Los reservorios magmáticos superficiales son los que se encuentran en la parte superior de la corteza. Están relacionados a magmas viscosos, con composiciones intermedias a silícicas, cuyo escurrimiento a través de fracturas es mucho más difícil respecto a los magmas máficos, de menor viscosidad. En muchos casos los reservorios magmáticos suelen estar muy cerca de la superficie, a veces a una profundidad de solamente 1.000 m. Cuando la erosión ha descubierto las raíces del edificio volcánico se observa que los cuerpos intrusivos, con texturas típicamente plutónicas, intruyen las unidades extrusivas basales consanguíneas, correspondientes al edificio volcánico. Entre los numerosos ejemplos cabe citar el del área de La Esperanza, Río Negro, donde el plutón granítico Calvo, de sección sub-circular, intruye a las ignimbritas precursoras al emplazamiento del mismo (Llambías y Rapela, 1984).

Los edificios volcánicos que se producen por el drenado de reservorios magmáticos superficiales tienen características que los distinguen de los edificios formados a partir de reservorios profundos. Esto se debe a que la energía necesaria para desencadenar la erupción se origina en procesos diferentes. Los procesos más importantes están relacionados con la brusca liberación de la presión confinante, que favorece la separación de la fase volátil. Por esta causa los procesos de vesiculación y fragmentación juegan un rol importante durante la erupción, a diferencia de las erupciones originadas en reservorios profundos, en las cuales estos procesos son muy poco frecuentes.

Vesiculación y fragmentación: Al conectarse el reservorio magmático con la superficie, se produce una descompresión casi instantánea, cuya magnitud depende de la profundidad del reservorio y de su presión interna. Es frecuente que estos reservorios magmáticos desarrollen una presión interna mayor que la litostática, debido a que durante la cristalización, la fase magmática residual se enriquece gradualmente en volátiles, principalmente de agua, que tiene alto volumen específico. Esto sucede aún en magmas pobres en agua, porque a medida que progresa la cristalización, el magma residual se enriquece en volátiles, debido a que los minerales más abundantes, cuarzo y feldespatos, son anhidros. Las fases magmáticas residuales pueden saturarse y, debido a las corrientes convectivas del reservorio magmático, se concentran en la cúpula del mismo. El exceso de presión ejercido por la concentración final de agua en el magma puede superar la presión litostática hasta en 200 MPa, promoviendo la formación de fracturas que, al propagarse, logran alcanzar la superficie.

La violenta descompresión del reservorio magmático produce inmediatamente la sobresaturación en agua, formándose una fase vapor independiente, que se separa del fundido y forma burbujas (Fig. 8). Si la presión interna de las burbujas no es suficiente para fracturar los tabiques de magma que las separan, el material se denomina espuma. La piedra pómez, tan común en los volcanes con composiciones intermedias a ácidas, es un ejemplo de una espuma congelada.

El desarrollo de las burbujas comienza con la nucleación y continua con el crecimiento.

Durante el crecimiento deben desalojar el material fundido que las contienen. Se establece así una relación entre los esfuerzos internos de la burbuja y los esfuerzos del líquido, representados por su resistencia a deformarse. Cuando los tabiques que separan las burbujas tienen un comportamiento dúctil, el líquido se escurre fácilmente sin modificar mayormente el sistema. Pero si los tabiques tienen un comportamiento frágil, al superar la presión interna de la burbuja la resistencia del tabique, se produce la fracturación del mismo. Cuanto mayor es la resistencia del tabique mayor es el carácter explosivo de la fracturación. Este proceso se denomina fragmentación y da lugar a una suspensión, que consiste en partículas de vidrio, gas y partículas sólidas que existían en el magma, como ser cristales e inclusiones líticas.

El comportamiento dúctil o frágil de los tabiques durante el crecimiento de las burbujas depende del coeficiente de relajación (véase el capítulo Reología), que expresa el tiempo que tarda en comenzar a deformarse el material. Si la velocidad a la cual crece la burbuja supera el tiempo de relajación, el tabique se comporta como un material frágil. El coeficiente de relajación es 

= /M y su dimensión es tiempo, donde = viscosidad y M = módulo elástico. El coeficiente de relajación disminuye con el aumento de la temperatura: cuanto más alta es la temperatura, más pequeño es el coeficiente de relajación. A temperaturas del orden de 1000°C el tiempo de relajación es de alrededor de 1 x 10 ^-4 s, mientras que a temperaturas cercanas al solidus (700 - 800°C) es del orden de 1 segundo o aún mayor (Dingwell, 1998). Esto significa que cuanto menor sea la temperatura del magma mayor será la explosividad de la erupción, siempre y cuando la presión interna de las burbujas sea superior a la resistencia del fundido. Por esta razón las erupciones freatomagmáticas se encuentran entre las más explosivas, debido a la abundancia de agua y al rápido calentamiento de la misma, lo cual implica la disminución de la temperatura del magma.

