mapeo en terrenos volcanicos
TRANSCRIPT
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
1/52
Mapeo en
TerrenosVolcnicos
Presentado por:Dr. Leandro EchavarriaColorado School of Mines
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
2/52
1
NOTAS DEL CURSO DE MAPEO EN TERRENOS VOLCNICOS
Leandro Echavarria
NDICE
Introduccin 2Dos categoras texturales mayores 2
Lavas, intrusiones sin-volcnicas y depsitos volcaniclsticos relacionados 4Flujos lvicos y domos silcicos en vulcanismo subareo 4
Flujos lvicos bsicos subareos 6Lavas andesticas 6Clasificacin de rocas volcnicas 7
Lavas e intrusivos (mtodo de clasificacin y descripcin) 8Depsitos piroclsticos, sedimentario volcanognico y volcaniclstico resedimentado 10
Clasificacin gentica de depsitos volcaniclsticos 10
Componentes principales de los depsitos volcaniclsticos 11Transporte y depositacin de partculas volcaniclsticas 11
Depsitos de movimiento en masa y flujo en masa 11Depsitos primarios de flujos piroclsticos 11
Flujos en masa volcaniclsticos 16Depsitos volcaniclsticos de corrientes de traccin 18Depsitos volcaniclsticos en suspensin 20
Clasificacin de rocas volcaniclsticas 22Propiedades descriptivas importantes en rocas volcaniclsticas 24
Depsitos volcaniclsticos (mtodo de clasificacin y descripcin) 26El concepto de facies 28
Modificacin de las facies 29Anlisis de facies 30Tcnica de mapeo grfico 31
Modelo de facies 35Alteracin 37Terminologa utilizada en sucesiones volcnicas 38
Calderas 41Domos 45
Bibliografa 47
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
3/52
2
INTRODUCCION
El desarrollo de las caractersticas texturales de las rocas en terrenos volcnicos se debe a
tres principales factores:1. Creacin de la textura original, por procesos de erupcin y emplazamiento.
2. Modificacin de la textura original debido a procesos sin-volcnicos (oxidacin,desgacificacion, hidratacin, desvitrificacin a altas temperaturas, alteracinhidrotermal).
3. Modificacin de las texturas originales debido a procesos post-volcnicos (hidratacin,desvitrificacin, alteracin hidrotermal, diagnesis, metamorfismo, deformacin,
meteorizacin).
La creacin de la textura original est relacionada con el estilo de erupcin que puede ser
EXPLOSIVO o EFUSIVO. Las erupciones explosivas producen gran variedad de depsitospiroclsticos. Erupciones efusivas producen flujos lvicos y domos lvicos que comprenden
facies coherentes y autoclsticas.
Otra categora de depsitos volcnicos comprende los emplazamientos sin-volcanics de diques,filones capa, criptodomos.
En general, los depsitos volcnicos son afectados por procesos no volcnicos, quepueden ser sincrnicos o posteriores al vulcanismo como la meteorizacin y resedimentacin
que lleva a la formacin de depsitos volcaniclsticos secundarios. Los depsitos nomodificados, piroclsticos o autoclsticos, se denominan primarios.
La identificacin e interpretacin de texturas volcnicas involucra una serie deprocesos, tanto volcnicos como sedimentolgicos.
Criterios a tener en cuenta para realizar una buena descripcin sistemtica y mejorar las
interpretaciones:1. Uso de terminologa apropiada y unificada.2. Mapeo de afloramientos y testigos de pozo por medio de columnas grficas (graphic
log).3. Identificacin de las texturas originales (diferencindolas de las texturas adquiridas por
alteracin, deformacin, etc.)
4. Reconocimiento de las texturas y estructuras diagnsticas de procesos deemplazamiento (por ejemplo diferenciar facies lvicas de depsitos piroclsticos)
5. Reconocimiento en afloramiento de caractersticas diagnsticas de ambientesdeposicionales (ejemplo diferenciar subcueo de subareo)
Dos categoras texturales mayores
?? Volcaniclstica: todo depsito compuesto predominantemente por partculas ofragmentos volcnicos. Las partculas pueden ser de cualquier forma y tamao. Estasubdivisin textural incluye a las rocas piroclsticas, autoclsticas y sedimentos
volcnicos redepositados.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
4/52
3
?? Coherente: textura formada directamente por enfriamiento y solidificacin de lava omagma.
El primer paso para avanzar correctamente en la descripcin y clasificacin de una rocavolcnica es decidir si es coherente o volcaniclstica.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
5/52
4
LAVAS, INTRUSIONES SIN-VOLCNICAS Y DEPSITOS VOLCANICLSTICOSRELACIONADOS
Erupciones efusivas generan flujos lvicos o domos. En la mayora de los casos, losflujos lvicos y las intrusiones sin-volcnicas estn formados por facies coherentes y
autoclsticas. Las facies coherentes consisten en lava o magma solidificado, con texturasporfricas, africas, con pasta vtrea, criptocristalina o afantica.
Procesos autoclsticos de fragmentacin no explosiva generan cantidades significativas
de autobrechas e hialoclastitas.
Autobrecha: fragmentacin no explosiva de lava durante su fluencia. En general, losbordes de la lava, que estn mas fros, forman una capa rgida que durante el flujo se rompe yse incorpora al resto de la lava. El resultado final es un flujo lvico formado por una parte
central de textura coherente, con bordes superior e inferior con autobrechas. Las autobrechasestn formadas por bloques o clastos de lava de distintas formas, son tpicos los clastos
pumceos y bandeados. Los agregados son monolticos, clasto sostn, con escasa matriz,
pobremente seleccionados, y gradan a lava con textura coherente, pasando por texturas enrompe cabezas.
Rocas de talud: fragmentos de rocas que se acumulan en la base de acantilados. Enterrenos volcnicos las rocas de talud se asocian a frentes y mrgenes empinados de flujoslvicos, domos, paredes de calderas, etc. Los fragmentos derivados de lavas suelen ser de grantamao, angulares, y los depsitos son clasto sostn y macizos o pobremente estratificados.
Hialoclastitas:son agregados clsticos formados por fracturacion no explosiva debidoa enfriamiento y contraccin de lavas e intrusiones. Afecta a todos los rangos composicionales.Principalmente en efusiones subacuticas, o subareas que penetran en un cuerpo de agua. Los
clastos formados son angulosos, con grandes variaciones de tamao (
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
6/52
5
los contactos basales y del frente de flujo, las foliaciones disminuyen progresivamente suinclinacin.
Los flujos y domos silcicos subareos muestran diversas texturas y estructuras:
distribucin de texturas coherentes y autoclsticas variable, vesculas con variaciones en eltamao y abundancia, actitud de la foliacin por flujo variable; adems, generalmente muestran
procesos de desvitrificacin, recristalizacin e hidratacin. En general, los flujos y domosposeen una parte cuspidal, basal y marginal formada por autobrechas.
Los flujos y domos silcicos subareos suelen estar asociados a depsitos pumceos y
de cenizas co-magmticos producto de erupciones explosivas. En muchos casos, las erupcionesexplosivas preceden a la efusin lvica; sin embargo, tambin son comunes durante e
inmediatamente posterior a las efusiones.
Los flujos y domos silcicos subareos tambin
estn asociados a depsitos clsticos generados porcolapso gravitacional, como las brechas de talud que seacumulan en los frentes del flujo y en las mrgenes del
domo, durante y despus del emplazamiento.Las autobrechas y las estructuras superficiales
poseen un bajo potencial de preservacin, mientras queel vidrio tiende a ser reemplazado por un mosaicocuarzo-feldesptico fino. Por ello, las lavas silcicas de
cierta antigedad tienden a estar formadas por texturascoherentes, no vesiculares, y con facies esferulticas, micropoikilticas o granofricas.
resedimentado
autobrecha
Lavas
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
7/52
6
Flujos lvicos bsicos subareos
Dos tipos de lujos bsicos: aa y pahoehoe.Poseen grandes volmenes y ocupan grandes
superficies.Flujos tipo aa generan superficies de bloques
angulosos, sueltos y escoriceo.
Flujos pahoehoe estn caracterizados porsuperficies suaves, lobuladas, que pueden estar plegadas
y retorcidas
Lavas andesticas
Las lavas andesticas poseen caractersticas intermedias entre las cidas y bsicas.
Pueden fluir varios kilmetros desde el centro de origen, pero tambin forman comnmentedomos y flujos cortos y potentes. Pueden desarrollar disyuncin columnar o prismtica,
perpendicular a la superficie de enfriamiento. En ocasiones estn relacionadas a espordicoseventos explosivos.
autobrecha
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
8/52
7
Clasificacin completa de rocas volcnicas en un diagrama QAPF (cuarzo-feldespatoalcalino, plagioclasas y feldespatoides)
Cuarzo
PlagioclasasFeldespatoAlcalino
Feldespatoides
60
20
10
60
90
35 65 9010
RiolitaRiodacita
Dacita
Andesita
cuarzosaAndesitaLatita
Latita
cuarzosaTraquita
Traquita
cuarzosa
TraquitaFeldespat
LatitaFeldespatoide
Mugearita
Toleitacuarzosa
Basalto y Toleita (Alto Al)
Basalto y Hawaita (alcalinos)
Basanita y Tefrita
Basanita yTefritafonolitica
Fonolitatefritica
Fonolita
Foiditatefritica
Foiditafonolitica
Foidita (analcimita, nefelinita, leucitita)
Traquitaalcali-cuarzosa
Traquitaalcalina
Traquitaalcalinafeldespatiode
PantelleritaComendita
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
9/52
8
LAVAS e INTRUSIVOS
1. Composicin
a. Estimacin basndose en fenocristales
?? Riolita:Feldespato potsico cuarzo ( plagioclasa pobre enCa, biotita, anfboles, piroxenos, fayalita)
?? Dacita: Plagioclasa biotita, anfboles, piroxenos, cuarzo (Feldespato potsico)
?? Andesita: plagioclasa biotita, anfboles, piroxeno (olivinas)
?? Basalto: Piroxeno + plagioclasa rica en Ca, olivinas.
b. En muestras afanticas, estimacin basada en el color:
Riolita (?), dacita (?): gris claro, rosado, cremoso, verde claro.
Andesita (?) basalto (?): gris oscuro, azul oscuro, verde oscuro, rojo
oscuro.
2. Estructuras
?? Maciza
?? Flujos: foliado, bandeado, laminado
?? Disyuncin: Columnar, radial columnar, concntrica, en bloques,
prismtica, en plato.
