitos. Son similares de visu a los gabros, aunque más verdosas por la mayor presencia de olivino. Cuando tienen más de un 90% de olivino se llaman dunitas, si tienen más de un 90% de hornblenda, se llaman hornblenditas y si tienen más de un 90% de piroxenos, se llaman piroxenitas.

4.2 ROCAS FILONIANAS.

La clasificación depende de la composición química y de la textura.

Aplitas. Rocas ácidas de grano muy fino formadas por cuarzo y feldespatos principalmente.

Pegmatitas. Rocas ácidas formadas por enormes cristales de cuarzo, feldespatos alcalinos y moscovita, contiene además minerales accesorios.

Pórfidos. Estructura porfídica típica. Composición similar a la de la roca con la que se relacione. Cuando su composición es básica y son de colores oscuros por la presencia de biotita, anfíboles piroxenos y olivino se denominan lamprófidos.

Diques de cuarzo. Son las rocas magmáticas más ácidas llegando a contener un 99% de cuarzo.

4.3 ROCAS VOLCÁNICAS.

La IUGS ha propuesto una clasificación similar a la de las rocas plutónicas, pero no siempre es posible aplicar esta clasificación, ya que en las rocas vítreas o criptocristalinas, no es posible la identificación de minerales, por lo que para estas se emplea el diagrama TAS (figura 6), basado en la composición en álcalis (Na2+O+K2O) y sílice.

En general podemos llamar vidrios volcánicos a los de textura vítrea, destacando entre ellos la obsidiana, compacta, oscura, de fractura concoidea y bordes cortantes.

Puede contener microcristales y fue adorada por las antiguas civilizaciones por lo que se la conoce como “vidrio de los dioses”.

La pumita o pómez clara y muy porosa, con una densidad bajísima y que por compactación se transformará en obsidiana, o la perlita, de color oscuro y textura perlítica al estar formada por especies de racimos de “perlas”, separadas por grietas de contracción.

Si son productos piroclásticos se les suele denominar en base a su tamaño, teniendo así las cenizas, por debajo de 0.0625mm, la puzolana entre 0.0625 y 2 mm, el lapilli entre 2 y 64 mm o las bombas por encima de ese tamaño.

Cuando estos depósitos piroclásticos están sueltos se les denomina con el nombre general de tefra y cuando están consolidados como rocas se les denomina tobas.

Entre las rocas porfídicas o microcristalinas destacan:

Basaltos: Son las rocas volcánicas más abundantes. La plagioclasa y el piroxeno son muy abundantes. De color oscuro y composición gábrica, se les puede asignas diferentes nombres en base a su textura y composición, así están los basaltos toleíticos, que son los más ácidos , sin olivino, mientras los otros que tienen bastante olivino son alcalinos. Si presentan feldespatoides se debe indicar al nombrarlos.

El toleítico se produce en las dorsales, mientras que el alcalino es más abundante en erupciones intraplaca.

Andesitas. Abundantes en bordes destructivos.

Riolitas.

Traquitas.

Fonolitas.

Foiditas.

Fuera del diagrama de la IUGS quedan las rocas ultramáficas con más de un 90% de máficos, como las picritas o basaltos picríticos y las Komatiitas, con gran cantidad de magnesio y cantidades variables de olivino.

5. FORMAS DE EMPLAZAMIENTO DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS.

5.1 ROCAS PLUTÓNICAS.

Se llaman también intrusitas por que el magma intruye en otras rocas y consolida entre ellas. El nombre general para una intrusión es de plutón, cualquier cámara magmática convertida en roca por enfriamiento. Entre los plutones destacan:

Batolitos, Stocks, Lopolitos y Lacolitos.

5.2 ROCAS FILONIANAS.

Aparecen en cuerpos tabulares o filones. Si son de muy pequeño espesor se les llama venas o vetas. Destacan los Sills y los Diques.

5.3 ROCAS VOLCÁNICAS.

Las estructuras típicas son los volcanes o edificios volcánicos, en los que el magma fluye desde la cámara magmática a través de una chimenea, saliendo a la superficie por un cráter. Si hay un colapso posterior del edificio pueden formarse enormes calderas volcánicas.

El magma puede cristalizar en la chimenea como diques o sills.

Al salir por el cráter el magma suele extenderse como coladas de lava, que al solidificar forman cuerpos tabulares y muy extensos, siendo estas acumulaciones más abundantes y que en algunas erupciones fisurales, han llegado a formar mesetas de más de medio millón de kilómetros como la del Deccan en la India.