La energía generada por el proceso de vesiculación y fragmentación es en muchos casos tan alta que el material se extruye con velocidades que llegan a ser supersónicas, formando por encima del conducto la columna eruptiva o pluma eruptiva (Fig. 9). La elevada concentración de energía permite a la columna alcanzar los niveles más altos de la atmósfera. Este proceso, que solamente dura unos pocas horas o unos pocos días, aunque con intermitencias, evidencia una relación energía/tiempo muy alta, en contraposición con muchos otros procesos geológicos, que son muy lentos. El ascenso de la columna eruptiva se facilita por el movimientos turbulento de la misma, que al atrapar el aire y calentarlo, disminuye la densidad de la misma, ascendiendo por gravedad. En este caso la columna eruptiva es sostenida (Fig. 9a), porque se mantiene en la atmósfera sin precipitarse a tierra.

Al disminuir la violencia de la fragmentación, la parte inferior de la columna eruptiva, que es la porción más densa de la misma, pierde sustentación y colapsa (Fig. 9b). La masa gaseosa cargada con las partículas sólidas desciende por las laderas del volcán en forma vertiginosa, con velocidades iniciales de hasta 200 m s ^-1 . En forma genérica se trata de un flujo de densidad (= corriente de gravedad; = corrientes de densidad). Los flujos de densidad son flujos horizontales con estratificación interna, la cual se forma por diferencias de densidad debido a la variación en la proporción de gases (Simpson, 1997). En consecuencia los flujos están internamente estratificados, con las partes más densas en la base del mismo. Las corrientes de densidad ocurren en diferentes ambientes, como por ejemplo como consecuencia de violentas tormentas, avalanchas, erupciones volcánicas, deslizamientos subácuos, etc.

Los flujos de densidad originados por la fragmentación del magma se denominan flujos de densidad piroclásticos y fueron referidos como nubes ardientes por Lacroix al describir la erupción de 1902 del Mount Pelée, en la Isla de Martinica. Esta erupción, que duró unas pocas horas, destruyó completamente la ciudad de San Pierre de Miquelon, matando a todos su habitantes - con excepción de un preso condenado a muerte - que no tuvieron tiempo de escapar por la rapidez del proceso. Fue

un flujo piroclástico muy diluido, con muy alta proporción de gas, al cual también se lo puede denominar como oleada piroclástica o surge.

La parte inferior del flujo de densidad piroclástico es más densa que el resto porque contiene mayor proporción de partículas, además de tener mayor tamaño, desplazándose por los valles fluviales o cualquier otra depresión (Fig. 10). A esta sección inferior también se la describe como un flujo piroclástico y a las rocas resultantes como ignimbritas. En los flujos piroclásticos la proporción de partículas respecto a la de gas es ampliamente variable. Freundt (1998, 1999) opina que los flujos piroclásticos de alta temperatura tienen baja concentración de partículas y alta proporción de gas, es decir son flujos diluidos, y que, además, son turbulentos. En la parte frontal del flujo piroclástico se pueden producir violentas explosiones dando origen a oleadas piroclásticas. Además, sobre el flujo piroclástico también se pueden formar varias columnas eruptivas, que se denominan plumas coignimbríticas o simplemente coignimbritas. En su parte superior también se expanden lateralmente formando un sombrero, desde el cual se produce la caída de tefras (Fig.10). La erupción de julio de 1980 del Monte Santa Helena, Estados Unidos, produjo hasta cuatro columnas coignimbríticas sobre el flujo piroclástico (Sparks et al., 1997, p. 182-183).

La viscosidad de los flujos piroclásticos es muy baja debido a la elevada presión interna de la fase gaseosa, que evita la fricción y la aglomeración de las partículas. En los flujos piroclásticos que tienen temperaturas superiores a la de la transición del vidrio, los vitroclastos se aglomeran y tienden a concentrarse en la parte basal del flujo, en la medida que el flujo turbulento lo permite.