??Vesicular, amigdaloide
?? En almohadilla o seudo almohadilla
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
10/52
9
3. Texturas
?? Porfrica:Fenocristales:
Tipo: (composicin: cuarzo, piroxeno, etc.)Abundancia: pobre, moderado, abundante
Tamao: fino (5mm)Pasta: Vtrea, criptocristalina, microcristalina, cristales muy finos
?? Afantica: uniformemente microcristalina
?? Africa: sin fenocristales
?? Vtrea: compuesta por vidrio volcnico
?? Esferultica, microesferultica
4. Alteracin
?? Mineraloga: clorita, sericita, slice, pirita, carbonatos, hematita, etc.
?? Distribucin: diseminada, en ndulos, en puntos, en parches.
Combinacin descriptiva ideal:
1 2 3 4Composicin Estructura Textura Alteracin
Ejemplo:
Riolita laminada con abundantes fenocristales grandes de cuarzo y alteracinserictica.
Mnimo: 1 + 21 + 3
1 + 4
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
11/52
10
DEPSITOS PIROCLSTICOS, SEDIMENTARIO VOLCANOGNICO YVOLCANICLSTICO RESEDIMENTADO
Los depsitos volcaniclsticos primarios involucran procesos volcnicos de formacin,transporte y depositacin de clastos. Esos clastos originados y depositados en principio por
procesos volcnicos pueden ser rpidamente resedimentados, o erosionados y re-trabajados conposterioridad por procesos superficiales no volcnicos, formando una gran variedad dedepsitos resedimentados o volcanognicos sedimentarios.
Estudios en depsitos volcaniclsticos:1. Proceso de formacin de los clastos: puede determinarse a partir de la textura y
de la composicin, forma y tipo de clasto.2. Proceso de transporte y depositacin de los clastos: Sobre la base de litofacies
(geometra y forma de los estratos, contactos, estructuras, organizacin interna,
relacin con las unidades contiguas)3. Procesos sin-volcnicos posteriores al emplazamiento (soldamiento,
desvitrificacin a altas temperaturas, hidratacin, cristalizacin, alteracin
diagentica e hidrotermal)
Dicha informacin es til para resolver:1. Distinguir entre las diferentes categoras genticas de depsitos volcaniclsticos
2. Establecer el ambiente deposicional3. Establecer la proximidad de los depsitos con relacin al rea de origen4. Establecer el carcter, composicin y estilo de la fuente volcnica.
Clasificacin gentica de depsitos volcaniclsticos
Se clasifican sobre la base de los procesos de formacin, trasporte y depositacin de clastos:
Autoclsticos:depsitos volcaniclsticos primarios formados por partculas generadas in situ,por fragmentacin no explosiva de lava o magma.Piroclsticos: depsitos volcaniclsticos primarios formados por partculas generadas porerupciones explosivas y depositados por procesos volcnicos primarios (cada, flujo, surge)Volcaniclstico resedimentado contemporneo con la erupcin: depsitos volcaniclsticosformados por resedimentacin rpida de partculas piroclsticas o autoclsticas.
Sedimentarios volcanognicos:agregados volcaniclsticos que contienen partculas derivadasde depsitos volcnicos preexistentes y que fueron sujetas a considerable retrabajo, y/o fueron
redepositados mucho tiempo despus de la erupcin.
Componentes principales de los depsitos volcaniclsticos:
Los depsitos piroclsticos estn compuestos por piroclastos, que es el trmino utilizado para
cualquier fragmento generado por una explosin volcnica o erupcin. Los piroclastos puedenser de cualquier tamao.El trmino colectivo para todos los depsitos piroclsticos es Tefra.
Tres tipos de componentes principales:
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
12/52
11
1. Fragmentos juveniles: son fragmentos del magma que se est eruptando. En general sonvitroclastos.
?? Escoria: vidrio volcnico muy vesicular de composicin intermedia a bsica.
?? Pmez: vidrio volcnico muy vesicular (puede o no tener cristales). Composicin cida
?? Trizas vtreas: partculas angulosas de tamao ceniza. Generalmente resultado de la
fragmentacin explosiva de pmez.2. Cristales (o cristaloclastos): cristales libres o fragmentos angulares de cristales que sonliberados del magma porfrico durante la explosin.3. Fragmentos lticos (o litoclastos):pueden ser fragmentos juveniles no vesiculares (lticoscognatos), o pedazos de rocas de caja arrancadas durante la erupcin (lticos accesorios oxenolitos)
Transporte y depositacin de partculas volcaniclsticas
Tres categoras de procesos de transporte:1. Transporte de flujo en masa: grupos de clastos o clastos + fluido (aire, agua, gas
volcnico) se mueven juntos e interactan.
2. Transporte tractivo: clastos estn atrapados en el fluido en movimiento y se comportanindependientemente.
3. Transporte en suspensin: los clastos estn totalmente suspendidos en el fluido.
DEPSITOS DE MOVIMIENTO EN MASA Y FLUJO EN MASA
Los flujos en masa volcaniclsticos pueden ser muy mviles y transportar partculas por
grandes distancias. En general, ocurre poca modificacin textural, por lo que la forma y tamaode las partculas reflejan procesos de formacin de clastos.Depsitos primarios de flujos piroclsticos:Los flujos piroclsticos son dispersiones altamente concentradas de gas-partcula, calientes,muy mviles, originados por erupciones volcnicas. Las partculas son piroclastos formados
por desintegracin explosiva del magma y roca de caja.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
13/52
12
Origen de los flujos piroclsticos:1. Relacionados a extrusiones de flujos
lvicos y domos (A), por colapso
gravitacional, o relacionados aerupciones explosivas que acompaan
a la extrusin de domos. Dichos flujosse denominan: flujos de bloques ycenizas o nubes ardientes, y los
depsitos: depsitos de flujos debloques y cenizas o depsitos de
avalanchas calientes.2. Por colapso vertical de columnas
eruptivas explosivas (B). En
vulcanismo tipo vulcaniano, conproduccin de pequeos volmenes de
flujos de escoria y ceniza, los depsitos
se denominan: depsitos de flujo deescoria y cenizas. Mientras que en
vulcanismo tipo pliniano se generanflujos piroclsticos voluminosos cuyos
depsitos se denominan ignimbritas.3. Por flujo directamente del crter del
volcn (C).
Caractersticas de los depsitos de flujo
ComponentesPredominan los piroclastos magmticos
juveniles, como pmez, escoria, trizas, cristaloclastos, tambin puede haber lticos
(provenientes del magma o roca de caja).Pueden ser de composicin variada, los ms voluminosos son riolticos o dacticos, mientras
que los depsitos de menor volumen son dacticos o andesiticos (los baslticos son pococomunes).
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
14/52
13
Tipo de depsitosDepsitos de flujo de bloques y ceniza:bloques lticos angulosos, poco vesiculares, algunoscon fracturas radiadas de enfriamiento. La matriz es de ceniza (trizas angulosas). Soldamientomuy poco comn. Los clastos son todos del mismo tipo de magma (depsitos monolticos).
Pueden presentar gradacin inversa, y contenerestructuras de escape de gases. En generalasociados con flujos lvicos y domos andesticos,
dacticos y riolticos, principalmente en volcanescompuestos y calderas.
Depsitos de flujo de escoria y ceniza:depsitos no seleccionados, controlados por latopografa, compuestos por lapilli escoriceo
andestico o basltico. Soldamiento comn.Gradacin inversa de los clastos mayores.
Estructuras de escape de gas y madera
carbonizada.Ignimbritas o depsitos de flujo pumceos:lapilli y bloques pumceos, trizas ycristaloclastos, tambin litoclastos subordinados.
Amplio rango de soldamiento y texturas dedesvitrificacin y recristalizacin. Fragmentospumceos mayores pueden estar inversamente
gradados, mientras que los clastos lticos estnnormalmente gradados. Poseen estructuras de
escape de gas, madera carbonizada. Relacionadosa calderas.
Textura y organizacin interna de lasunidades deposicionalesLos depsitos de flujo piroclstico son, engeneral, muy poco seleccionados. Piroclastos detamao lapilli y bloques estn dispersos en una
matriz tamao ceniza (que puede estar algogradada). Los cristaloclastos euhedrales son
abundantes. Los fragmentos mayores suelen estarredondeados debido a abrasin durante el flujo.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
15/52
14
Facies
1. Depsito relativamente homogneo, con suave gradacin normal de lticos y gradacin
inversa de pmez o escoria. Algunos depsitos poseen una zona definida rica en pmezo escoria gruesa en el techo de la zona 2b. La capa 2a suele estar desprovista de clastos
gruesos.2. Depsito estratificado con subdivisiones.
Ambos tipos pueden estar asociados a depsitos de ceniza de cada(3), que slo se preservaexcepcionalmente. La capa 1 es el surge basal, con alto contenido ltico y clara estructura
interna.
Soldamiento, desvitrificacin y cristalizacinEl soldamiento es la fusin y deformacin plstica de piroclastos calientes de baja viscosidad(principalmente pmez, escoria y trizas) donde los poros son eliminados y el agregado
piroclstico original es transformado en una roca relativamente densa.La compactacin por soldamiento resulta en una foliacin aproximadamente paralela a la
estratificacin, definida por pmez o escoria aplastada, lenticular (fiamme) y matrizvitroclstica (textura eutaxtica). Condicionantes del soldamiento: temperatura delemplazamiento, composicin y espesor del depsito. Los depsitos pueden ser totalmente
soldados, completamente no soldados o mostrar una zonacin en el grado de soldamiento.Desvitrificacin: los piroclastos juveniles estn formados por vidrio. Dichos componentes
inicialmente vtreos, pueden cristalizar o desvitrificarse, poco despus del emplazamiento. Endepsitos silceos, cristobalita y feldespato alcalino de grano fino cristalizan reemplazando alvidrio. En algunos casos se forman esferulitas, litofisaes y texturas micropoikiliticas.
Cristalizacin en fase vapor: crecimiento de minerales de grano fino en los poros de losdepsitos no soldados o poco soldados. Los piroclastos son cementados formando una roca
compacta.
Grado
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
16/52
15
Trmino descriptivo que se refiere al estado de soldamiento.Depsitos de flujo piroclstico de extremadamente alto grado: soldamiento extremo, en partepuede ser texturalmente indiferenciable de flujos lvicos.
Depsitos de flujo piroclstico de alto grado o reomrficos: predominantemente soldados, consectores muy soldados.
Depsitos de flujo piroclstico de grado moderado: poseen zonas soldadas, poco soldadas y nosoldadas.Depsitos de flujo piroclstico de bajo grado: completamente no soldado.
Geometra y relacin de aspectoEn general, los flujos piroclsticos se acomodan a la topografa, es decir que son potentes enlos bajos topogrficos y se adelgazan en las zonas altas.
Relacin de aspecto:relacin entre espesor y extensin lateral.Baja relacin: depsitos muy delgados y extensos (Ej: 1/70000), formados a partir de flujos de
alta velocidad. Se reconocen dos facies mapeables:Rellenos de valles: depsitos relativamente gruesos, macizos o gradados, con superficie
superior plana.Depsitos de altos topogrficos: depsitos delgados, sin clastos gruesos.Alta relacin: potentes y de extensin restringida (Ej: 1/400), formados a partir de flujos de
baja velocidad.
