Los reservorios magmáticos profundos son los que se encuentran en el manto y con menos frecuencia en la base de la corteza. Los edificios volcánicos resultantes están caracterizados por una elevada proporción de lavas respecto a los materiales fragmentarios, los cuales no superan el 1-5 % del volumen total de las erupciones.

Los requerimientos básicos para que el magma pueda desplazarse desde los reservorios profundos hasta la superficie son: 1) baja viscosidad del fundido; 2) velocidad de desplazamiento elevada, la cual está estrechamente ligada al punto anterior. Si la velocidad fuera baja, se congelaría en el camino; 3) presencia de un conducto (o un sistema de conductos) capaz de transportar el magma. Los magmas basálticos debido a su baja viscosidad cumplen perfectamente con los dos primeros requisitos.

Uno de los mayores problemas para explicar el ascenso del magma desde el manto es que debe atravesar la corteza inferior, cuyo comportamiento reológico a tasas bajas de deformación, es el de un cuerpo dúctil, contrastando con la corteza superior y el manto, que son rígidos. 

Con estas características es aparentemente difícil que se puedan formar fracturas en la corteza inferior. Sin embargo, la corteza inferior también se puede comportar como un cuerpo rígido en los casos en que las velocidades de deformación son altas. Un ejemplo característico de una alta tasa de deformación es la propagación de fracturas, que es del orden de varios metros por segundo. Si las fracturas comienzan a desarrollarse en el manto o en la corteza superior, cuyo comportamiento es normalmente frágil, al ingresar en la corteza inferior continuarán con su alta tasa de deformación, por lo cual esta se comportaría como un cuerpo rígido. Una vez finalizado el episodio que dio origen a las fracturas, las mismas podrían permanecer durante largo tiempo en la corteza superior y en el manto, pero desaparecerían en la corteza inferior como consecuencia de la deformación dúctil.

La forma del edificio volcánico resulta del apilamiento de sucesivas coladas, cuyo ángulo de reposo es bajo, del orden de unos pocos grados, porque las lavas tienen baja viscosidad. La proporción de material piroclástico es escasa debido al reducido proceso de vesiculación y fragmentación. Esto se debe al bajo contenido de agua disuelta en los magmas basálticos.

Los edificios volcánicos pueden estar constituidos por un único cono piroclástico y una colada, denominándose en estos casos volcanes monogénicos (Fig. 3). En otros casos los edificios están constituidos por varios conos conformando un escudo volcánico cuya altura es pequeña si se la compara con la gran extensión lateral. Un cono volcánico está constituido por escorias, bloques y bombas volcánicas de diversos tamaños (Láms. 5 y 6), y cementados por lava. Rara vez superan los 300 m de altura y en la mayoría de los casos sólo emiten una única colada. Los conos tienen forma de herradura, denominados conos aportillados, porque la parte que falta ha sido arrastrada por la colada (Fig. 3).

Las coladas pueden derramarse sobre superficies cuyas pendientes pueden ser tan pequeñas como de 1 a 2 grados y aún así, recorren distancias de más de 50 km. Los espesores de las coladas sobre superficies planas son de unos pocos metros, del orden de 2 a 6 m, aumentando sobre las depresiones topográficas. De acuerdo con la morfología y la estructura interna las coladas se dividen en dos grandes grupos: las coladas tipo aa y pahoehoe, ambos nombres provie-

nen del idioma nativo de la isla de Hawai (Fig. 3).

Las lavas tipo aa (Lám. 3) avanzan por un canal principal con albardones a ambos lados (Figs. 4 y 5a). En sus fases distales pueden abrirse en forma de abanico si la topografía del terreno es apropiada. Los canales son los lugares por donde la lava ha fluido con mayor velocidad. Están constituidos en su parte superior por bloques sueltos. Los albardones están compuestos por bloques, bombas y material escoriáceo cementados por la lava. A veces las superficies de los bloques que se encuentran en el canal tienen espejos de fricción y gruesos surcos provocados por el rozamiento entre ellos. Ejemplos de coladas tipo aa se encuentran en las erupciones basálticas adventicias ubicadas en los flancos del Volcán Payún Matrú, provincia de Mendoza (Llambías, 1966; González Díaz, 1970).