La abundancia de rocas piroclásticas en los edificios volcánicos es un indicio que la mayor parte de la energía consumida durante la erupción proviene de la vesiculación y fragmentación del magma.

Ambos procesos están estrechamente relacionados con la descompresión del reservorio, causada por

la formación de fracturas que lo conectan con la superficie. Por ejemplo, si la cúpula del reservorio magmático se encuentra a 2,5 km de profundidad, el peso de las rocas suprayacentes ejerce una presión de 100 MPa. Al unirse el reservorio con la superficie a través de una fractura se produce una caída de presión de 100 MPa, movilizando el magma hacia la superficie. Un ejemplo cotidiano de este proceso es la expulsión de líquido en un sifón de soda.

El ángulo de reposo de los materiales sueltos depositados en el entorno del conducto puede llegar hasta casi 40°. También tienen alto ángulo de reposo las lavas con alta viscosidad, por lo cual se desplazan lentamente, a veces con velocidades de pocos metros por día, congelándose en las laderas del volcán. Estas características son propias de los estratovolcanes (Lám 8), compuestos en su mayoría por rocas mesosilícicas.

Los procesos eruptivos relacionados con las cámaras magmáticas superficiales tienen una diversidad extraordinaria y por lo tanto existe una gran variedad de rocas y de estructuras. Esto se debe a las innumerables variables que intervienen durante la erupción. Los estilos eruptivo más frecuente son el pliniano y el vulcaniano, incluyendo el amplio rango de variaciones causadas por los distintos grados de colapso de la columna eruptiva.

Los procesos volcánicos más comunes y sus productos son: flujos de densidad calientes que originan los flujos piroclásticos y las oleadas piroclásticas, los flujos de lava, que forman las coladas, los flujos de densidad fríos, que forman los lahares, y los depósitos piroclásticos de caída.

Los flujos de densidad calientes se forman por la fragmentación explosiva del magma y por el colapso de la columna eruptiva o de domos en crecimiento. La temperatura del flujo proviene del magma y de los gases calientes que contiene. Con frecuencia la temperatura de los flujos es menor que la del solidus correspondiente al magma.

Flujos piroclásticos: Ignimbritas: Las ignimbritas son las rocas producidas por los flujos piroclásticos. El nombre de ignimbrita fue acuñado por Marshall (1935) y desde esa época ha tenido varios significados, habiendo sido empleado en numerosas ocasiones como sinónimo de toba soldada (welded tuff). En la actualidad el término ignimbrita comprende a todas las rocas formadas por flujos piroclásticos, independiente del grado de soldamiento y, en consecuencia, de la temperatura. Las composiciones de las ignimbritas varían desde intermedias hasta ácidas.

Así p. ej., se pueden reconocer ignimbritas andesíticas, ignimbritas riolíticas, etc. Con frecuencia estas rocas son denominadas simplemente como ignimbritas. Sin embargo, en estos casos solamente se hace referencia a la textura o al tipo de proceso que las formó, pero no se incluye la composición. Por esta razón, es necesario especificar la composición, p. ej. ignimbrita dacítica; riolita ignimbrítica, etc. Los magmas basálticos raramente forman ignimbritas, debido a su incapacidad de formar columnas eruptivas. Por este motivo las ignimbritas basálticas son muy raras y se las conoce como una excepción en las Islas Canarias (Freundt y Schmincke (1995) .

Los flujos piroclásticos se producen por el colapso de la parte inferior, más densa, de la columna eruptiva, desplazándose a alta velocidad por la superficie (Fig. 10). También se producen por el colapso o la desintegración de un domo en crecimiento. Debido a la velocidad del flujo piroclástico, que puede llegar a más de 400 km/h, durante su avance puede vencer obstáculos y sobrepasar elevaciones. La magnitud de la velocidad del flujo piroclástico depende de: 1) la altura del colapso de la columna eruptiva, transformándose la energía potencial en cinética, 2) la velocidad de extrusión; 3) la proporción sólido/gas y 4) las pendientes topográficas.