Dimensiones de los flujos piroclsticosMenores de 1 km3 (depsitos de flujo de escoria y ceniza), a 3000 km3. Depsitos pumceos(ignimbritas) de grandes volmenes (>10 km3) son en general silceos.
Distancia que recorre el flujo: desde pocos kilmetros a 100 km.Espesor de los depsitos: flujos piroclsticos individuales desde menos de 1 metro a algunasdecenas de metros. Para flujos compuestos los espesores van desde pocos metros a cientos de
metros.
Variaciones texturalesAl estar influenciados por la topografa, no siempre las partes ms delgadas son las msdistales. Sin embargo, en reas de poco relieve, los depsitos disminuyen su espesor al
aumentar la distancia con el origen.Los piroclastos livianos (Ej: pmez) no varan de tamao con la distancia. Lo mejores
indicadores son los litoclastos, que disminuyen su tamao y abundancia con la distancia.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
17/52
16
Zonacin composicionalLa variacin composicional refleja zonacin composicional del magma. La variacin puede ser
conspicua (Ej: de riolita a basalto), o puede ser suave, adems puede ser transicional o decontactos netos.
Importancia de los depsitos de flujoSon importantes para reconstruir el ambiente deposicional. Estn prcticamente restringidos al
ambiente subareo.Ignimbritas silceas voluminosas parecen estar asociadas a calderas. Ignimbritas silceas muy
potentes (ms de algunos cientos de metros), soldadas y desvitrificadas son comunes (aunqueno exclusivas) de ambientes de intracaldera.Muchos depsitos poseen claras evidencias de origen primario: soldamiento, cristalizacin
granofrica, desvitrificacin esferultica o litofisae, fracturas perlticas, estructuras de escape degas, disyuncin columnar, etc. Sin embago, depsitos no soldados suelen ser similares a
depsitos de flujo piroclstico cueos y difcil de asignarles un origen primario o secundario.
Flujos en masa volcaniclsticos, producidos por gravedad y soportados por agua
Los tipos de flujos en masa ms importantes en ambientes volcnicos son: turbiditas, flujos dedetritos y flujos de granos. Los flujos en masa que involucran flujos de granos, deslizamientos,avalanchas, debidos a la accin de la gravedad sobre depsitos inestables son comunes en
ambientes volcnicos.
TurbiditasSon corrientes turbulentas subcueas.
Flujos de barroMezcla de sedimento y agua, altamente concentradas y poco seleccionadas. Las partculas finas
(tamao arcilla) en suspensin crean un agua barrosa, espesa. Cuando los flujos dejan demoverse se congelan en masa, preservando las caractersticas que tena el flujo.
Flujos de detritos volcaniclsticosDominan las partculas volcaniclsticas, generalmente pobres en partculas tamao arcilla. Son
depsitos poco seleccionados con partculas desde arcillas hasta bloques. Pueden ser tantomatriz sostn como clasto sostn, sin gradacin, con contactos basales netos, perogeneralmente no erosivos. Potencias variables (de 1 m a ms de 100 metros). Pueden ser difcil
de distinguir de ignimbritas no soldadas o de flujos piroclsticos de bloques y cenizas.
LaharesSon flujos rpidos saturados de agua. Tienen las caractersticas de los flujos anteriores.Algunos lahares se forman directamente por erupciones volcnicas, ejemplo: erupciones a
travs de un lago en el crter, flujos piroclsticos que entran en ros, o interaccin de laerupcin con nieve. Estos tipos de lahares contienen clastos magmticos juveniles calientes
(bombas, escorias, pmez, etc.). Otras causas de lahares son las lluvias fuertes y los terremotos.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
18/52
17
Depsitos volcaniclsticos por flujosde granosEs el deslizamiento de granosindividuales, pendiente abajo debido a
la accin de la gravedad. Se genera unacomodamiento de los granos enposiciones ms estables, con ngulos
de reposo ms bajos, en ambientessubareos el ngulo de reposo de las
partculas tamao arena es de 30 a 35grados. Estn caracterizados porestratos finos, comnmente
lenticulares y con ngulos de
inclinacin originales elevados.
Poseen gradacin inversa y sonclasto sostn.
Deslizamientos y avalancha de detritos volcnicosSon movimiento de detritos generados por gravedad.
Los deslizamientos son movimientospendiente abajo, generados por la gravedad,
de un cuerpo de roca o sedimento, a lo largode un plano de cizalla basal. Pueden serpequeos o incorporar grandes volmenes
de roca. En el interior del cuerpo de rocapuede haber deformacin como fallas,
pliegues, cizalla.La avalancha de detritos es un movimientorpido de mezclas no seleccionadas de
sedimento y roca. Los depsitos deavalanchas son no estratificados, no
gradados, y pobremente seleccionados, conclastos desde pocos centmetros hastadecenas de metros. En general son
polimcticos, aunque en pequeos
afloramientos puede dominar una sola clasede clasto.
Depsitos de flujos de granos: A. Depsito de flujo degranos finamente estratificado con gradacin inversa einclinacin original elevada. B. Depsito de flujo grueso,
con gradacin inversa.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
19/52
18
Proceso caractersticas Depsitos
Cada de rocas Depsitos de talud
Deslizamiento Depsitos de avalancha de
detritos
Flujo de detritos Depsitos de flujo de detritos
Flujo de granosFlujos fluidizadosFlujos licuefactados
Depsitos de: Flujo de granosFlujos fluidizadosFlujos licuefactados
Turbiditas Turbidita
DEPSITOS VOLCANICLSTICOS DE CORRIENTES DE TRACCIN
Estructuras sedimentarias de traccin: ondulitas, ndulas de arenas y dunas. Internamente
consisten en estratificacin cruzada con sets inclinando corriente abajo. Con incremento de laenerga se forman capas planas y antidunas (inclinan corriente arriba).
Los depsitos presentan estructuras internas, partculas redondeadas y buena seleccin.
Los depsitos generados por el viento y los surge estn restringidos al ambiente subareo.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
20/52
19
Surges piroclsticosSon flujos diluidos, en los que las partculas van inmersas en gas turbulento. Relacionados a
explosiones freatomagmticas y freticas, y a emplazamientos de flujos piroclsticos.En general se adelgazan en los altos y engrosan en los bajos topogrficos. Son estatificados,
con estructuras internas unidireccionales(dunas, estratificacin entrecruzada). Sonmejor seleccionados que los depsitos de
flujo, pero no tan seleccionados como losdepsitos de cada. Comparados con los
depsitos de flujo piroclstico, los surgeestn empobrecidos en partculas finas, ylos piroclastos mayores a lapilli son raros.
La estratificacin est muy biendesarrollada. Dunas y estratificacin cruzada estn presentes cerca del centro efusivo, mientras
que la estratificacin plana domina en las partes distales. El tamao de grano y el espesor
disminuyen con la distancia al centro efusivo. Cercadel centro puede haber bombas y bloques con
trayectoria balstica que disturban la estratificacin.Surge basales estn siempre por debajo de los
depsitos de flujo, mientras que los surge de nubesde cenizas pueden estar por encima o estratificados,o como facies laterales de los depsitos de flujo
piroclstico.Las erupciones que producen surge (aislados) son
pequeas (
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
21/52
20
DEPSITOS VOLCANICLSTICOS EN SUSPENSIN
Suspensin es el transporte de partculas por flotacin dentro de un fluido turbulento. La
depositacin ocurre cuando el fluido se desacelera y las partculas caen por gravedad.Las erupciones volcnicas explosivas eyectan piroclastos que son transportadas en suspensin
por nubes de cenizas en la atmsfera o por suspensin en agua.
Depsitos piroclsticos de cadaPueden ser originados por cualquier tipo de explosin(freatomagmticas, freticas, magmticas) y por
magmas de cualquier composicin. Los piroclastosgrandes y densos siguen trayectorias balsticas y caencerca del origen sin estar influenciados por el viento.
Los piroclastos pequeos y livianos forman columnas yplumas eruptivas y son transportados a grandes
distancias del centro eruptivo, dependiendo de velocidad
de cada, extensin lateral de la pluma, velocidad delviento.
Aglutinado: es un depsito de cada formado porclastos juveniles fluidales poco vesiculares y bombas
que se acumulan cerca del centro eruptivo (magmas debaja viscosidad)Aglomerado: es un depsito piroclstico de cada,grueso, formado por bombas y bloques. Se restringe aposiciones muy cercanas al centro efusivo.
Cuando la acumulacin es muy rpida, los fragmentoscalientes pueden fundirse y deformarse, formando un
depsito de cada soldado.
Los depsitos de cada subareosdisminuyen en tamao de grano y espesor
con la distancia al centro efusivo. Soncontinuos y en forma de manto. Buenaseleccin que refleja el tamao y
densidad de los clastos. Los depsitos delapilli son clasto sostn. Los estratos
pueden tener gradacin interna (normal oinversa) de acuerdo con la densidad delos clastos. Lapilli acrecionario son
comunes en depsitos tamao ceniza.Caractersticas de los depsitos de cada al aumentar la distancia al centro efusivo:
?? Disminuye el espesor
?? Decrece el tamao mximo de grano (pmez y lticos)
?? Decrece el tamao medio de grano
?? Aumenta la seleccin
?? Cambian los componentes de la poblacin de clastos
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
22/52
21
Hay varias formas de graficar estos cambios,pero la ms efectiva es realizar ploteos areales
para espesor y tamaos de grano mximo ymedio, utilizando lneas de igual espesor y
lneas de igual tamao de grano.Estos grficos se realizan principalmente endepsitos modernos.
Columna general para depsitos piroclsticos primarios, generados a partir de un flujopiroclstico:
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
23/52
22
CLASIFICACIN DE ROCAS VOLCANICLSTICAS
Para la clasificacin de rocas volcnicas es necesario, primero una aproximacin descriptiva.
La aplicacin de trminos genticos debe ser el ltimo paso, despus que todas lascaractersticas litolgicas y faciales de campo hayan sido evaluadas.
Caractersticas que se deben evaluar:
?? Caractersticas de la muestra de mano ( composicin, textura)
?? Caractersticas del afloramiento (estratificado, macizo, estructuras y fbricascontemporneas con el emplazamiento)
?? Contactos (neto, gradacional)
?? Geometra (forma tridimensional y espesor)
?? Facies relacionadas
?? Contexto y ambiente paleogeogrfico.
