ACTIVIDAD ÍGNEA
LOS VOLCANES
Cuando un magma, originado en el interior de la litosfera sale a la superficie a través de una zona de fracturas, asciende por estas hasta la superficie y se solidifica en las inmediaciones de la zona donde sale el magma y se acumula originando un volcán. El proceso de expulsión de magma es irregular en el tiempo y en periodos de tranquilidad entre dos erupciones puede ocurrir erosión.
La erupción
El magma en la profundidad contiene en disolución gases y otros volátiles como (agua, anhídrido carbónico, ácido sulfúrico, etc.). En el interior de la cámara donde esta el magma hay altas presiones, luego cuando este asciende a la superficie la presión disminuye y esto facilita que los gases se desprendan, y los que son inflamables en contacto con el oxigeno de la atmósfera forman llamaradas. El magma fluido, sin los gases, cuando es capaz de fluir por la superficie terrestre, se llama lava y fluye como un río y cuando este sigue la pendiente del terreno se le llama colada y puede recorrer decenas de kilómetros según sea su viscosidad, pudiendo a veces llegar al mar. Además la erupción expulsa por el aire fragmentos de magma solidificado llamados piroclastos, estos son lanzados por explosiones y si el tamaño es muy pequeño como ceniza puede formar grandes nubes que luego caen como lluvia de ceniza.
La forma de como se produce una erupción volcánica depende de dos factores: de la viscosidad del magma y de su contenido en productos volátiles. La lava sale del cráter a temperaturas que oscilan alrededor de los 1000º, su viscosidad en estas condiciones estará controlada por la composición química de la lava. Los magmas ácidos, son ricos en sílice, son muy viscosos y tienden a solidificarse en las cercanías al cráter o incluso en la chimenea del volcán, cuando ocurre esto ultimo se produce un tapón en el cráter del volcán y los gases al interior de este se acumulan y pueden generar una gran explosión destruyendo el edificio volcánico. Cuanto más básico sea el magma, será más pobre en sílice, los magmas básicos son mas fluidos, las lavas que salen del cuello volcánico circulan libremente y se deslizan por las laderas del cono, los gases se desprenden con facilidad, sin provocar explosiones de importancia. El contenido de productos volátiles también influye en el tipo de erupción. Cuando un magma es poco viscoso y tiene poca cantidad de gases se forman coladas, mientras que si lleva gases estos explotan y fragmentan la lava hacia el exterior formando mantos de productos piroclásticos. Si el magma es muy viscoso y tiene muchos gases será más explosivo que si tiene pocos gases.
Tipos de erupciones
Hawaiano: posee lavas muy fluidas, que se desplazan rápidamente en coladas de gran extensión, los gases se desprenden con facilidad y desprende pocas cenizas volcánicas.
Stromboliano: Las lavas son moderadamente fluidas, los gases expulsan a la atmósfera salpicones de lava, los cuales se solidifican antes de caer al suelo, formando los lapilli y las bombas volcánicas. La erupción es explosiva pero no es muy violenta y las coladas no alcanzan gran extensión. Prototipo de este volcán es el Stromboli, en la isla de ese nombre, cerca del estrecho de Mesina (Italia).
Vulcaniano: La lava es muy viscosa y se solidifica parcialmente en el punto de emisión, formando una costra que va siendo a su vez destruida por nuevas emisiones de lava, que es arrojada en forma de finos fragmentos, arrastrados por los gases desprendidos violentamente dando lugar a nubes de ceniza.