Los flujos piroclásticos están compuestos por vitroclastos, cristaloclastos (que son los restos de los fenocristales), trozos de rocas (componentes líticos), piedra pómez y gas. Los vitroclastos resultan de la fragmentación del magma y corresponden a los tabiques que separan las burbujas. Representan las últimas porciones del magma y están constituidos por vidrio. Los trozos de pómez están constituidos por vidrio, burbujas y cristales, representan pequeñas parcelas de magma altamente vesiculado, pero que no alcanzaron a fragmentarse. Cuando están deformados y compactados se denominan "fiammes" (Fig. 11). Los cristaloclastos constituyen los fragmentos de los fenocristales que se formaron en la cámara magmática, con anterioridad a la erupción. En general se encuentran rotos o fracturados. Los trozos de rocas o litoclastos provienen de las paredes del lugar donde se produce la fragmentación, que por su carácter explosivo la rompen en pequeños fragmentos. En este caso la composición de los litoclastos es similar a la del hospedante, pero en algunos casos, el flujo puede incorporar litoclastos con distintas composiciones, pero siempre provenientes del edificio volcánico.

Las ignimbritas formadas por el colapso de un domo tienen abundante proporción de material fino, de bloques y de cristaloclastos, y son pobres en pómez. En muchos casos adquieren el aspecto de avalancha de bloques. En general el volumen de estos flujos es pequeño. Estas características permiten diferenciarlas de las ignimbritas formadas por el colapso de la columna eruptiva.

Los flujos piroclásticos son unidades volcánicas complejas, porque en su formación intervienen numerosas variables y porque se depositan caóticamente debido a la violencia y rapidez del proceso eruptivo. Es frecuente la estrecha relación de las ignimbritas con los depósitos de oleadas piroclásticas, los de caída de tefra y los flujos piroclásticos secundarios, provenientes del colapso de las coignimbritas, etc. La distribución de los pómez y líticos y la densidad de las rocas también es variable tanto en sentido lateral como vertical.

En la descripción de las ignimbritas es importante referirse a la relación de aspecto (aspect ratio), que es la relación entre el promedio del espesor y el diámetro de un círculo equivalente a la superficie del depósito (Walker et al., 1980; Walker, 1983). Esta relación implica la capacidad de distribución de cada flujo piroclástico. Las ignimbritas con elevada relación de aspecto, son las que se concentran en valles, fluyen con forma de lóbulos, tienen alta densidad y en muchos casos alta temperatura. Un ejemplo de este tipo son las ignimbritas tardías de la Formación Chon Aike, en el Macizo del Deseado, provincia de Santa Cruz, (Echeveste et al., 1999). Las ignimbritas con una relación de aspecto baja, tienen menor densidad y sus respectivos flujos pudieron sortear obstáculos topográficos. En el volcán Payún Matrú las ignimbritas de alta relación de aspecto se encuentran en los flancos del volcán, son ricas en vidrio y los vitroclastos y fiammes tienen elevada deformación, con evidencias de haber fluido como una lava. Las ignimbritas de baja relación de aspecto, son poco densas, están escasamente soldadas y se encuentra en niveles topográficos con distintas alturas, lo cual significa que no hubo un estricto control topográfico durante su desplazamiento. En el Payún Matrú tienen una amplia distribución areal que circunda al volcán, alcanzando hasta 40 km de distancia del borde de la caldera.

El volumen de los flujos piroclásticos es muy variado, desde < 1 km ³ hasta varias decenas y centenas de km ³ . Los flujos de mayor volumen alcanzan hasta 700 km ³ . Las erupciones con volumenes considerable están asociadas con frecuencia a la formación de una caldera debido a que la parte superior del volcán, al vaciarse parcialmente la cámara magmática, pierde sustentación y se desploma a través de las fracturas anulares. La erupción del volcán Taupo, Nueva Zelandia, en el año 186 de nuestra era, arrojó 10 km ³ de densas ignimbritas, con un contenido de inclusiones líticas de 2,1 km ³ . La erupción de la ignimbrita fue precedida de una fase pliniana cuyo caudal de descarga fue de 1 x 10 ⁹ kg s ^-1 , aumentando a 1 x 10 ¹¹ kg s ^-1 durante la erupción de la

ignimbrita (Wilson, 1985). La erupción de la toba Bishop, relacionada con la formación de la caldera de Long Valley, consta de una depósito formado por una erupción pliniana de 50 km ³ y de una extensa ignimbrita, que alcanzó un volumen de 700 km ³ , con un contenido de líticos comprendido entre 7 y 20 km ³ (Hildreth y Mahood, 1986).