Para comenzar se puede utilizar una nomenclatura no gentica:
Brecha volcnica:Empaquetamiento cerradoEmpaquetamiento abierto:
Matriz granular no cohesivaMatriz cohesiva tamao peltico
Conglomerado volcnicoEmpaquetamiento cerrado
Empaquetamiento abiertoMatriz granular no cohesiva
Matriz cohesiva tamao pelitico
2mm- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - 2 mm
Arena volcnica
0.0625 mm - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - 0.0625 mm
Pelitas volcnicasLimo volcnico
Arcilla volcnica
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
24/52
23
Despus si se establece que el transporte y depositacin fue esencialmente piroclstico sepuede utilizar la siguiente nomenclatura:
Tamao
De grano
Depsitos
No consolidados
Depsitos
Consolidados 64 mm Bomba (forma fluidal),
o bloque (angular)
Aglomerado (cuando
tiene bombas), brechapiroclstica ovolcnica.
Boques y om as> 64 mm
Ceniza< 2 mm
Lapilli2-64 mm
Brechapiroclstica
Brechatobcea
Tobalapilltica
Lapillita Toba
Trminos utilizados para rocas piroclsticas primarias (Fisher, 1966)
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
25/52
24
Propiedades descriptivas importantes en rocas volcaniclsticas:Textural:
?? Textura gnea cristalina coherente versus textura fragmentaria: las rocas porfirticas se
caracterizan por cristales euhedrales o subhedrales en una pasta fina, vtrea odesvitrificada. No poseen vitroclastos ni litoclastos.
?? Soldamiento: es indicativo de origen piroclstico. (Ej: textura eutaxtica o foliacinlenticular pumcea). Aunque no es exclusiva de flujo piroclstico, ya que depsitos de
cada tambin pueden estar soldados.
?? Tamao de grano: es la caracterstica mas obvia, aunque no es indicativo de ningn
origen, ni posicin. Ej: brechas no indican cercana al centro efusivo.
?? Seleccin
?? Forma de grano: La forma de grano (especialmente de vitroclastos) es determinativa deltipo de fragmentacin, aunque luego puede ser depositado en una gran variedad de
depsitos diferentes. La angularidad y redondez de clastos debe ser tomada concuidado. Angularidad no implica cercana al centro efusivo. El redondeamiento indica
retrabajo posterior a la depositacin, aunque hay excepciones: el lapilli acrecionario esredondeado y su origen es primario, clastos pumceos suelen redondearse altransportarse dentro de una ignimbrita.
Composicin:?? Afinidad composicional: la composicin no es indicativa de origen. Aunque conviene
tener en cuenta que la mayora de los basaltos son lavas y la mayora de las rocas cidasson piroclsticas
?? Homogeneidad composicional: refleja el grado de retrabajo.
?? Componentes clsticos: abundancia de trizas, pmez y escoria, indican una erupcin
piroclstica y posiblemente (aunque no siempre) una depositacin por procesos
piroclsticos.
Consecuencia de la redepositacin en la nomenclatura:Depsitos piroclsticos son aquellos que tienen un tipo de fragmentacin y depositacin
demostradamente piroclstico. Los depsitos epiclsticos son depsitos clsticos donde lafragmentacin ocurre por procesos normales de superficie (meteorizacin, erosin, etc.), o
fueron depositados por procesos normales, sin tener en cuenta el modo de fragmentacin. Porello, en depsitos piroclsticos retrabajados o resedimentados, los trminos genticos comoaglomerado o toba no pueden ser utilizados. Si dichos depsitos poseen evidencias de
fragmentacin piroclstica trminos como arena tobcea puede ser utilizado. Tambin seutiliza el trmino tufita para depsitos piroclsticos resedimentados.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
26/52
25
Columna esquemtica en un ambiente volcnico-sedimentario continental (con facies fluvialesy de abanicos aluviales):
Depsitos resedimentados por corrientes tractivas
Depsitos resedimentados por flujos en masa
Depsitos de flujos piroclsticos
Depsitos piroclsticos de cada
Paleosuelos
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
27/52
26
DEPOSITOS VOLCANICLASTICOS
1. Tamao de grano:
?? Limo/limolita (
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
28/52
27
?? Maciza o gradada
Gradacin:Normal: aumenta tamao grano hacia el techo
Inversa: disminuye tamao de grano hacia el techo.Normal-inversa
Inversa-Normal
?? Fbrica:Matriz-sostn o clasto-sostn
Bien seleccionada, moderada seleccin, pobremente seleccionada.
?? Disyuncin columnar, prismtica, en bloques, en plato.
4. Alteracin
?? Mineraloga: clorita, sericita, slice, pirita, carbonatos, hematita, etc.
?? Distribucin: diseminada, en ndulos, en puntos, en parches.
Combinacin descriptiva ideal:
1 2 3 4Tamao grano Componentes Estructura Alteracin
Ejemplo:
Brecha volcnica ltica, con estratificacin media y alteracin
clortica.
Mnimo: 1 + 21 + 3
1 + 4
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
29/52
28
EL CONCEPTO DE FACIES
El trmino facies es ms utilizado en el ambiente sedimentario, sin embargo es de sumautilidad en sucesiones volcnicas. Una facies es un cuerpo o intervalo de roca o sedimento que
posee caractersticas nicas definidas que lo distingue de otras facies o cuerpos de roca osedimento. El carcter distintivo puede ser textural o composicional, o puede estar basado en lapresencia de estructuras sedimentarias o en el contenido fosilfero.
Las facies pueden ser definidas a cualquier escala. A escala de afloramiento, una facieses uno o ms estratos que poseen caractersticas uniformes.
Podemos encontrar facies con caractersticas muy diferentes, pero sin embargo queestn genticamente relacionadas entre s. Por ejemplo una ignimbrita puede estar formada pordistintas facies.
Descripcin de facies
El mapeo se debe comenzar con la descripcin de los afloramientos (o testigos) utilizandopara ello trminos descriptivos litolgicos o de facies, pero sin utilizar trminos que tengan
implicancias genticas.
?? Trminos litolgicos: informacin sobre composicin, componentes y tamao de grano.
(Ej: riolita)
?? Trminos faciales: estructura, organizacin interna, geometra. (Ej: brecha matriz
sostn con estratificacin gradada)
?? Trminos genticos: informacin sobre procesos de erupcin y emplazamiento,
procesos de erosin, transporte y redepositacin. (Ej: domo, ignimbrita)
Tal vez, la mejor base descriptiva y analtica de
facies sea la propuesta por Selley (1978), quienestableci cinco descriptores de facies:
1. Geometra: forma en las tresdimensiones de la facies. La formaest controlada por: relieve
predeposicional (superficie dedepositacin), volumen de
material depositado y la forma enque se acomoda dicho material,propiedades fsicas del agente de
transporte y depositacin, erosinposterior a la depositacin y
deformacin.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
30/52
29
2. Litologa: componentes de las sucesiones volcnicas: en lavas: cristales
(fenocristales y microlitos), vidrio volcnico, xenolitos, xenocristales. En rocasvolaniclsticas: clastos magmticos (pmez, escoria, vidrio volcnico), clastoslticos y cristales. Composicin: geoqumica y mineralgica. Textura: tamao de
grano, redondez, seleccin, forma de grano y fbrica (arreglo y relacin entrelos componentes de un agregado).
3. Estructuras sedimentarias: probablemente la herramienta ms importante enanlisis de facies. Reflejan las condiciones de sedimentacin y los modos detransporte y depositacin.
4. Patrn de movimiento del sedimento:la direccin de paleocorriente puede sermedida en estructuras asimtricas (estratificacin cruzada, dunas, marcas de
fondo, clastos imbricados).5. Fsiles:tiles como indicadores de edad, paleoclima, ambiente de depositacin.
Una vez que se tienen registradas y descriptas las facies individuales es importante analizarlas asociaciones de facies y las relaciones entre ellas. Ya que diferentes facies pueden estar
genticamente relacionadas a un mismo evento volcnico (Ej: formacin de un domo, oerupciones que forman ignimbritas)
MODIFICACIN DE LAS FACIES
Las sucesiones volcnicas estn sujetas a procesos de modificacin contemporneos con la
depositacin o posteriores. Los procesos contemporneos con la depositacin pueden seralteracin hidrotermal y erosin, mientras que procesos posteriores son alteracin hidrotermal,
diagnesis, metamorfismo, deformacin.
Forma de
acomodacin de losdepsitos
piroclsticosprimarios a latopografa pre-
deposicional
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
31/52
30
Geometra de las facies y relacionesestratigrficasLa preservacin de las facies y su geometra
depende de la interaccin entre depositaciny erosin. En general las tasas de erosin
son altas, resultando en prdida de losdepsitos o modificacin de su geometra.Principalmente cerca del centro efusivo
puede resultar difcil la correlacin de faciesy establecer su edad relativa. En las partes
distales, con pendientes menores, las faciessuelen ser ms continuas. Es convenienterealizar columnas interactivas de facies,
principalmente en sectores cercanos alcentro efusivo.
Factores que afectan la litologa original:
Procesos contemporneos con elemplazamiento:Alteracin hidrotermal polifsica: se forman
minerales como slice, cuarzo, feldespato potsico, albita, calcita, montmorillonita, caolinita,illita, alunita, clorita y zeolitas.
Desvitrificacin: nucleacin y crecimiento de cuarzo y feldespato alcalino. Hay varios estadosde desvitrificacin: estado de hidratacin, estado vtreo, estado esferultico y estado
granofrico.Palagonitizacin: importante en ambiente subcueo.
Facturacin hidrulica: brechas en zonas de fracturas que tienen desde pocos cm a variosmetros. Texturas en rompe cabezas o desordenadas.
Procesos posteriores al emplazamiento:Diagnesis: cambios mineralgicos y texturales relacionados a litificacin.Metamorfismo: es una extensin de la diagnesis de alto grado. Se producen cambios
texturales y mineralgicos.Deformacin: modifica la geometra y la fbrica de los depsitos.
ANLISIS DE FACIES
Hay pocas facies que son definitorias indicadoras de un determinado ambiente de depositacin.En general es conveniente trabajar con asociaciones de facies, sobre las que se puede
determinar el ambiente sedimentario y los procesos y condiciones de formacin.Pasos a seguir en el anlisis de facies:
1. Confeccionar mapas de facies y columnas interactivas, consignando tamao,
composicin y estructuras presentes. Si hay informacin de testigo, un levantamientodetallado de los mismos es necesario.
2. Determinar la estructura de la sucesin.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
32/52
31
3. Identificar y describir todas las facies presentes en afloramiento, muestra de mano,testigo, y corte delgado. Hay que medir secciones de detalle o testigos de perforacin.En sucesiones alteradas o deformadas, se debe empezar por las secciones ms frescas.