Peleano: La lava es tan viscosa que se solidifica en la chimenea del volcán, formando un tapón, que al ser empujado por las nuevas emisiones de lava se levanta lentamente formando un domo, y a veces la presión de los gases acumulados en el interior es tan grande que provoca una gran explosión formando una nube ardiente que se desliza por los flancos del volcán, arrastrando todo lo que encuentra a su paso
Erupciones fisurales: Son las que se originan a lo largo de una fractura o grieta de la corteza terrestre, que puede tener varios kilómetros de longitud. Las lavas, en general son muy fluidas y se derramas a lo largo de la grieta, formando coladas casi horizontales de muchos kilómetros de extensión. Estas erupciones están relacionadas con lavas basálticas que son propias de las dorsales oceánicas, donde se expulsa material procedente del manto superior. En Islandia se conocen algunas emisiones de este tipo
Erupciones Freaticas: Esto ocurre cuando durante la ascensión del magma a la superficie entra en contacto con rocas del subsuelo impregnadas en agua, se origina entonces una enorme cantidad de vapor que se acumula a gran presión y puede provocar explosiones mayores que las del tipo peleano.
Erupciones submarinas: En las erupciones submarinas volcánicas la lava fluye al cráter solidificándose apenas se pone en contacto con el agua, este material se va acumulando y cuando aumenta mucho su volumen se agrieta en la superficie. Como resultado de estas erupciones pueden aparecer islas volcánicas.
Morfología de los volcanes
Escudos volcánicos: Los volcanes que expulsan lavas fluidas tienen forma de conos achatados, poseen pendientes suaves, esto debido a que las lavas fluyen fácilmente a grandes distancias del punto de emisión. En un corte transversal, presentan forma de escudo
Estrato volcanes En los volcanes donde alternan las emisiones de lava con la expulsión de cenizas y materiales sólidos, el cono volcánico presenta una pendiente mas acusada. Se les llama tambien volcanes mixtos por la alternancia que presentan de coladas, mantos de cenizas y tobas volcánicas.
Conos cineríticos: Son pequeños conos constituidos principalmente por material piroclastico (ceniza en particular). Alcanzan pendientes de 30º a 40º y rara vez sobrepasan los 500 metros de altura.
Sub-volcanes Cuando la lava se solidifica en el interior del cuello volcánico, sin alcanzar la superficie terrestre, el magma puede adoptar diversas formas, introduciéndose en rocas porosas o desplazando a los materiales sedimentarios, para formar cuerpos lenticulares como lacolitos o domos, que son de lava solidificada en el subsuelo. Cuando estos afloran en superficie, por efecto de la erosión, forman relieves de forma cónica rebajada, que contrasta con el terreno que lo rodea.
Rocas eruptivas, volcánicas o ígneas
Consolidación Rápida
Llamamos rocas volcánicas, específicamente, a aquellas rocas ígneas que has sido expulsadas o derramadas por la superficie formando coladas.
Llamamos materiales piroclásticos a aquellas rocas volcánicas que han sido fragmentadas, como. El material puede ser expulsado como lava fundida (bombas) o en forma sólida (escorias o cenizas).
Las bombas volcánicas son masa en estado líquido o plástico arrojadas por un volcán, que se solidifica en el aire, antes de alcanzar la superficie. Su tamaño varía desde los cuatro milímetros hasta un metro. Las escorias volcánicas (o cinder) son bombas de diverso tamaño y de aspecto esponjoso a causa de las burbujas de gases que contenía en el momento de la solidificación. Las escorias alcanzan el suelo ya consolidadas. Las bombas más pequeñas se llaman lapilli.
La ceniza volcánica (o ash) es material sin consolidar, de grano fino (menor de cuatro milímetros) emitido por un volcán durante una erupción.
Lava volcánica: movimiento en masa de magna expulsado por un volcán. Dependiendo de la viscosidad de las lavas, es decir de si tienen una proporción mayor o menor de sílice pueden ser más o menos fluidas (riolitas y traquitas).
Las rocas volcánicas masivas presenta un relieve volcánico.
Consolidación lenta, (bajo superficie)
Llamamos rocas plutónicas a las rocas ígneas de origen profundo. Son rocas de grano grueso, ya que su enfriamiento y cristalización ha sido muy lenta. Pueden formar batolitos y lacolitos.Diferenciamos las rocas intrusivas, el magma, de las rocas encajantes, las rocas que presentan la fisura por la que se introduce el magma.