Las ignimbritas en general están acompañada por otros productos volcánicos que se originan durante el episodio eruptivo. Es frecuente que la erupción de una ignimbrita sea precedida por depósitos de caída originados en una fase pliniana precursora, y/o por depósitos formados por oleadas piroclásticas sobre los cuales puede fluir la ignimbrita. Asimismo, la porción menos densa del flujo de densidad y la convectividad ascendente de las columnas coignimbríticas (Fig.10), producen depósitos secundarios, de pequeño volumen, que pueden originar flujos piroclásticos secundarios y depósitos por caída de tefras. Con frecuencia estos depósitos se interdigitan con la ignimbrita principal, formando complicadas secuencias difíciles de interpretar. Esta gran variedad se debe a la violencia de los mecanismos eruptivos y a los rápidos cambios que se producen durante su desarrollo. Al final del periodo explosivo, y agotada la capacidad de vesiculación y fragmentación, la erupción puede continuar con magma no fragmentado, dando lugar a la formación de lavas, lavas dómicas y/o domos, que por su alta viscosidad tienden a congelarse en los alrededores del conducto. En numerosas ocasiones la formación de domos sella la cámara magmática, que si se mantiene activa puede volver a aumentar su presión interna y comenzar con un nuevo ciclo piroclástico.

Las temperaturas de los flujos piroclásticos son extremadamente variables, desde frías (100- 300°C) hasta cercanas a la temperatura del solidus (700-900°C). La temperatura del flujo piroclástico se puede apreciar en forma cualitativa de acuerdo con la densidad de las rocas, que depende del grado de soldamiento, y cuyo efecto es disminuir la porosidad. Las ignimbritas con elevado soldamiento, cuyas densidades se acercan a la de las riolitas lávicas, tienen alrededor de 2600 kg m ^-3 . Cuanto menor es la temperatura menor es la densidad de las rocas, llegando a valores tan bajos como 2000 kg m ^-3 .

La estrecha dependencia entre el grado de soldamiento y la temperatura se debe a las propiedades reológicas del vidrio que, debemos recordar, es un líquido sobreenfríado. A bajas temperaturas el vidrio se comporta como un cuerpo rígido, con un coeficiente de relajación alto, disminuyendo a medida que aumenta la temperatura. La temperatura a la cual el vidrio comienza a fluir se denomina temperatura de transición del vidrio (Dingwell, 1998a). La importancia de la temperatura de transición se refleja en el comportamiento reológico de las rocas volcánicas, sometidas a bruscos descensos de temperatura y a los procesos de vesiculación y fragmentación. Por debajo de esta temperatura el vidrio no disipa los esfuerzos (los almacena), mientras que por encima la disipación es efectiva (porque fluye). La temperatura de transición del vidrio varía con la composición del magma y disminuye con el contenido de agua disuelta (Dingwell et al., 1996, Fig. 12). La temperatura de transición disminuye rápidamente con pequeñas cantidades de agua, estabilizándose alrededor de 700 - 600°C.

La temperatura de transición del vidrio también es afectada por la composición de los fundidos. Los fundidos metaluminosos y peraluminosos tiene similares temperaturas de transición, mientras que los fundidos peralcalinos tienen una temperatura menor en aproximadamente 100°C, y también tienen menor viscosidad, para un mismo contenido de agua (Dingwell et al., 1998).

Debido a la elevada fluidez de los fundidos peralcalinos, la pérdida de gas es mucho más fácil que en los fundido metaluminosos, y en consecuencia la explosividad de los procesos eruptivos es menor. Debido a estas características el relieve de los edificios volcánicos constituidos por magmas peralcalinos es suave, con bajo ángulo de reposo de los materiales acumulados. También, como consecuencia de la menor temperaturas de transición del vidrio, estos flujos piroclásticos son con frecuencia de alto grado (véase los próximos párrafos), con atributos reomórficos (Fig. 13).

En síntesis, las propiedades descriptas explican las diferencias entre los edificios volcánicos construidos por los magmas metaluminosos y por los peralcalinos. Los primeros forman estratovolcanes, mientras que los segundos  tienden a construir escudos volcánicos, e inclusive podrían llegar a producirse derrames de tipo fisural.