Si el magma es viscoso, las burbujas de gases lo fragmentan y los trozos son lanzados al aire en forma de piroclastos, que , como se ha visto anteriormente reciben diversos nombres en función de su tamaño. Si la viscosidad es máxima, puede llegar a ocurrir que los volátiles no puedan escapar del magma y se acumulen hasta estallar, colapsando el edificio y formando una gran caldera, transportando en suspensión, a favor de las pendientes, fragmentos de magma semisólido, denominándose a las acumulaciones producidas por estas nubes ardientes, surges o coladas piroclásticas, que aparecen en las erupciones plinianas, equivalentes a fortísimas erupciones vulcanianas.

TIPOS DE EDIFICIOS VOLCÁNICOS.

  1. En escudo. Pendientes suaves. Formados casi exclusivamente por coladas. Propios de erupciones hawaianas, tranquilas, de magma muy fluido por ser muy básico.(Kilauea, Maunaloa).
  2. Estratovolcán o volcán compuesto. Como en el que alternan coladas de lava on capas de piroclastos, propios de las erupciones estrombolianas, moderadamente fluidas (Teide, Stromboli, Fuji-Yama).
  3. Cono de escorias, piroclastos o cenizas. Formado sólo por piroclastos. Se dan bajo una erupción vulcaniana, explosiva y de magma viscoso (Vulcano, Etna).
  4. Domos. El magma es tan ácido y viscoso que no llega a salir de la chimenea.. Pueden originar nubes ardientes. A veces el magma sobresale de la chimenea en forma de pitón, típico de erupciones peleanas (Mont-Pelé, en la Martinica).

Pueden ser endógenos, en los cuales sale el material ya solidificado, como es el caso de montaña rajada., o bien exógenos, en los cuales el material que sale es tan viscoso que se acumula en el cráter llegando a alcanzar en ocasiones alturas y tamaños superiores a los del volcán, como es el caso de la fortaleza de chiupude.

Las dorsales oceánicas y las mesetas de basalto procedentes de erupciones fisurales son otras acumulaciones de material volcánico.

  1. TIPOS DE YACIMIENTOS MAGMÁTICOS.

Un yacimiento mineral es un agregado de sustancias minerales, que aparece en la corteza y es susceptible de explotación económica. Presentan por tanto concentraciones muy superiores a la media de la corteza en algún elemento.

En los procesos magmáticos, la acción de los magmas sobre las rocas encajantes puede permitir el enriquecimiento mineral o químico. Distinguiremos tres tipos de yacimientos:

  1. Yacimientos ortomagmáticos. Minerales que cristalizan a más de 600ºC.
  2. Yacimientos neumatolíticos. Debidos a la acción de soluciones magmáticas y gases entre 400-600ºC en las fisuras de las rocas.
  3. Yacimientos hidrotermales. Formados por la actividad de soluciones acuosas entre 100-400ºC. Se acumulan como filones o impregnaciones. En esta franja de temperaturas se forman algunas de las más importantes acumulaciones minerales de interés económico, como la galena, la pirita, la calcopirita, la blenda y la siderita entre otras.

7. VULCANISMO.

Los volcanes son la manifestación externa de un proceso interno: el ascenso de magma a la superficie, una mezcla de roca fundida, gases y fragmentos sólidos, que se encuentra en algunas zonas de la litosfera, a una temperatura de entre 700 y 1200ºC. Es el material que, por enfriamiento y consolidación, da lugar a las rocas ígneas.

Llamamos actividad volcánica a todas aquellas manifestaciones relacionadas con los volcanes. Comprende no sólo las conocidas erupciones, sino también fenómenos menos impresionantes como las fumarolas (emisión de gases) o los géiseres (chorros de vapor de agua que salen intermitentemente de una grieta).

La actividad de los volcanes es muy variable, habiendo volcanes tremendamente activos que entran con frecuencia en erupción, mientras que existen otros mucho menos activos que alternan periodos de reposo o actividad atenuada con otros de erupciones más o menos intensas. Al igual que los terremotos, la actividad volcánica se puede explicar por la dinámica de la litosfera (tectónica de placas). Los volcanes y los fenómenos asociados a ellos son mucho más abundantes en las zonas de contacto entre placas. Se estima que de todos los volcanes del planeta, un 95% están relacionados con bordes de placa y sólo un 5% se encuentran en zonas intraplaca.

7.1 ESTRUCTURA VOLCÁNICA DE LAS ISLAS CANARIAS.

Las islas están formadas por dos complejos distintos:

Complejo basal de origen submarino. Constituye la corteza oceánica y está formado por numerosas coladas basálticas superpuestas (pillowlavas), intercaladas con sedimentos oceánicos marinos (turbiditas), que forman la base submarina de las islas y que sólo aflora en la isla de La Palma, Gomera y Fuerteventura. La edad es muy variable de una isla a otra y va del Cretácico inf. al Mioceno medio. Estos complejos están a su vez atravesados por numerosos diques e intrusiones plutónicas máficas y ultramáficas.