Llamamos rocas hipoabisales a aquellas formadas por una intrusión ígnea de pequeñas proporciones, tales como un sill o un dique de tamaño intermedio entre los grandes asentamientos de rocas plutónicas y las rocas volcánicas extrusivas. Las rocas plutónicas e hipoabisales masivas presentan un relieve sobre rocas metamórficas.
Composición Química
Según la cantidad de sílice pueden ser: ácidas, básicas o ultrabásicas.
Históricamente la acidez de una rocas se clasificó en función de la cantidad de sílice presente: ácidas más 66%, intermedias entre el 55 y el 66%, básicas entre el 45 y el 52%, y ultrabásicas, menos del 45%. Pero en la actualidad se considera:
http://cipres.cec.uchile.cl/~agallego/volcanes.html
ROCAS IGNEAS
Generalidades
Son el fruto de la solidificación del magma, fragmentado o compacto, sobre o en el interior de la corteza terrestre. Esas temperaturas de cristalización oscilan así: para los magmas riolíticos 1000 °C, para los andesíticos 1150 °C y para los basálticos 1250 °C.
La composición mineralógica promedio de las rocas ígneas es: 59% feldespatos, 12% cuarzo, 17% anfíboles y piroxenos, 4% micas y 8% otros minerales.
Por el volumen en la corteza, las rocas ígneas representan el 95% contra el 5% de las sedimentarias, aunque estas últimas exhiben mayor afloramiento.
La acción del magma resulta ser la asimilación y fusión de la roca encajante o el fracturamiento y la intrusión de dicha roca. Al fluir a través de ella genera movimientos telúricos por la presión de los gases magmáticos o por la presión del magma mismo.
ASPECTOS FUNDAMENTALES
Serie de Bowen. Define el orden de separación de los silicatos en un magma que se enfría y por un proceso que transcurre en dos líneas independientes, una continua, y otra discontinua que se desarrollan a la vez (ver Cuadro -7). En la parte final, cristalizan los feldespatos alcalinos, la moscovita y el cuarzo.
Las reacciones continuas se inicial con el feldespato cálcico (anortita) y terminan con el sódico (albita), mientras las discontinuas empiezan con los olivinos, continúan con los clinopiroxenos y ortopiroxenos, luego con la hornblenda y finalmente con la biotita.
Según Bowen, con el enfriamiento del magma aparecen primero los ferromagnesianos y plagioclasas y por último el cuarzo; los ferromagnesianos lo harán en el siguiente orden con base en cambios estructurales: por formación de tetraedros individuales aparece el olivino; por formación de cadenas de tetraedros, la augita; por formación de cadenas dobles y a partir de las cadenas simples anteriores, la Hornblenda, y por la unión de láminas de cadenas dobles, la biotita. Contemporáneamente los iones de calcio van siendo sustituidos por iones de sodio, pues ambos elementos tienen radios compatibles, con lo que las plagioclasas evolucionarán en una serie continua, desde la anortita hasta la albita. Posteriormente se formarán el feldespato potásico, la moscovita y por último el cuarzo y las soluciones acuosas, a la menor temperatura.
Enseña Bowen que los primeros minerales formados son los primeros que se meteorizan y los últimos en cristalizar (micas, ortoclasa y cuarzo) son los más resistentes al intemperismo.
Temperatura. La temperatura de cristalización aumenta con la profundidad, por ejemplo el basalto cristaliza a 1250 °C al nivel del mar o a 1450 °C a 30 kms de profundidad, esto pone en evidencia que la presión no parece ejercer gran influencia sobre la temperatura de fusión pues a una presión de 8000 atmósferas correspondientes a 30 Km de profundidad el punto de fusión varía poco, y su efecto es menor cuando existen volátiles retenidos en el magma, cuyo efecto es contrario al de la presión; la temperatura de cristalización también varía con la composición química del magma, por ejemplo, en la superficie para el magma riolítico es 1000 °C contra 1250 °C del basalto.