Las lavas pahoehoe (Figs. 5b y 6, Lám. 4) tienen una morfología diferente a la de las lavas aa, lo cual se debe a que se desplazan con menor velocidad que las lavas aa. La efusión de una colada pahoehoe se produce en pulsos sucesivos, con una periodicidad inferior a la del tiempo que tardaría cada uno de ellos en congelarse. Por esta razón la lava se acumula progresivamente en las cercanías del conducto hasta que el apilamiento adquiere un cierto volumen que desencadena

el desplazamiento lateral y comienza a fluir como colada. El avance se produce en forma de numerosos pulsos que se desplazan al mismo tiempo y fluyen por debajo de una costra rígida, congelada, que evita el enfriamiento del sector central (Fig. 5b). De esta manera se posibilita un gran desarrollo de la colada, desplazándose hasta más de 50 km del conducto emisor. La característica más importante de las lavas pahoehoe es que la superficie es suave y el techo de la colada posee abovedamientos de 40 a 150 m de largo por 2 a 5 m de altura, con fracturas extensionales en su parte superior denominados túmulos (Lám. 7). Se producen por la presión de la lava que se encuentra por debajo de la costra solidificada. También se producen por un cambio en la pendiente del sustrato o por el sorteo de un obstáculo o irregularidad del terreno. Es común que los túneles queden vacíos por el avance de la lava y también son comunes las depresiones producidas por el colapso del techo de los mismos. La colada tiene un diseño lobular porque cuando las paredes laterales se fracturan la lava se escapa formando lóbulos (Fig. 6).

Las lavas pahoehoe y aa pueden coexistir en una misma colada, donde el movimiento de la lava tiene distintas modalidades debido a diferencias en la velocidad y en el caudal. Un caudal elevado promueve altas velocidades, favoreciendo el desplazamiento por canales. Velocidades lentas permiten la formación de costras congeladas que restringen el movimiento a lo largo de tubos. Rowland y Walker (1990) determinaron que cuando el caudal es mayor a 5^-10 m 3 s ^-1 , el flujo es preferentemente por canales abiertos y si es menor, se forman las lavas pahoehoe.

Los plateau basálticos son campos basálticos de gran extensión que se encuentran en el interior de los continentes. Están compuestos por coladas basálticas. Cuando las coladas han sido removidas por la erosión afloran enjambres de diques de similar composición, y posiblemente son los que alimentaron las coladas. Los edificios volcánicos no son evidentes y el modelo de erupción más probable es el de tipo fisural.

El plateau basáltico de Paraná-Etendeka es uno de los más grandes del Fanerozoico, con una extensión de 1 x 10 ⁶ km ² de superficie y un volumen cercano a 1 x 10 6 km ³ . Está constituido por una monótona sucesión de coladas de basaltos toleíticos que rematan en la parte superior con riolitas, que a su vez constituyen pequeños plateaus. La característica más destacable es que su edad está comprendida entre 129 y 134 Ma, lo cual significa que en apenas 5 Ma se desarrolló la casi totalidad del plateau. Los requerimientos energéticos para explicar tan elevada tasa de emisión de lava han sido adjudicados a la presencia de una vigorosa pluma instalada en la base de la litósfera, y que estaría relacionada con la apertura del Océano Atlántico.

En la Patagonia las coladas basálticas cubre una amplia extensión En conjunto constituyen un plateau basáltico, cuyos afloramientos no son continuos (Fig. 7). Las erupciones basálticas comenzaron en el Paleógeno, pero su mayor desarrollo se produjo en el Neógeno. Las ultimas coladas son cuaternarias y aun conservan intacta su morfología. Las coladas están compuestos mayormente por basaltos olivínicos alcalinos y en parte por basaltos nefelínicos. La característica más sobresaliente es la de contener nódulos ultramáficos, que han sido interpretados como provenientes del manto (Corbella, 1973; 1984; Labudía et al., 1989; Ardolino y Franchi, 1993; Mahlburg Kay et al., 1993; Gorring et al., 1997; Mahlburg Kay y Gorring, 1999). Los campos basálticos que componen el plateau basáltico de la Patagonia se extienden desde el sur de Mendoza y nordeste del Neuquén hasta Río Gallegos. El campo basáltico del sureste de Mendoza fue relacionado a los de Patagonia por Polanski (1954) quien lo había descripto como una "Patagonia mendocina" por su similitud con los de la Patagonia. Abarcan una área de 20000 km ² . Recientemente