Los vitroclastos a temperaturas por encima de la transición del vidrio se pegan entre sí, aglomerándose y fluyendo. Las ignimbritas formadas a una temperatura superior a la de transición se las reconoce como ignimbritas de alto grado (Lám. 10) o ignimbritas de alta temperatura, y fueron descriptas con anterioridad como reoignimbritas, debido a su capacidad de fluir (Walker, 1983). Estas ignimbritas son comunes en ambientes de intraplaca y en asociaciones post-orogénicas tardías. Son frecuentes en los plateau riolíticos permo-triásicos y jurásicos de Argentina, como los de la provincia de La Pampa y de los Macizos Norpatagónico y Deseado, donde fueron descriptas como "pórfidos cuarcíferos". En el plateau riolítico de La Pampa, Quenardelle y Llambías (1997) las describieron como reoignimbritas, debido a su alto grado de soldamiento y por las texturas marcadamente fluidales. En el Macizo del Deseado las ignimbritas tardías de la Formación Chon Aike también fueron descriptas como de alto grado por Echeveste et al. (1999), conservándose las formas lobulares del flujo piroclástico.

Las características más importantes de las ignimbritas de alto grado y que permite distinguirlas de las de bajo grado son las siguientes:

1) Los vitroclastos están intensamente deformados (Fig. 13). Algunas texturas como el desarrollo de colas respecto a las partículas sólidas, el agrupamiento de los vitroclastos en bandas de espesor milimétrico, a veces plegadas, y desarrollos sigmoides en biotitas, son indicadores flujo.

2) Las fiammes son laminares a discoidales. Han perdido totalmente su porosidad y están constituidas por vidrio compactado, el cual con frecuencia debido a la actividad de los gases está devitrificado.

3) A nivel megascópico muestran flujo laminar, evidenciado por planos de exfoliación similares a los de las lavas y los domos subvolcánicos. El espaciado de esta foliación puede llegar a ser muy fino, del orden de unos pocos milímetros.

4) Un perfil vertical del flujo piroclástico muestra que la densidad de las rocas es bastante homogéneo (Fig. 14b). Una característica descollante, pero no siempre presente, es la presencia de un nivel vítreo compacto, masivo, similar a las obsidianas, en la base del flujo, con texturas perlíticas, que puede llegar a tener hasta un par de metros de espesor. El vidrio está compuesto por una masa de vitroclastos intensamente deformados y compactados (Fig.13).

5) El espesor del flujo puede llegar hasta alrededor de 100 m y en general recorren una distancia de hasta 40 km, bastante menor que algunos flujos piroclásticos de bajo grado. El volumen es pequeño, del orden de 5 a 40 km ³ , comparativamente mucho menor respecto a las ignimbritas de bajo grado. La relación de aspecto es alta. De acuerdo con el pequeño volumen de las ignimbritas de alto grado, las calderas a las que pudieran estar conectadas serían de pequeñas dimensiones. En los casos de grandes plateaus riolíticos, como en el Macizo del Deseado, para cubrir una área tan extensa con ignimbritas de alto grado, se requerirían numerosos centros volcánicos, muchos más que si se tratara de ignimbritas de bajo grado. Es probable que el volcanismo en este

sector sea de tipo fisural, con algunos conductos a lo largo de las fisuras más activos que otros, constituyendo pequeños centros volcánicos.

6) Las ignimbritas de alto grado están pobremente relacionadas a depósitos piroclásticos de caída y a brechas en general. Las pendientes de los edificios volcánicos son de pocos grados, mucho menor que en los estratovolcanes y, probablemente, su forma tiene algunas características similares a las de los escudos basálticos. No se observa una clara relación con calderas, o fracturas anulares, como es el caso de las ignimbritas de bajo grado, y como se mencionó en el punto anterior no se puede descartar un mecanismo de erupción fisural. Esto no significa que no existan calderas, pero debido al escaso despegue de los edificios volcánicos del suelo, las calderas pudieron haber sido anegadas por las erupciones posteriores.

7) Las composiciones predominantes son peralcalinas y mayormente se encuentra en un ambiente de intraplaca.

8) En diversas ocasiones las ignimbritas de alto grado fueron confundidas con coladas lávicas, por su gran parecido con ellas.

Las ignimbritas de bajo grado son las que se forman por debajo de la temperatura de transición del vidrio. En consecuencia no muestran texturas que indiquen flujo, aunque los vitroclastos están deformados y poseen orientación debido a los procesos de compactación posteriores a la deposición. La mayor parte de las texturas observadas son posdeposicionales. es decir se formaron una vez que el flujo se ha detenido. Las densidades de las rocas son menores que las de las

ignimbritas de alta temperatura. La extensión lateral puede ser mucho mayor que las ignimbritas de alto grado, alejándose una mayor distancia del centro emisor.