Segregación magmática. De un magma se pueden separar cuatro productos diferentes, a saber:
Los mecanismos de segregación son: la miscibilidad limitada, la cristalización fraccionada, la diferencia en concentración y la difusión y convección.
La miscibilidad limitada explica la separación del magma en el estado líquido, fenómeno que según se ha comprobado experimentalmente, no existente para rocas ordinarias y sí entre sulfuros y silicatos comunes.
La cristalización fraccionada se evidencia al observar y analizar las rocas ígneas, de conformidad con la serie de Bowen, a partir de un magma basáltico. Cabe aquí el mecanismo de segregación magmática a través de una cristalización fraccionada, ya por asentamiento de cristales formados ya por escurrimiento del magma líquido.La diferencia en concentración debida a la asimilación de las rocas intruidas, realmente ocurre a gran profundidad, cuando la composición de la segunda es favorable a la reacción ( no se trata de metamorfismo de contacto).
La difusión y convección han sido estudiadas como posible manera para la diferenciación magmática. En relación con la convección, según Soret, los componentes de una solución próxima a saturarse tienden a acumularse en las partes más frías que están en equilibrio, resultando la concentración inversamente proporcional a la temperatura absoluta.
Textura
La textura de una roca alude al tamaño, forma, distribución, densidad y disposición de los granos.
Figura 28. Ambientes de formación y texturas. A la izquierda se ilustran los ambientes de formación de las rocas ígneas y a la derecha las texturas de las rocas en cada ambiente. Adaptado de Leet y Judson.
La textura de la roca ígnea, por depender de la velocidad de enfriamiento, es también función de la profundidad de cristalización del magma.
En general si se puede afirmar que las rocas con minerales de tamaños heterogéneos son más resistentes que las de tamaños homogéneos. Las rocas de textura granular son más resistentes que aquéllas que presentan minerales laminares (micas) y fibrosos alineados (anfíboles).
Si la roca es plutónica, los minerales son resistentes y entrabados y su fallamiento a la presenta progresivo porque la resistencia de sus componentes varía.
Si la roca es volcánica, los poros disminuirán su resistencia y rigidez pero ganará plasticidad.
La textura de la roca ígnea, por depender de la velocidad de enfriamiento, es también función de la profundidad de cristalización.
En general si se puede afirmar que las rocas con minerales de tamaños heterogéneos son más resistentes que las de tamaños homogéneos. Las rocas de textura granular son más resistentes que aquéllas que presentan minerales laminares (micas) y fibrosos alineados (anfíboles).
Si la roca es plutónica, los minerales son resistentes y entrabados y su fallamiento a la acción de los esfuerzos se presenta progresivo porque la resistencia de sus componentes varía.
Si la roca es volcánica, los poros disminuirán su resistencia y rigidez pero ganará plasticidad.
En general se puede decir que las características ingenieriles más primordiales de las rocas ígneas son su alta resistencia, isotropía, rigidez, fragilidad, densidad, y textura entrabada, mientras los inconvenientes de estas rocas son el diaclasamiento y la alterabilidad de sus minerales.
La textura granular se denomina holocristalina por estar constituida totalmente por cristales, y puede ser equigranular si todos los cristales tienen casi el mismo tamaño, que generalmente varía entre 2 y 10 mm. Por regla general estas rocas ígneas son isotrópicas pues los minerales están entramados y dispuestos al azar.
Aunque algunas rocas filonianas también presentan textura holocristalina, no resultan equigranulares puesto que se han formado en dos etapas diferentes. Parte de sus minerales han ascendido ya formados, resultando de gran tamaño por los que se les denomina fenocristales, mientras el resto del magma cristaliza más tarde y de manera rápida originando cristales pequeños, generalmente inferiores a 1 mm, que constituyen la pasta de la textura porfidítica. Si la matriz domina el conjunto, las propiedades de la roca resultan isotrópicas.