Bertoto (2000) describió xenolitos ultramáficos en las lavas basálticas de los volcanes del oeste de La Pampa, corroborando la correlación de estos basaltos con los de la Patagonia. En la Patagonia extraandina las coladas basálticas se encuentran dispersas en casi toda la región, concentrándose en los Macizos de Somuncura y del Deseado. El campo de basaltos de la meseta de Somuncura, abarca una extensión de aproximadamente 25000 km ² , con espesores de unos pocos metros, en la periferia del mismo, hasta algo más de 100 m en la parte central. El campo de basaltos del Macizo del Deseado también cubre una extensión similar, extendiéndose hasta la Cordillera de los Andes. Estos basaltos han sido estudiados en detalle debido a la presencia de xenolitos ultramáficos, cuyo estudio permite conocer la composición del manto, y a su relación con la subducción Cenozoica, en un ambiente de retroarco con limitada extensión.

Entre las erupciones volcánicas provenientes de reservorios profundos se encuentran las kimberlitas, cuyos edificios volcánicos son simples y están constituidos por diatremas y un pequeño anillo de toba (ring tuff) a su alrededor. Las diatremas se encuentran en la superficie del volcán y son estructuras parcialmente vacías, con forma de embudo invertido, rellenas con brechas, cuyos clastos provienen de la roca de caja y del mismo magma. Se forman por violentas explosiones debido a la gran cantidad de gases que intervienen, ya sea originados a partir del magma o de agua meteórica. Los anillos de toba que la rodean están formados por delgadas láminas de rocas piroclásticas de grano fino a mediano. Las diatremas se encuentras asociadas a diversos tipos de volcanes y son indicadoras de violentas y breves explosiones en las cercanías de la superficie.

Las kimberlitas son rocas ultramáficas muy ricas en potasio, que están constituidas por grandes cristales de olivina, e individuos menores de enstatita, diópsido rico en cromo, granate (piropo-almandino) y flogopita. Son rocas comúnmente alteradas, ricas en serpentina, carbonatos, flogopita secundaria y otros minerales de alteración. Como accesorio, y en muy pequeña proporción, contienen diamante, que es la fase de alta presión del carbono. De acuerdo con la composición mineralógica, las alteraciones y el estudio de los enclaves y xenolitos se puede establecer que el magma kimberlítico se formó en el manto y es muy rico en volátiles, en particular

CO 2 y H 2 O.

Contienen abundantes xenolitos provenientes de distintos niveles del manto y de la corteza.

Las más comunes son de eclogitas y peridotitas con granate, que se supone provienen del manto.

También contienen inclusiones de diversas rocas de la corteza, incluyendo desde la corteza profunda hasta la superficial, lo cual está indicando un proceso fuertemente abrasivo durante el ascenso.

La mayor concentración de kimberlitas se encuentra en el cratón de Kaapvaal, África del Sur y en Yakutia, Siberia. El cratón de Kaapvaal tiene una edad de 3,5 Ga, está relacionado con una litósfera mucho más gruesa que en otras regiones, y su característica más importante es la de tener una raíz rígida que puede llegar hasta 380 km de profundidad (Vinnik et al., 1996). Las kimberlitas de África del Sur tienen edades mucho más jóvenes que el cratón y están comprendidas entre el Precámbrico y el Cretácico. Las edades de las kimberlitas de Siberia se encuentran comprendidas entre el Ordovícico al Jurásico. No se han hallado kimberlitas en los ambientes oceánicos ni tampoco en las fajas orogénicas.

Las diatremas son pequeñas, menores a 1 km ² de superficie, y tienen forma de embudo invertido. Están rellenas por brechas con clastos de kimberlita y de la roca de caja. Un anillo de toba rodea las diatremas. Escasos diques y filones capa están asociados al conducto y no se hallan lavas ni otros depósitos piroclásticos. En el interior de la diatrema se pueden encontrar depósitos lacustres más jóvenes.