Las composiciones de las ignimbritas de bajo grado varían desde andesitas hasta riolitas, composiciones que son características de las series calco-alcalinas. Están estrechamente relacionadas con estratovolcanes y con sus calderas. Son típicas de los Andes y en general de todo el margen continental activo americano. Debido a esta amplia distribución sus características son muy populares y han sido profusamente descriptas.

Las características más importantes de las ignimbritas de bajo grado se pueden resumir en los siguientes puntos:

1) Los vitroclastos se encuentran orientados, pero no muestran signos de haber fluido. Rodean a los cristaloclastos y a los litoclastos mostrando mayor deformación a lo largo de los contactos.

Estas texturas se denominan eutaxíticas y se cree que se producen con posterioridad al emplazamiento y durante los procesos de compactación y pérdida de volátiles. El enfriamiento y desgasificación de estas ignimbritas es lento, del orden de varios años. Las ignimbritas del monte Katmai, Alaska, cuya erupción tuvo lugar en 1912, tardaron varios años en enfriarse y las fumarolas también estuvieron activas durante estos años. Por este motivo el valle por donde se derramó se lo llamó el Valle de los Diez Mil Humos. En muchas de estas ignimbritas se reconocen los pequeños canales de venteo del agua, que quedaron conservados en la parte superior del flujo.

2) Las fiammes son achatadas, tendiendo a ser ovoidales. Cuando la temperatura del material eruptado es baja se observan directamente los pómez sin ninguna deformación. En estos casos se restringe el desarrollo de fiammes en las ignimbritas. El ejemplo más notorio de este último tipo de rocas es la ignimbrita relacionada con la formación de la caldera del Diamante, en la provincia de Mendoza. Se trata de un flujo piroclástico de grandes dimensiones, de aproximadamente 4600 km ² , encauzados en los valles fluviales de Papagayos, Yaucha y Rosario. Exhiben diversos grados de soldamiento, pero en general es muy bajo. En la mayor parte del flujo los pómez conservan una elevada porosidad, entre 60 y 90 %, que indica que los procesos post-deposicionales de compactación han estado ausentes (Guerstein, 1998). El volumen de la ignimbrita Diamante ha sido calculado por Guerstein (1993) entre 260 y 350 km ³ , equivalente a 130-170 km ³ de roca densa.

3) Los clastos de rocas volcánicas consanguíneas son frecuentes, característica que es también común a algunas ignimbritas de alto grado.

4) Pueden alcanzar un volumen muy grande, del orden de centenares de km 3 y pueden recorrer enormes distancias de hasta más de 100 km. En el perfil vertical de una unidad de flujo se observa que la densidad de las rocas varía de la base al techo, siendo máxima en el tercio superior (Fig. 14a). Tanto la base como el techo tienen escaso soldamiento y en sentido lateral, las porciones distales del flujo tienen menor soldamiento que las proximales. Las diferencias en la densidad se deben a la compactación del flujo con posterioridad a su emplazamiento, hecho favorecido por la temperatura y por los procesos de desgasificación. La ignimbrita del río Malargüe, provincia de Mendoza, cuyo valor histórico radica en haber sido la primera ignimbrita descripta en el país (González Bonorino, 1944) tiene un perfil similar al descripto. El derrame de esta ignimbrita en su porción distal fue controlado por el valle del citado río.

5) La afinidad química de las ignimbritas de bajo grado es calcoalcalina y son típicas de ambientes orogénicos.

6) Están estrechamente asociadas a depósitos de caída, lavas y todo tipo de brechas, inclusive lahares. Esta característica está relacionada con la elevación de los estratovolcanes, de alrededor de 2000 m sobre la superficie.

Flujos piroclásticos diluidos u oleadas piroclásticas: Las erupciones explosivas laterales se caracterizan por el desplazamiento horizontal a ras del suelo, independiente de la topografía, de una suspensión piroclástica rica en gas. Las más frecuentes se originan en erupciones freatomagmáticas y en menor proporción, aunque no tan raras, en erupciones explosivas causadas por el taponamiento del conducto volcánico. También se forman a partir de flujos piroclásticos densos, que por su alta turbulencia e inestabilidad pueden localmente atrapar bolsones de aire y/o agua, aumentando considerablemente su velocidad, por lo cual se desprenden del flujo piroclástico como entidades independientes. Inclusive algunos flujos piroclásticos pierden parte de las partículas sólidas pasando a ser un flujo piroclástico diluido (Lám. 9), que en realidad no es otra cosa que un surge (Druitt, 1992).