En las rocas volcánicas también suelen presentarse texturas porfidíticas con fenocristales rodeados por una pasta de grano generalmente microscópico y a menudo con la presencia de vidrio a causa del enfriamiento muy rápido. Es frecuente, además, que muestren textura fluidítica y burbujas producidas por el escape de gas. En la medida en que aparezcan minerales alineados, la roca tendrá una mayor ortotropía.
Las rocas ígneas se pueden clasificar por el contenido de cuarzo, respecto a tipo de feldespatos ( % de feldespatos alcalinos respecto al de plagioclasas), respecto al porcentaje y clase de ferromagnesianos o por la textura.
Para la clasificación debe tenerse en cuenta, además de la composición mineralógica, el ambiente de formación (profundidad), la textura y otras propiedades como densidad y color; a las oscuras y densas que son ricas en ferromagnesianos se les llama rocas básicas o de minerales máficos, mientras que las claras y más ligeras formadas a partir de un magma rico en sílice y aluminio, se les denomina rocas ácidas o de minerales félsicos.
Figura 29. Manejo de un diagrama de triple entrada. En el diagrama triangular ABC, cada lado del perímetro se divide de 0% a 100%, en escala aritmética y en sentido retrógrado, para representar a los elementos A, B y C por sus porcentajes a, b y c respectivamente. En el vértice C se encuentra el 100% de C y el 0% de A; y el contenido en porcentaje de B que es b, se evalúa en el lado AB. Un punto P interior del triángulo es un compuesto que tiene tres coordenadas, a, b y c, leídas sobre cada uno de los lados del triángulo, tal que su suma sea 100%. El punto P (a, b, c) se localiza así: sobre CA marco a, por a trazo paralela al lado BC; sobre AB marco b, por b trazo paralela al lado AC, y sobre el lado BC marco c y por c trazo paralela al lado AB.
Las tres paralelas se encuentran en un único punto p, cuando
a+b+c=100%.
Según la proporción de sílice (SiO2), las rocas ígneas pueden ser ácidas, cuando este componente se encuentre en exceso y, tras combinarse con todos los demás, queda en cantidad suficiente para cristalizar dando cuarzo; intermedias, cuando hay suficiente sílice para combinarse con los demás componentes, pero no queda en exceso; y básicas, cuando presentan déficit de sílice y no aparece cuarzo. Existen todavía rocas más pobres en sílice que las básicas y son las ultrabásicas, rocas éstas características del manto.
Clasificación de Streckeisen
La denominación más precisa de las rocas conforme aumenta el contenido de sílice y cae la densidad, es el siguiente: ultrabásicas, con menos del 45%; básicas, del 45 al 52%; intermedias, entre el 52 y el 66%, y ácidas, más del 66%.
Figura 30. Diagrama de A. Streckeisen (1974): el diagrama es de triple entrada. Aplicando los elementos de la fig. 29, tanto para rocas volcánicas como plutónicas, se puede localizar una muestra de la que se conocen sus componentes. El triángulo superior se girará en sentido retrógrado y el inferior en sentido directo, para tener el lado común con una sola escala de porcentajes.
La fig. 30 muestra hasta 29 rangos de rocas, todas con feldespatos, en donde los 17 primeros tienen, entre sus componentes, al cuarzo y los doce siguientes a los feldespatoides. Para rocas volcánicas, (ver fig. 30): 3 riolita alcalina, 4 riolita, 5 riodacita, 6 dacita, 7 cuarzoandesita, 8 cuarzotraquita alcalina, 9 cuarzotraquita, 10 cuarzolatita, 11 cuarzolatita andesítica, 12 cuarzoandesita, 13 traquita alcalina, 14 traquita, 15 latita, 16 latita basáltica, 17 andesita o basalto toleítico, 22 andesita o basalto alcalino, 23 fonolita, 24 fonolita tefrítica, 25 tefrita fonolítica, 26 tefrita basánita (tefrita oliví), 27 y 28 foidita fonolítica y tefrítica, 29 nefelinita leucitita.