4. Solucionar las relaciones de espacio y edad de las distintas facies (si tiene contactosnetos, gradacionales, si son concordantes, discordantes, contacto por falla, intrusivo,
etc.). Presentar diagramas interactivos de relacin de facies.5. Establecer los posibles mecanismos de fragmentacin, transporte y depositacin.6. Considerar la posible relacin gentica entre las facies y posteriormente hacer
interpretaciones genticas, en trminos de origen de los depsitos, ambiente ycondiciones de depositacin.
7. Se pueden hacer consideracin en contextos paleogeogrficos mayores. U obtener otrotipo de datos adicionales: paleocorrientes, mximo tamao de clasto, etc.
Tcnica de mapeo grfico
Representacin grfica de las secuencias volcnicas y/o sedimentarias, con la finalidad
de registrar las variaciones en textura, estructura, forma de los estratos, tamao de grano, tipode contactos, etc.
Es una herramienta til tanto para afloramiento como para testigos de perforacin.El formato del grfico es sencillo, el eje vertical representa la profundidad o espesor, mientras
que el eje horizontal representa tamao de grano.El espacio adyacente (hacia la derecha) es utilizado para:
?? Mediciones de estructuras (rumbo y buzamiento)
?? Tipo de secuencia (grano creciente o grano decreciente)
?? Tamao mximo de grano
?? Estructuras presentes
??
Muestras obtenidas?? Breve descripcin litolgica
Se utilizan smbolos para representar composicin y textura.
?? Smbolos composicionales: representan composicin qumica estimada, tamao y
abundancia de fenocristales.
?? Smbolos texturales: representan la apariencia e la roca. Diferentes clases de
componentes, distribucin, forma, abundancia.
Intrusiones y lavas macizas: slo se utilizan smbolos composicionales.Depsitos volcaniclsticos o lavas brechadas: se utiliza una combinacin de ambas clases de
smbolos.
Dnde comenzar a levantar el grafico?La base o techo de la seccin aflorada son los lugares tpicos para comenzar la
columna. Personalmente me inclino por comenzar por la base. Sin embargo, en zonas de difcil
interpretacin, lo ms conveniente es hacer una rpida recorrida de la seccin; para tener unaidea general, y comenzar por el sector ms sencillo, para luego ir aadiendo las secuencias mscomplicadas.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
33/52
Smbolos cartogrficos de rocas volcnicas
TEXTURAS COHERENTES
Lnea simple para fenos poco abundantes.Lnea doble para fenos abundantes.
Smbolos pequeos para fenos de granopequeoSmbolos grandes para fenos de tamao
grande
Basalto africo o oco or rico
Basalto rico en fenos
Andesita, africa o oco orfrica
Andesita rica en fenos
Dacita, africa o poco porfrica
Dacita rica en fenos
Riolita poco porfrica fina
Riolita gruesa, abundantes fenos
Riolita poco porfrica gruesa
Prfido rioltico grueso
Foliacin de flujo
Esferulitas, puntos de alteracion,textura de desvitrificaci
TEXTURAS VOLCANICLSTICAS
Pmez o relictos de pmez
Clastos de lava juveniles, angulares
Fiamme/vitroclastos
Lapilli acrecionario
Litoclastos polimcticos, angulares
Litoclastos polimct. redondeados
Intraclasto arcilloso
Textura granular, partculas tamao
arenaPartculas tamao peltico
Estratificacin plana
Estratificacin plana difusa
Estratificacin entrecruzada
Laminacion cruzada
Clastos pumiceos en matriz arenosa
Litoclastos polimcticos angulosos e
intraclastos en matriz arenosa
Ejemplos:
SMBOLOS PARA DEPSITOS CLSTICOS JUVENILES
Textura en rompe cabezas, en riolitafina orfrica
Textura en rompe cabezas, en riolita
gruesa porfr5ca
Textura en rompe cabezas, en
andesita gruesa porfrica
Depsito clstico, grueso, poco
porfrico riolticoDepsito clstico, grueso, porfrico
rioltico
Depsito clstico, grueso, dactico
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
34/52
33
Brecha rioltica, monoltica. Textura en rompecabezas.
Cuarzo + Feldespato potsico
Arenisca y pelitas Volcaniclsticas.
Dacita intrusiva, maciza, porfrica. Fenos de
feldespato
Pelitas rises laminadas
Dacita intrusiva porfrica. Fenos de feldespato
Brecha polimctica pumcea + ltica. Clastos ~10cm.
Brecha pumcea rosada
Riolita intrusiva gruesa, cuarzo feldesptica
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
35/52
34
Riolita y dacita maciza. Con brecha autoclstica
Arenisca y brechas con estratificacin muy gruesa, ricas en
cristaloclastos y/o pmez
Arenisca y brechas pumceas, macizas o con estratificacin
difusa.
Depsitos de sulfuros macizos
Brecha pumcea, con estratificacin muy gruesa,
cristaloclastos de feldespato.
Dacita maciza y autobrechas.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
36/52
35
MODELO DE FACIES
Un modelo de facies es un resumen general de un ambiente determinado. Sus principales
funciones son: servir de base para comparar, como marco y gua para futuras observaciones ycomo base para interpretaciones hidrodinmicas y geodinmicas.
Sucesiones baslticas continentales:Los principales elementos son lavas de flujo y de relleno de valles, conos de ceniza, anillos de
tobas y maars, y volcanes en escudo. Ambientes sedimentarios relacionados incluyen canalesfluviales que no son ni grandes ni potentes. Tambin puede haber ambientes lacustres de corta
duracin. En la base pueden estar separados por una discordancia de depsitos aluviales ofluviales. Hacia arriba pueden pasar nuevamente a depsitos aluviales o fluviales. Puede haberpaleosuelos a lo largo de toda la secuencia. Los magmas son alcalinos o toleticos.
Estratovolcanes continentales:Variaciones primarias complejas en tiempo y espacio. Los conos estn principalmente
formados por flujos lvicos cortos, domos e intrusiones poco profundas (composicin andesitabasltica y dacita), estn interdigitados con varios tipos de roca piroclsticas y epiclsticas. Las
rocas que se preservan preferentemente son las ignimbritas y tobas soldadas. Estratigrafa delos estratovolcanes:
Rpida inconsistencia litolgica y cambios composicionales en la columna vertical.Cambios litolgicos laterales rpidos, que al alejarse del centro efusivo, pueden encajar en unmodelo sistemtico. Cerca del cono las facies son discontinuas, con canales profundos rellenos
por detritos gruesos. Presencia de lavas.Cerca del centro efusivo hay una gran proporcin de brechas volcaniclsticas, espacialmente
asociadas con lavas, domos e intrusiones someras.Lejos del centro hay depsitos de detritos volcnicos inmaduros, potentes, en ambientes
aluviales y/o marinos.
Volcanes silceos continentalesCerros de lavas riolticas elevndose sobre campos ignimbrticos. Los cerros riolticos estncompuestos por domos lvicos y flujos cortos, asociados cerca del centro efusivo con depsitospiroclsticos de cada y otros depsitos volcaniclsticos riolticos. El elemento volcnico
primario caracterstico es la caldera, que contiene mltiples puntos de erupcin de lava eignimbritas. Los mrgenes de la caldera pueden ser abruptos, con escarpas empinadas, o
pueden ser de pendientes suaves hacia el interior de la caldera. Pueden tener asociadas brechasde colapso de margen de caldera. Los domos y lavas riolticas estn dentro o cerca de losmrgenes de la calera, aunque algunos pueden ser eruptados fuera de la caldera. La caldera en
s, contiene no solamente domos y lavas sino tambin potentes mantos de ignimbritas deintracaldera, stas son mucho ms potentes que las ignimbritas de extracaldera, son ricas en
cristaloclastos, y pueden asociarse a brechas cercanas al centro efusivo. Esta sucesinintracaldera tambin tendr sedimentos epiclsticos intercalados. Sistemas hidrotermales comopools y sinters son comunes tanto dentro como fuera de la caldera., y pueden estar asociados
con crteres de explosin hidrotermal.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
37/52
36
Los depsitos epiclsticos pueden ser volumtricamente importantes dentro de la caldera,incluyendo depsitos fluviales, flujos en masa subareos, depsitos lacustres. Si la caldera esresurgente los depsitos pueden estar fallados, rotados y hasta plegados.
El plateau ignimbrtico fuera de la caldera es dominado por mantos relativamente delgados,intercalados con depsitos piroclsticos de cada y epiclsticos.
Cuando varios centros silcicos estn asociados en el tiempo, los mantos ignimbrticos se van asuperponer. Puede ser que una seccin estratigrfica contenga mantos ignimbrticosprovenientes de distintos centros, o que un manto ignimbrtico rellene una caldera ms vieja de
otro centro. Las asociaciones de facies van a ser muy diversas, con relaciones laterales defacies abruptas y relaciones estratigrficas complejas.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
38/52
37
ALTERACIN
Despus de la erupcin, los depsitos volcnicos estn sujetos, inevitablemente, a una
secuencia de procesos: desvitrificacin, hidratacin, alteracin diagentica e hidrotermal,compactacin, metamorfismo y deformacin. En consecuencia, la textura original evoluciona y
cambia.Alteracin es un cambio en la mineraloga y texturas originales de un depsito, favorecido porla circulacin de aguas calientes o fras o gases.
En muchos terrenos volcnicos, las alteraciones diagenticas e hidrotermales estnntimamente relacionadas, involucrando disolucin, reemplazo y precipitacin de minerales. La
distribucin de la alteracin y las texturas originadas estn fuertemente controladas por lapermeabilidad y el contraste composicional original.
Alteracin de lavas, intrusivos someros y brechas autoclsticas relacionadas
En general, estas rocas se caracterizan por una textura porfrica en la que fenocristales seencuentran dispersos en una matriz de grano fino o vtrea. Los mrgenes de una unidad silceasuelen tener pasta vtrea, que grada hacia el interior a texturas ms cristalinas.
Los mrgenes vtreos son ms permeables e inestables que los ncleos y suelen tener unaalteracin mucho ms avanzada. En general se reconoce un estadio de alteracin inicial que
afecta las zonas de fracturas y la matriz de las rocas. Una alteracin ms avanzada produce unatextura pseudoclstica, que se asemeja a una brecha. La alteracin temprana puede comprenderdos asociaciones, una clara rica en feldespato, o una oscura rica en filosilicatos (micas).
Mientras que las fases ms avanzadas de alteracin comprenden o una asociacin clara rica encuarzo, o una asociacin oscura rica en filosilicatos.
La alteracin de los ncleos de las lavas es generalmente menor a la de los mrgenes, ellacomienza a partir de las diaclasas de enfriamiento, produciendo una red de venillas, yevoluciona a una alteracin en parches, que genera texturas que se asemejan a rocas clsticas.