Edificios volcánicos de origen subaéreo. Son producto de las erupciones volcánicas que se inician en el Mioceno y continúan en la actualidad y que han ido edificando las distintas islas tal como las vemos hoy. Los edificios volcánicos subaéreos se apoyan sobre los complejos basales con discordancia angular y erosiva.

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La mayor envergadura de las islas de Tenerife y Gran Canaria podría indicar unas condiciones en profundidad favorables a la generación y ascenso de magmas. Dentro de estas erupciones subaéreas se distinguen dos etapas clara” diferenciadas:

Etapa de tipo fisural. Predominan las efusiones basálticas alcalinas muy voluminosas y la formación de volcanes en escudo. Durante el Mioceno, las erupciones subaéreas, tienen marcado carácter fisural y dan lugar a importantes volúmenes de materiales fluidos que forman en armazón de casi todas las islas (macizos antiguos), con excepción de El Hierro y los islotes que son esencialmente del Cuaternario. Estas estructuras han sufrido por lo general un intenso desmantelamiento.

Etapa de tipo puntual. Adquieren un gran desarrollo los términos intermedios y muy diferenciados y la formación de edificios cónicos típicos. Las manifestaciones volcánicas más recientes son casi todas basálticas y suelen estar bien conservadas formando conos de escorias aislados o agrupados en los denominados “campos de volcanes”, a excepción del estrato-volcán Teide-Pico Viejo que con una altura de 3.718 m se ha formado por el apilamiento de coladas y piroclastos en la Caldera de las Cañadas.

El vulcanismo se mantiene activo en el archipiélago, de forma que en las islas se contabilizan un total de 14 episodios eruptivos desde finales del s. XV. Los materiales emitidos en estas erupciones han cubierto amplias superficies, se han canalizado por algunos barrancos y en ocasiones, al alcanzar el mar, han modificado la línea de costa.

7.2 FORMAS DE MODELADO

Las formas de modelado de las Islas Canarias están influencias principalmente por las estructuras volcánicas, su litología y el clima. La combinación de los distintos factores ha dado lugar a una evolución morfoclimática especial, donde aparecen estructuras como calderas, barrancos, glacis, terrazas, acantilados, etc.

Por otra parte, el modelado litoral es muy intenso, aunque en algunas zonas las erupciones hayan interferido con éste. Las costas aparecen definidas por grandes acantilados labrados sobre antiguos macizos y playas (menos numerosas) que suelen disponerse en la desembocadura de los barrancos, a excepción de las de Lanzarote, Fuerteventura y Gran Canaria, islas en las que la plataforma litoral que las rodea ha permitido la acumulación de arenas de origen marino.

PROFUNDIDAD VISCOSIDAD EXPLOSIVIDAD PIROCLASTOS CONO LAVA

                   
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ÁCIDAS aa

                   
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BÁSICAS pahoehoe

Terminología del vulcanismo.

Almagre: Suelo que ha sido quemado por el paso de una colada. Separa erupciones acaecidas en diferentes momentos y su grosor puede dar una indicación del tiempo transcurrido entre las erupciones; se llaman suelos rubefactados o quemados y son materiales impermeables

Géiseres: Chorros de vapor de agua que salen de manera intermitente a través de grietas, debido a la presencia de residuos magmáticos inferiores.

Azulejos: Suelo impregnado de sales que han ascendido, con vapores de agua, en la fase hidrotermal (volcanismo residual), dependiendo de la composición aparecen unos u otros colores al precipitar. Un ejemplo lo tenemos en Las Cañadas del Teide y otro en Gran Canaria.

Bolas de acreción: Son fragmentos de lava que ruedan sobre las coladas y que van aumentando su tamaño. Se encuentran al final de las coladas, como son los “huevos del Teide”.

Hornitos: Son zonas de la colada que acumulan mucho gas y este sale cuando la lava está parcialmente solidificada formando estas estructuras características a modo de pequeños hornillos.

Lahar: Son coladas de fango que se producen como consecuencia del súbito calentamiento y posterior fusión de la nieve presente en las laderas del volcán, ejemplos son las producidas en los montes Nevado del Ruiz, en Colombia. En el caso del Pinatubo, en Filipinas, se debió a una tormenta con fuertes precipitaciones.

Pitón: Son chimeneas ocupadas por la lava que quedan al descubierto a consecuencia de los procesos de erosión..

Roque: Material rocoso que sobresale en el paisaje. Los roques pueden tener orígenes diversos. Como ejemplos, Los Roques de Salmor, en El Hierro, son restos de coladas, al igual que el de Garachico, en Tenerife y el Dedo de Dios, en Gran Canaria; los roques de Anaga, en Tenerife, son chimeneas volcánicas, al igual que “La Catedral” en as Cañadas del Teide. En todos los casos, se originan por erosión diferencial.