Para rocas plutónicas, (ver fig. 30): 1 cuarzolita (silexita), 2 granitoides cuarzosos, 3 granito de feldespato alcalino, 4 y 5 granito, 6 granodiorita, 7 tonalita, 8 cuarzo-sienita de feldespato alcalino, 9 cuarzo-sienita, 10 cuarzo-monzonita, 11 cuarzo-monzodiorita, 12 cuarzo-diorita o cuarzo-anortosita o cuarzo-gabro, 13 sienita de feldespato alcalino, 14 sienita, 15 monzonita, 16 monzo-diorita o monzo-gabro, 17 diorita, 18 sienita de feldespato alcalino con contenido de foideos, 19 sienita con contenido de foideos, 20 monzonita con contenido de foideos, 21 monzo-diorita o monzo-gabro con contenido de foideos, 22 diorita o gabro con contenido de foideos, 23 sienita feldespatóidica, 24 monzo-sienita feldespatoidea (plagio-sienita), 25 monzo-diorita o monzo-gabro feldespatoideo, 26 diorita o gabro feldespatoideo (teralita), 27, 28 y 29 foidolita.
PAISAJE IGNEO
Figura 31. Paisaje ígneo. 1. Volcán, 2. conducto, 3. tronco, 4. frentes lávicos, 5. manto o placolito, 6. lacolito, 7. lapolito, 8. domo, 9. caldera, 10. meseta lávica, 11. fisura, 12. stock (o batolito) con inclusiones ( xenolitos), 13. dique, 14. cúpula. Adaptado de La Tierra, Salvat, y de La Tierra, Círculo de Lectores.
Yacimientos. Las rocas ígneas pueden aparecer en yacimientos primarios cuando no han sido dislocadas por eventos tectónicos, ni transportadas de su lugar de origen; en el caso contrario se hablará de secundarios. Los yacimientos pueden ser masivos como en el caso de los plutones, derrames y extrusiones, o pueden ser de roca fragmentaria como las capas y los depósitos de explosión (mantos volcánicos, tobas e ignimbritas).
Tefras. En los depósitos de material fragmentado, transportado por el aire, los productos de caída forman capas que siguen las irregularidades topográficas del terreno; aquí los fragmentos pueden endurecerse por percolación del agua en el subsuelo o también pueden mostrar sinterización (soldadura) por calor propio.
De otro lado los depósitos de flujos piroclásticos se endurecen como tal y las partículas resultan sinterizadas por calor residual de las nubes; así, se llamarán entonces tobas si son depósitos endurecidos de cenizas volcánicas y brechas volcánicas si el depósito endurecido presenta escorias en una matriz de lapilli y cenizas, y finalmente aglomerado o conglomerado volcánico, el primero con bloques angulosos y el segundo con bloques redondeados en una matriz fina, siendo todo el material de origen volcánico.
Figura 32. La clasificación de las rocas piroclásticas puede hacerse según el tamaño (izquierda) o la naturaleza de los constituyentes (derecha), así: 1. Brecha piroclástica, 2. brecha tobácea, 3. lapillistone, 4. toba de lapilli, 5. toba (tuff), 6. tobas vítreas, 7. tobas líticas, 8. tobas cristalinas. Curso de petrología, J. L. Naranjo.