Alteracin de depsitos pumceos
Los depsitos originalmente permeables y ricos en vitroclastos son muy susceptibles aalterarse. Los pmez y trizas pueden ser reemplazados por una asociacin mineral filosilctica,
que es mecnicamente dbil y se puede deformar por compactacin originando pseudofiamme.Tambin la alteracin puede ser uniforme y generar texturas similares a las texturas coherentes
de lavas.Otro tipo de alteracin comn en depsitos pumceos es la feldespatizacin, la quegeneralmente ocurre en forma de parches.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
39/52
38
TERMINOLOGA UTILIZADA EN SUCESIONES VOLCNICAS
Fenocristales: cristales mayores que se encuentran inmersos en una pasta afantica en lastexturas coherentes. Se encuentran en lavas e intrusiones sin volcnicas, pueden ocupar desdeel 1 al 55 % del volumen de la roca. Tamao de 1 mm a 3 cm. La mineraloga, abundancia y
distribucin de los fenocristales es ms o menos constante en una unidad de emplazamiento oflujo lvico; entonces, esas caractersticas son una herramienta til en la diferenciacin ymapeo de diferentes unidades en secuencias de lavas.
Textura porfrica:fenocristales relativamente grandes dispersos en una pasta afantica muchoms fina, o incluso vtrea.
Cristales y fragmentos de cristales:provienen de magmas porfricos y se encuentran en granvariedad de depsitos volcanognicos. Pueden hallarse en depsitos volcnicos primarios(piroclsticos) o secundarios, por retrabajo sedimentario. Los cristales hallados en arenas
volcnicas u otros depsitos volcnicos resedimentados son una buena herramienta para
identificar la fuente de los clastos. El tamao y abundancia de los cristales vara dentro delmismo depsito.
Vesculas: burbujas entrampadas durante la solidificacin en lavas e intrusiones pocoprofundas. Tambin en depsitos de ceniza de grano fino. Son comunes en flujos lvicos
cidos, intermedios y bsicos.
Amgdalas:vesculas total o parcialmente rellenascon minerales secundarios.
Vidrio volcnico: material producido porenfriamiento y solidificacin rpida de mezclassilicticas. Posee fractura concoide y brillo vtreo.
Desvitrificacin: El vidrio volcnico es inestabley puede desvitrificarse o alterarse a minerales delas zeolitas, filosilicatos o palagonita. La
desvitrificacin a altas temperaturas produce unfino intercrecimiento de cuarzo yfeldespato, con
esferulitas, litofisae y textura orbicular.
Esferulitas: cristales fibrosos en agregadosradiados. Suelen producirse por desvitrificacin aaltas temperaturas. Si el vidrio volcnico es silceo,
las fibras van a ser de feldespato potsico y/ocuarzo. En vidrios bsicos las fibras sern deplagioclasas y/o piroxeno. Dimetros tpicos son
entre 0,1 y 2 cm. Aunque pueden ser mayores (10-20 cm) en ignimbritas bien soldadas.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
40/52
39
Litofisae:Son esferulitas con una cavidad central. Las cavidades pueden ser circulares o enforma de estrella y estar abiertas o rellenas por minerales (gata o calcedonia). Son producto dedesvitrificacin a altas temperaturas y estn presentes en vidrios silceos e ignimbritas bien
soldadas.
Textura micropikiltica:Cristales irregulares pequeos (
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
41/52
40
La foliacin est definida por cambios composicionales, vesicularidad, cristalinidad, tamao degrano, abundancia de esferulitas o litofisae, grado de desvitificacin, color, o fiammeextremadamente planos.
En el conducto, la foliacin es vertical y luego se curva y se hace paralela a la superficie.Puede haber pliegues mesoscpicos (desde milmetros a decenas de metros), con los planos
axiales subparalelos a la foliacin y los ejes de los pliegues perpendiculares a la direccin delflujo.
Juntas:producidas por contraccin que acompaa al enfriamiento. La disyuncin puede ser:columnar, radial columnar, concntrica, tortuosa, de desecacin.
Columnar: las fracturas dividen a la roca en unidades prismticas elongadas o columnas. Basehexagonal tpica, aunque pueden tener tambin 3, 4, 5 o 7 lados. El dimetro es entre pocoscentmetros a varios metros. Se desarrollan en flujos lvicos, domos, diques, filones capa,
ignimbritas muy soldadas.Radial columnar: los ejes de las columnas se disponen en forma radiada. Estn presentes en
lavas en almohadillas, lbulos, tubos o parte superior de diques de alimentacin.
Concntrica: en las mismas lavas que las anteriores.Tortuosa: bloques polidricos
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
42/52
41
CALDERAS
Terminologa:
Caldera: es una depresin volcnica grande, ms o menos circular, que se produce porcolapso.
Cauldron: son todas las estructuras volcnicas de subsidencia.
Fractura en anillo: fracturas o fallas que bordean al cauldron. En muchos cauldrons sedisponen en forma circular pero en otros no.
Cauldron resurgente:es un cauldron en el que el bloque central, despus de la subsidencia seha levantado en forma dedomo estructural. Muchos
muestran vulcanismorelacionado a las fracturas enanillo o a las fracturas del
domo estructural.
Estados de desarrollo decalderas:
Estado I: tumescenciaregional y formacin de
fracturas en anillo. El rea detumescencia es un reaaboveda, mayor que la que
ocupan las fracturas en anillo.Un largo periodo de actividad
magmtica somera lleva a laformacin de zonas detumescencia y a la posterior
generacin de fracturasextensionales en anillo.
Estado II: erupciones queforman la caldera. La
tumescencia regional esseguida por erupciones
piroclsticas de grandesvolmenes, a partir de lasfacturas en anillo o sistemas de
fracturas dmicas.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
43/52
42
Estado III: colapso de la caldera. Como consecuencia de la erupcin de grandes volmenesde magma, se produce el colapso del techo de la caldera. En algunas calderas la erupcin dematerial se completa totalmente antes del colapso, mientras que en otras el colapso es
contemporneo a la efusin, la que contina despus de la formacin de la caldera. El colapsotiene lugar a lo largo de fracturas en anillo verticales o con elevada inclinacin.
Estado IV: Vulcanismo y sedimentacin pre-resurgencia. Se producen deslizamientos,avalanchas y flujos en masa en los bordes de la caldera. Se forman lagos en el piso de la
caldera. Puede estar acompaado de erupciones piroclsticas o de flujos lvicos. Despus de laformacin de la caldera, los procesos sedimentarios son continuos. La duracin del estado IV
es corta.
Estado V: domo resurgente.Las calderas resurgentesposeen domos centrales
estructurales, caracterizados
por grabens longitudinales,radiales o apicales, u otro tipo
de fallas distensivas. Elmximo relieve estructural en
los grabens es alrededor de1000 metros. El domoestructural puede estar
acompaado de vulcanismolocalizado en las fracturas en
anillo o en el graben mismodel domo estructural.
La duracin desde el estado IIal V es d menos de 100.000aos.
Estado VI: vulcanismo defracturas anulares.
Vulcanismo relacionado a lasfracturas anulares (posterior a
la formacin del domoestructural) es conocido en lamayora de las calderas
resurgentes. Las vulcanitas deeste ciclo estn intercaladas o
sobreyacen a los sedimentoslagunares del interior de lacaldera, y a los sedimentos de
relleno de la caldera (del estado IV y V).
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
44/52
43
Estado VII: actividad termal y de solfateras. La actividad termal y las solfaterasprobablemente se encuentren activas durante todo el ciclo de formacin de la caldera. Sinembargo, se convierten en caractersticas distintivas slo despus que las erupciones cesan,
constituyendo el estado final de la actividad volcnica. Este estado es de muy larga duraciny est relacionado a la actividad hidrotermal y formacin de depsitos minerales.
Los estados evolutivos mencionados pueden estar seguidos por erupciones baslticas. Engeneral las erupciones baslticas son comunes en el piso de la caldera y zonas vecinas, algunas
calderas estn totalmente cubiertas por erupciones baslticas voluminosas.
Emplazamiento y control estructural
Muchas calderas estn localizadas a lo largo de importantes zonas de fallas regionales, las que
fueron activas intermitentemente antes y despus del ciclo de formacin de la caldera. Dichasfallas pueden controlar el emplazamiento del magma que posteriormente dar origen a la
caldera. Tambin pueden influenciar en la forma de las calderas, muchas de las cuales son
semi-circulares, aunque muchas poseen formas irregulares, muchas veces controladas porzonas de fallas regionales. As pueden ser alargadas, como un graben, o pueden tener un
margen mas pronunciado que otro.Las estructuras relacionadas con la caldera son comnmente reactivadas por las estructuras
regionales. Esas reactivaciones, tardas con respecto al ciclo de la caldera, controlan laubicacin de stocks y complejos volcnicos.Los depsitos minerales que poseen un control estructural se relacionan a distintos ambientes
con relacin a la calderas: pueden estar ubicados dentro de la caldera en fracturas anulares oradiales, pero tambin pueden estar localizados fuera de la caldera sobre fracturas distensivas
lstricas relacionadas al primer estadio de formacin de la caldera, o a fallas regionalesreactivadas. Tambin se hallan depsitos minerales relacionados al graben y fallas del domo
estructural resurgente. Estructuras formadas con relacin a la caldera en estadios tempranos ode resurgencia, posteriormente reactivadas o interceptadas por fallas regionales tambin sonpropicias para albergar depsitos minerales.
El emplazamiento de stocks o complejos volcnicos tardos, tambin puede abrir fracturaspreexistentes o formar fracturas tensionales en las que pueden circular fluidos mineralizantes.Es tpico que los depsitos minerales se formen en un estado tardo con relacin a la caldera.
El intervalo de tiempo que separa el desarrollo de sistemas hidrotermales (y la formacin dedepsitos minerales relacionados) con la formacin de la caldera puede ser menor a 1 Ma, o
puede ser de varios Ma. En cualquiera de los casos, la reactivacin de las estructuras de lacaldera por fallas regionales aumenta las posibilidades de encontrar depsitos mineralesestructuralmente controlados.
Facies
Los mrgenes de la caldera pueden ser abruptos, con escarpas empinadas, o pueden ser dependientes suaves hacia el interior de la caldera. En el primer caso pueden tener asociados
brechas de colapso de margen de caldera. Los domos y lavas riolticas estn dentro o cerca delos mrgenes de la calera, aunque algunos pueden ser eruptados fuera de la caldera. La caldera
en s, contiene no solamente domos y lavas sino tambin potentes mantos de ignimbritas de
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
45/52
44
intracaldera, stas son mucho ms potentes que las ignimbritas de extracaldera, son ricas encristaloclastos, y pueden asociarse a brechas cercanas al centro efusivo. Esta sucesinintracaldera tambin tendr sedimentos epiclsticos intercalados. Sistemas hidrotermales como
pools y sinters son comunes tanto dentro como fuera de la caldera., y pueden estar asociadoscon crteres de explosin hidrotermal.