Derrames lávicos. El depósito de flujos lávicos, endurecidos por enfriamiento, (lavas solidificadas) recibe los nombres de:
Estructuras internas. Próximas a la superficie y con desarrollo horizontal está el Placolito o manto, el Lacolito y el Lapolito, los tres son plutones con profundidad superior e inferior conocida. De esta misma categoría pero con desarrollo vertical tenemos el tronco, el dique y la cúpula. De todas ellas las más connotadas son el manto o placolito y los diques. Las estructuras más profundas son el Stock y el Batolito, masas con profundidad superior conocida pero sin profundidad inferior conocida; la diferencia entre uno y otro es solamente el tamaño, si en superficie cubre un área de menos de 100 Km2 es Stock y si el área es mayor de 100 Km2 se denomina Batolito.
Características de los batolitos. Hoy se acepta el origen ígneo de los batolitos como también el fenómeno de granitificación explicado por soluciones magmáticas que invaden la roca encajante haciendo intercambio iónico; se acepta incluso el origen mixto y la posibilidad de que el batolito se forme en una actividad poligénica. Las características de los batolitos son:
- Están asociados a las cordilleras.
- Se extienden paralelos a las cordilleras.
- Se forman después del plegamiento pero no son causa de ello.
- Tienen techo dómico escalonado y presentan xenolitos, es decir, inclusiones extrañas, embebidas en el magma.
- Tienen constitución granítica, granodiorítica o cuarzodiorítica pero homogénea.
- Aparecen reemplazando grandes volúmenes de roca pero no aparecen los volúmenes desplazados, de ahí surge el misterio ígneo: ¿son magmas cristalizados, o por el contrario, son fruto de un metamorfismo de granitificación.
- Tienen gran volumen de rocas sin profundidad inferior conocida y una extensión mayor de 100 Kms cuadrados.
Ejemplos de Stock: el de Norcasia (proyecto Miel I), el de Manizales, el de Mariquita, el de Aranzazu, el de Arma, etc.
Ejemplos de batolitos: el del Bosque (Tolima), el de Ibagué, el Antioqueño (el más conocido), el de Santa Marta y el de Sonsón.
Estructuras vulcanogénicas. El relieve volcánico es el resultado del magmatismo que tiene un doble carácter, es constructivo y destructivo simultáneamente. El nombre de la acumulación de los productos magmáticos aparecidos en superficie es el de edificio o aparato volcánico cuya vulnerabilidad a los agentes erosivos depende de sí lo constituyen rocas masivas o masas fragmentadas. Será resistente si el proceso magmático es el efusivo, (derrame) tan frecuente cuando el magma es pobre en sílice; y será frágil si la construcción vulcanogénica procede de explosiones (magma pulverizado) lo que resulta frecuente en magmas viscosos.
Las estructuras se denominan así:
Mesetas de basalto. Son estructuras asociadas a derrames fisurales típicos de magmas básicos o fluidos con espesores del orden de los kilómetros y extensiones del orden de los miles de kilómetros cuadrados.
Escudos. Son construcciones derivadas de un vulcanismo de conducto; el edificio de gran base resulta con pendientes suaves, pues dicha acumulación se asocia a derrames y no a explosiones, es decir, a magmas básicos o fluidos; la construcción es maciza y por regla general está coronada de un lago da lava (cráter), ejemplos, Paramillo de Santa Rosa, Nevado del Huila y Mauna Loa.
La suave pendiente del paramillo de Santa Rosa anuncia el tipo de edificio volcánico
Estratovolcanes. Son edificios altos y grandes como el Fuji, Tolima, Vesubioy Ruiz; de paredes más abruptas que el anterior y menor base, con cráteres parásitos en ocasiones; son el producto de alternadas explosiones y efusiones por lo que su nombre anuncia la alternancia de capas de piroclastos y derrames solidificados. Desde un punto de vista general los estratovolcanes son formas particulares de volcanes compuestos, y se asocian a magmas intermedios.
Conos Cineríticos. Asociados a magmas viscosos e intermedios, son acumulaciones no muy grandes donde la base y la altura se regula por la fricción del cínder o magma pulverizado que las forma (piroclasto); son de pendiente fuerte y muy vulnerables a la erosión; se forman por fases explosivas y prolongadas.
Domos volcánicos. Otra estructura de conducto como las anteriores; se asocia a magma viscoso. Este elemento constructivo del relieve, carente de cráter (volcán fracasado) se explica por procesos extrusivos, ejemplos: San Cancio, El Plato, Alsacia, etc.
La presencia de domos volcánicos dispuestos en forma areal, entre Cerro Bravo y el Ruiz, parece anunciar un fracturamiento bidimensional del basamento; también, el alineamiento de domos al este de San Cancio, se correlaciona con la falla Villa María-Termales del Ruiz.
ALGUNOS TERMINOS Y DEFINICIONES
EJEMPLOS EN COLOMBIA
Según el Mapa de terrenos geológicos de Colombia (Ingeominas, 1983).
La cresta de Malpelo, con lavas almohadillas, brechas volcánicas, diques basálticos y hialoclastitas, representa una porción de la corteza oceánica excesivamente gruesa, cuya antigüedad es de 19 m.a. (millones de años).
Un complejo migmatítico asociado al magmatismo básico del proterozoico, se localiza al sur del río Guaviare y presenta variaciones desde alaskitas hasta monzonitas. También se encuentran sienitas en San José del Guaviare de 480 m.a. de antigüedad, y aspecto granítico y holocristalino.
Se pueden distinguir los granitos del migmatítico de Mitú, de finales del proterozoico medio (1500 m.a.). Además, un granito de color rosado-naranja y grano muy fino a fino, aflora al oeste de la población de Pescadero, Santander.
Donde la carretera Albania-Bolombolo cruza la quebrada Popala (Antioquia), y en el Cauca sobre los alrededores de Fredonia, aparecen basaltos de textura afanítica a porfidítica y composición diabásica.
En la isla de Providencia, las vulcanitas están representadas por lavas alcalinas a subalcalinas como son los basaltos, andesitas y riolítas ignimbríticas; todas asociadas a un vulcanismo en fracturas de la capa del Caribe, ocurrido durante el Terciario.
Un stock diorítico intruye la formación Quebradagrande, al norte y sur de Heliconia y al este de Ebéjico (Antioquia). Los pórfidos de Irra y los de Salento tienen composición andesítica-dacítica y textura porfidítica.
Las tobas del Juanambú, Cauca, son depósitos formados por cantos de andesitas, lapillis y cenizas, acumulados bajo un régimen fluvio-lacustre.
En los alrededores de la población de Honda, Tolima, está la formación Mesa del terreno Cajamarca, cuya litología muestra una unidad estratificada constituida por material volcánico -representado por andesitas, dacitas, pummitas y cenizas volcánicas- y un conglomerado de filitas. Le suceden estratos sedimentarios.
En Málaga, Santander, en los alrededores de Onzaga y Páramo de Canutos, se encuentran riolitas grises; algunas tienen textura porfidítica y otras, textura de flujo. En el morro del Salvador o el volcán Boyacá, al sur de Paipa, se observan tobas y rocas ígneas andesíticas y pórfidos, andesíticos y dacíticos, caolinizados.
Un gabro piroxénico con textura variable entre porfidítica y afanítica, aflora al oriente de Altamira y en la quebrada el Moro, Antioquia.
En los terrenos insulares del Pacífico, tenemos el complejo ígneo de Gorgona con una secuencia de peridotitas, dunitas y gabros, donde se da una secuencia ígnea de rocas máficas y ultramáficas que incluye flujos basálticos almohadillados y rocas tobáceas. También afloran peridotitas al suroccidente de Planeta Rica.
Una pegmatita aflora en la vereda la Laguna, municipio San Antonio (Tolima). Tonalitas del Cretácico afloran en la Sierra de la Iguana, al norte de San Jerónimo, Antioquia.
http://www.geocities.com/manualgeo/07_rocas_igneas.htm