Los depsitos epiclsticos pueden ser volumtricamente importantes dentro de la caldera,incluyendo depsitos fluviales, flujos en masa subareos, depsitos lacustres. Si la caldera esresurgente los depsitos pueden estar fallados, rotados y hasta plegados.
El plateau ignimbrtico fuera de la caldera es dominado por mantos relativamente delgados,intercalados con depsitos piroclsticos de cada y epiclsticos.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
46/52
45
DOMOS
Estn formados por rocas piroclsticas y flujos lvicos viscosos, principalmente cidos
(riolitas, dacitas y traquitas). El tamao de los domos es muy variable, desde cientos de metrosde largo y pocos metros de alto a varios
kilmetros de largo y cientos de metros dealto.Los domos pueden desarrollarse en los
crteres o en los flancos de volcanes, sobrefracturas anulares de calderas, y muy
pocos se desarrollan sin relacin conedificios volcnicos pre-existentes. Enocasiones, los domos no se extruyen en
superficie, sino que quedan emplazadosentre paquetes de rocas, en estos casos son
cuerpos intrusivos someros y se
denominan lacolitos o criptodomos.La formacin del domo comienza con la
intrusin de un magma viscoso,comnmente a lo largo de una zona de
debilidad, como una falla regional o unafractura anular de una caldera. Elmovimiento hacia arriba del magma puede
ocasionar la formacin de una zona defractura cnica, que se abre hacia arriba,
en algunos casos dichas fracturas puedenestar controladas por una zona de falla
regional ms vieja. En general, losvoltiles que se acumulan en el techo de lacmara son liberados en forma explosiva,
tambin son comunes explosionesfreatomagmticas, que se producen cuandoel magma intercepta agua subterrnea.
Dichas explosiones abren un conductosemi-circular sobre la cmara magmtica y
depositan brechas de explosin en anillosalrededor del conducto, pobrementeestratificadas, compuestas por clastos de la
roca de caja y del techo del magmasolidificado, en una matriz tobcea.
Actividad explosiva posteriorgeneralmente eyecta material piroclsticofino que forma un anillo de tobas de cada
sobre las brechas, estas brechas inclinan hacia fuera del conducto en la parte externa de lasbrechas e inclinan hacia adentro del conducto (con ngulo de reposo) en la boca del conducto.
Posteriormente se produce el ascenso de magma bandeado que se extruye en forma de domo.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
47/52
46
En ocasiones, parte del anillo de tobaspreviamente depositado es desplazadopor el flujo dmico. En el contacto
entre las tobas y el domo se puedeformar una capa de obsidiana. Las
superficies del domo pueden estarcubiertas por brechas superficialesautoclsticas, que se producen al
expandirse. El domo tambin puedeestar cortado por brecha pipes y por
diques y pequeos cuerpos lvicoscidos. Los domos pueden tenerestructura interna que consiste en capas
concntricas (como en piel de cebolla);otros no poseen estructura o poseen
una estructura fluidal en abanico, esta
estructura se manifiesta porfenocristales alineados, o por bandas de diferente composicin o diferente vesicularidad,
tambin se pueden formar diaclasas, que son el resultado de cizalla cuando el magma se ponedemasiado viscoso como para fluir. Dichas superficies fluidales internas pueden ser
subhorizontales cerca de la base del domo, rotando hasta cerca de la vertical en el centro deldomo.Algunos domos son destruidos explosivamente debido a una nueva intrusin de magma y
efusin explosiva de piroclastos. Contemporneo con la int rusin, despus de la solidificacindel domo se pueden producir fracturas radiales y concntricas debido a un constante empuje
del magma que est por debajo.Con posterioridad al emplazamiento del domo se pueden emplazar depsitos minerales,
relacionados a las zonas ms permeables o fracturas. Las brechas y tobas que subyacen al flujolvico, as como las fracturas radiales y concntricas son lugares aptos para el emplazamientode depsitos minerales. Las brechas pipes y las brechas autoclsticas superficiales son muy
permeables y son muy favorables para el emplazamiento de mineralizacin; sin embrago, estasltimas tienen un bajo potencial de preservacin.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
48/52
47
BIBLIOGRAFA
Benson J.H. y Kittleman L.R., 1968. Geometry of flow layering in silicic lavas. AmericanJournal of Science V. 266: 265-276.
Blackburn E.A., Wilson L. y Sparks R.S.J., 1976. Mechanisms and dynamics of strombolianactivity. Journal of Geological Society of London V. 132: 429-440.
Bonnichsen B. y Kauffman D.F., 1987. Physical features of rhyolite lava flows in the Snake
River Plain volcanic province, southwestern Idaho. Geological Society of AmericaSpecial Paper 212: 119-145.
Bursik M.I., Sparks R.S.J., Gilbert J.S. y Carey S.N., 1992. Sedimentation of tephra byvolcanic plumes. I. Theory and its comparison with a study of the Fogo A pliniandeposit, San Miguel (Azores). Bulletin of vulcanology V. 54: 329-344.
Bursik, M., 1998. Tephra dispersal. En: The physics of Explosive Volcanics Eruptions, J.S.Gilbert y R.S.J. Sparks (eds). The Geologcal Society of London: 115-143.
Carey S. y Sparks R.S.J., 1986.Qantitative models of the fallout and dispersal of tephra from
volcanic eruptions columns. Bulletin of Vulcanology V. 48: 109-126.Cas R.A.F. y Whright J.V., 1987. Volcanic Successions modern and ancient. Chapman and
Hall, Londres. 528 p.Chapin C.E. y Lowell G.R., 1979. Primary and secondary flow structures in ash flow tuffs of
the Gribbles run paleovalley, central Colorado. Geological Society of America SpecialPaper 180:137-153.
Christiansen R.L. y Lipman P.W., 1966. Emplacement and thermal history of a rhyolite lava
flow near Fortymile Canyon, southern Nevada. Geological Society of America BulletinV.77: 671-684.
Cole PD., 1991. Migration direction of sand-wave structures in pyroclastic surge deposits:implication for depositional processes. Geology V. 19: 1108-1111.
Crandell D.R., Miller C.D., Glicken H.X, Cristiansen R.L. y Newhall C.G., 1984. Catastrophicdebris avalanche from ancestral Mount Shasta volcano, California. Geology V. 12: 143-146.
Crandell D.R., Mullineaux D.R., Sigafoos R.S. y Rubin M., 1974. Chaos Crags eruptions androck-fall avalanches, Lassen volcanic National Park, California. US Geological SurveyJournal Res. V.2: 45-59.
Crowe B.M. y Fisher R.V., 1973. Sedimentary structures in base surge deposits with specialreference to cross-bedding, Ubehebe craters, Death Valley, California. Geological
Society of America Bulletin V. 84: 663-682.Cunningham C.G., McNamee J., Pinto Vasquez J. y Ericksen G., 1991. A model of volcnic
dome-hosted precious metal deposits in Bolivia. Economic Geology V. 86: 415-421.
Dadd K.A., 1992. Structures within large volume rhyolite lava flows of the DevonianComerong Volcanics, southeastern Australia, and the Pleistocene Ngongotaha lava dome,
New Zealand. Journal of Volcanology and Geothermal Research V. 54: 33-53.Davies D.K., Almon W.R., Bonis S.B. y Hunter B,E., 1978. Deposition and Diagenesis of
Tertiary-Holocene volcaniclastics, Guatemala. En: Scholle P.A. y Schluger P.R. (eds)
Aspects of diagenesis SEPM Special Publication 26: 281-306.De Silva S.L. y Francis P.W., 1991. Volcanoes of the Central Andes. Springer-Verlag, Berlin,
226 p.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
49/52
48
Dobran, F., 2001. Volcanic processes: Mechanisms in material transport. KuwerAcademic/Plenum Publishers, New York. 590 pp.
Druitt T.H. y Sparks R.S.J., 1982. A proximal ignimbrite breccia facies of Santorini, Greece.
Journal of Vulcanology and Geothermal Research V. 13: 147-171.Druitt, T.H., 1998. Pyroclastic density currents. En: The physics of Explosive Volcanics
Eruptions, J.S. Gilbert y R.S.J. Sparks (eds). The Geological Society of London: 144-182.
Easton R.M. y Johns .W., 1986. Volcanology and mineral exploration: the application of
physical volcanology and facis studies. Ontario Geological Survey Misc. Paper129: 2-40.
Eichelbeger J.C., Carrigan C.R., Westrich H.R. y Price R.H., 1986. Non-explosive silicicvolcanism. Nature V. 323: 598-602.
Elston W.E., 1994. Siliceous volcanic centers as guides to mineral exploration: review and
summary. Economic Geology V. 89: 1662-1686.Fink .H. ad Manley C.R., 1987. Origin of pumiceous and glassy textures in rhyolitic flows and
domes. Geological Society of America Special Paper 212: 77-88.
Fink J.H. y Pollard D.D., 1983. Structural evidence for dykes beneath silicic domes, MedicineLake Highland Volcano, California. Geology V. 11: 458-461.
Fink J.H., 1980. Structure and emplacement of a rhyolite obsidian flow: Little glass Mountain,Medicine Lake Highland, Northern California. Geological Society of America Bulletin
V. 94: 362-380.Fisher R.V. 1966: Rocks composed of volcanic fragments. Earth Science Reviews V. 1:287-
298.
Fisher R.V. y Schmincke H.U., 1984. Pyroclastic rocks. Springer-Verlag, Berlin, 472pFisher R.V. y Waters A.C., 1970. Base surge bed forms in maar volcanoes. America Journal of
Science V. 268: 157-180.Fisher R.V., 1979. Models for pyroclastic surges and pyroclastic flows. Journal of
Vulcanology and Geothermal Research. V. 6: 305-318.Francis P., 1993. Volcanoes: a planetary perspective. Oxford University Press, Oxford. 443 p.Francis P.W. and Baker M.C.W., 1978. Sources of two large ignimbrites in the Central Andes:
some LANDSAT evidence. Journal of vulcanology and Geothermal Research V.4: 81-87.Francis P.W. y Wells G.L., 1988. Landsat thematic mapper observations of debris avalanche
deposits in the Central Andes. Bulletin of Volcanology V. 50: 258-278.
Francis P.W., Gardeweg M., Ramirez C.F. y Rothery D.A., 1985. Catastrophic debrisavalanche deposit of the Socompa volcano, northern Chile. Geology V. 13: 600-603.
Freundt A. y Rossi M, 1998. From Magma to Tephra, Elsevier, Amsterdam.Freundt, A. y Brsik, M., 1998. Pyroclastic flow transport mechanisms. In: From Magma to
Tephra, Freundt A. y Rossi M. (eds), Elsevier, Amsterdam: 173-245.
Glicken H., 1991. Sedimentary architecture of large volcanic-debris avalanches. En FisherR.V. y Smith G.A. (eds) Sedimentation in volcanic settings. SEPM Special Publication
45: 99-106.Hedenquist J. W. y Henley R. W., 1985. Hydrothermal eruptions in the Waiotapu Geothermal
System, New Zealand their origin, associated breccias and relation to precious metal
mineralization.. Economic Geology V.80: 1640-1668.Heiken G.H. y Wohletz K., 1985. Volcanic ash. University of California Press, Berkeley, 246
p.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
50/52
49
Heiken G.H. y Wohletz K., 1987. Tephra deposits associated with silicic domes and lavaflows. Geological Society of America Special Paper 212: 55-76.
Heiken G.H. y Wohletz K., 1991. Fragmentation processes in explosive volcanic eruptions. En
Fisher R.V. y Smith G.A. (eds) Sedimentation in volcanic settings. SEPM SpecialPublication 45: 19-26.
Henry C.D. y Wolff J.A., 1992. Distinguishing strongly rheomorphic tuffs from extensivesilicic lavas. Bulletin of Volcanology V. 54: 171-186.
Hildreth W., 1979. The Bishop Tuff: evidence for the origin of compositional zonation in
silicic magma chamers. En Chapin C.E. y Elston W.E. (eds) Ash-Flow Tuffs. GeologicalSociety of America Special Paper 180: 1-56.
Kaminski, E. Y Jaupart, C., 1998. The size distrinution of pyroclasts and the fragmentationsquense in explosive volcanic eruptions. Journal of Geophysical Research V. 103:29759-29779.
Lipman P.W., 1976. Caldera collapse breccias in the western San Juan Mountains, Colorado.Geological Society of America Bulletin V. 87: 1397-1410.
Lofgren G. 1971. Spherulitic textures in glassy and crystalline rocks. Journal of Geophysical
Research V. 76: 5635-648.Lowe D.R., 1976. Grain flow and grain flow deposits. Journal of Sedimentary Petrology. V.
46: 188-199.Lowe D.R., 1979. Sediment gravity flows: their classification and some problems of
application to natural flows and deposits. SEP Special Publication 27: 75-82.Macdonald, G.A., 1972. Volcanoes. Prentice-Hall Inc. New Jersey. 510 p.Mahood G.A., 1984. Pyroclastic rocks and calderas associated with strongly peralkaline
magmatism. Journal of Gephysical Research V. 89: 8540-8552.McPhie J., Doyle M. y Allen R., 1993. Volcanic Textures, a guide to the interpretation of
textures in volcanic rocks. Centre for the Ore Deposits and Exploration Studies,University of Tasmania, Australia. 197 p.
Moore J.G., 1967. Base surge in recent volcanic eruptions. Bulletin of Volcanology V. 30:337-363.
Newhall C.G. y Melson W.G., 1983. Explosive activity associated with the growth of volcanic
domes. Journal of Vulcanology and Geothermal Research V. 17: 111-131Pyle, D.M., 1989. The thickness, volume and grain size of tephra fall deposits. Bulletin of
Volcanology V. 51: 1-15.
Reimer T.O., 1983. Accretionary lapilli in volcanic ash falls: physical factors governing theirformation.En Peryt T.M. (ed) Coated grains. Springer, Berlin, 56-68.
Rosi, M. 1998. Plinian eruptions columns: particle transport and fallout. En: From Magma toTephra, Freundt A. y Rossi M. (eds), Elsevier, Amsterdam: 139-171.
Rytuba, J.J., 1994. Evolution of volcanic and tectonic features in caldera settings and their
importance in the localization of ore deposits. Economic Geology V. 89: 1687-1696.Sato H., Fujii T. y Nakada S., 1992. Crumbling of dacite dome lava and generation o
pyroclastic flows at Unzen Volcano. Nature V. 360: 664-666.Schmidt R., 1981. Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposits and
fragments: recommendations f the IUGS Subcommision on the Systematics of Igneous
Rocks. Geolgy V. 9: 41-43.Schmincke H.U. y Swanson D.L., 1967. Laminar viscous flowage structures in ash-flow tuffs
from Gran Canaria, Canary Islands. Journal of Geology V. 75: 641-664.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
51/52
50
Schumacher R. y Schmincke H.U., 1991. Internal structure and occurrence of accretionarylapilli A case study at Laacher See volcan. Bulletin of Volcanology V. 53: 612-634.
Self S., Wilson L. y Nairn I.A., 1979. Vulcanian eruption mechanisms. Nature V 277: 440-443.
Sheridan M.F., 1979. Emplacement of pyroclastic flows: a review. Geological Society ofAmerica Special Publication 180: 125-136.
Siebert L., 1984. Large volcanic debris avalanches: characteristics of source areas, deposits andassociated eruptions. Journal of Vulcanology and Geothermal Research V. 22: 163-197.
Sillitoe R.H. y Bonham H. F. Jr., 1984. Volcanic landforms and ore deposits. Economic
Geology V. 79: 1286-1298.Smith G.A. y Lowe D.R., 1991. Lahars: volcano-hydrologic events and deposition in the
debris-flow-hyperconcentrated flow continuum. En Fisher R.V. y Smith G.A. (eds)Sedimentation in volcanic settings. SEPM Special Publication 45: 123-138.
Smith G.A., 1986. Coarse-grained nonmarine volcaniclastic sediment: terminology and
depositional processes. Geological Society of America Bulletin V. 97: 1-10.Smith R.L. y Bailey R.A., 1968. Resurgent Cauldrons. En Coats R.R., Hay R.L. y Anderson
C.A. (eds) Studies in volcanology, Geological Society of America Memoir 116. P.: 613-
662.Smith R.L., 1960a: Ash flows. Geological Society of America Bulletin V. 71: 795-842.
Smith R.L., 1960b. Zones and zonal variations in welded ash flows. US Professional paper354F:149-159.
Sparks R.S.J. y Walker J.P.L., 1973. The ground surge deposit: a third type of pyroclastic rock.Nature V. 241: 62-64.
Sparks R.S.J. y Wilson L., 1976. A model for the formation of ignimbrite by gravitational
column collapse. Journal of the Geological Society of London V. 132: 441-451.Sparks R.S.J. y Wright J.V., 1979. Welded air fall tuffs. Geological Society of America Special
Publication 180: 155-166.Sparks R.S.J., 1976. Grain size variations in ignimbrites and implications for the transport of
pyroclastic flows. Sedimentology V. 23: 147-188.Sparks R.S.J., 1986. The dimensions and dynamics of volcanic eruption columns. Bulletin of
Volcanology V. 48: 3-15.
Sparks R.S.J., Bursik M.I, Ablay G.J., Thomas R.M.E. y Carey S.N., 1992. Sedimentation oftephra by volcanic plumes. Part II: controls on thickness and grain size variations oftephra fall deposits. Bulletin of Volcanology V. 54: 685-695.
Sparks R.S.J., Self S. y Walker G.P.L., 1973. Products of ignimbrite eruptions. Geology V. 1:115-118.
Sparks, R.S.J., Bursik, M.I., Carey, S.N., Gilbert, J.S., Glaze L.S., Sigurdsson H. y WoodsA.W., 1997. Volcanic Plumes. Wiley, New York.
Spry A.H., 1962. The origin o columnar jointing particularly in basalt flows. Journal of
Geological Society of Aust. V. 8: 191-216.ValentineG.A., 1987. Stratified flow in pyroclastic surges. Bulletin of Volcanology V. 49: 616-
630.Walker G.P.L. y Croasdale R., 1972. Characteristics of some basaltic pyroclastics. Bulletin of
Volcanology V. 35: 303-317.
Walker G.P.L., 1970. Compound and simple lava flows and flood basalts. Bulletin ofVolcanology V. 35: 579-590.
-
7/14/2019 Mapeo en Terrenos Volcanicos
52/52
Walker G.P.L., 1971. Grain-size characteristics of pyroclastic deposits. Journal of Geology V.79: 696-714.
Walker G.P.L., 1972. Crystal concentration in ignimbrites. Contributions to Mineral Petrology
V. 36: 135-146.Walker G.P.L., 1973. Lengths of lava flows. Phil. Trans. R. Soc. London V. 274: 107-118.
Walker G.P.L., 1981. Plinian eruptions and their products. Bulletin of Volcanology V. 44: 223-240.
Walker G.P.L., 1983. Ignimbrite types and ignimbrite problems. Journal of Vulcanology and
Geothermal Research V. 17: 65-88.Walker G.P.L., 1985. Origin of coarse lithic breccias near ignimbrite source vents. Journal of
Vulcanology and Geothermal Research V. 25: 157-171.Walker G.P.L., Heming R.F. y Wilson C.J.N., 1980. Low-aspect ratio ignimbrites. Nature V.
283: 286-287.
Walker G.P.L., Wilson L. y Bowel E.L.G., 1971. Explosive volcanic eruptions I. The rate offall of pyroclasts. Geophys. J. R. Astron. Society V. 22: 377-383.
Waters A.C., 1960. Determining direction of flow in basalts. American Journal of Science V.
258A: 350-366.Whitham A.G. y Sparkz R.S.J., 1986. Pumice. Bulletin of Volcanology V. 48: 209-224.
Wilson C.J.N. y Walker G.P.L., 1982. Ignimbrite depositional facies: the anatomy of apyroclastic flow. Journal of the Geological Society of London V. 139: 581-592.
Wilson L, Sparks R.SJ. y Walker G.P.L., 1980. Explosive volcanic eruptions -IV. The controlof magma properties and conduit geometry on eruption and column behavior. Geophys. J.R. Astron. Society V. 63: 117-148.
Wilson L. 1976. Explosive volcanic eruptions III: plinian eruptions columns. Geophys. J. R.Astron. Society V. 45: 543-556.
Wilson L. y Walker G.P.L., 1987. Explosive volcanic eruptions VI: Ejecta dispersal in plinianeruptions: the control of eruption conditions and atmospheric properties. Geophys. J. R.
Astron. Society V. 89: 657-679.Wilson L., 1972. Explosive volcanic eruptions The atmospheric trajectories of pyroclasts.
Geophys. J. R. Astron. Society V. 30: 381-392.
Wolff J.A. y Wright J.V., 1981. Rheomorphism of welded tuffs. Journal of Vulcanology andGeothermal Research V. 10: 13-34.
Wright J.V. y Walker G.P.L., 1977. The ignimbrite source problem: significance of a co-
ignimbrite lag-fall deposit. . Geology V. 5: 729-732.Wright J.V., Smith A.L. y Self S., 1980. A working terminology of pyroclastic deposits.
Journal of Vulcanology and Geothermal Research V. 8: 15-336.Zimanowski, B., 1998. Phreatomagmatic explosions. En: From Magma to Tephra, Freundt A.
y Rossi M. (eds), Elsevier, Amsterdam: 25-53.