Las erupciones freatomagmáticas se producen por la interacción del magma con agua, ya sea cuando atraviesa un acuífero o ingresa en un lago localizado en el cráter o caldera, o directamente ingresa en el agua de mar, como sucede en muchas islas volcánicas.

El incremento en el volumen del agua en cuestión de segundos produce un aumento considerable de la presión interna del sistema, con características explosivas extremadamente violentas (Fig. 15). Este tipo de erupciones se producen en forma instantánea con duraciones del orden de segundos a minutos. Si el contacto del magma con el agua se produce muy cerca de la superficie, la erupción tiene una componente lateral dominante, con velocidades que pueden ser hasta supersónicas.

Prácticamente se trata de una onda explosiva que transporta el material piroclástico a ras del suelo, sin respetar la topografía. Las rocas que se forman tienen un volumen pequeño y una extensión lateral radial, que puede alcanzar excepcionalmente hasta 40 km de distancia. Comúnmente es de unos pocos kilómetros. La variación en el tamaño de grano es abrupta, pasando de bloques de diverso tamaño alrededor del conducto, a grano fino en el orden de unos pocos centenares de metros. La mayor parte del depósito es una lámina de grano fino que suele cortar o adaptarse a las estructuras del sustrato. En algunos casos el tipo de volcán que se forma se denomina maar y sus características más destacables consisten en una depresión central de sección circular rodeada por un

anillo de tobas (Fig. 16).

Con frecuencia se suceden varios depósitos formados por oleadas piroclásticas, conformando bancos de varios metros de espesor. La estructura interna de los bancos presenta numerosas perturbaciones, como p. ej., deslizamientos internos, fracturas intra-estratales, compactación y hundimiento por impacto de bloques y bombas volcánicas, acumulaciones contra obstáculos y estructuras tipo antidunas (Fig. 17), en las cuales la cara empinada es la que está a barlovento, a diferencia de las dunas eólicas cuya cara empinada está a sotavento.

9.5.1.2. Flujos de densidad frios: lahares

Los lahares son flujos de densidad fríos que consisten en vitroclastos, bloques de rocas de muy diversos tamaños, cristales y agua. Están asociados a erupciones volcánicas, pero su origen no es estrictamente magmático. Los estratovolcanes son los edificios volcánicos a los cuales están asociados con frecuencia los lahares. El aporte de los materiales sólidos proviene del derrubio suelto en la superficie del volcán, del material piroclástico y de los bloques provenientes de la erupción que desencadena el lahar. El agua puede tener diversos orígenes, desde la fusión de la nieve que cubre el volcán, hasta la condensación del vapor que es expulsado por la erupción. La mayor parte de los bloques provienen del material suelto formado durante las

erupciones anteriores. El volumen de un lahar depende del área afectada por la actividad volcánica, de la cantidad de agua disponible y del material suelto que encuentra en su camino. Se encauza en la red de drenaje y fluye a muy alta velocidad. La energía cinética inicial es alta debido a la enorme masa de material y a las fuertes pendientes del volcán que le imprimen alta velocidad. La fricción es mínima debido a la lubricación del agua y los grandes bloques viajan prácticamente envueltos por el agua y las partículas finas. Pueden alcanzar grandes distancias, de decenas de kilómetros, con velocidades superiores a los 100 km/hora, arrasando lo que encuentra a su paso. La localidad de Armero, Colombia, fue devastada en 1985 por un flujo de este tipo, causado por una erupción poco importante del volcán Nevado del Ruiz. En este caso no fue la erupción la que causó el estrago, sino el aluvión de lodo o lahar que se produjo como consecuencia de la fusión de la nieve.

En algunas ocasiones los lahares se forman como consecuencia de lluvias torrenciales sobre un estratovolcán. Las laderas del mismo son empinadas, contienen abundante material suelto y no están protegidas por vegetación, atributos favorables para la generación de lahares. El agua de lluvia lubrica las partículas y bloques, por lo cual el material suelto transforma su energía potencial en cinética.

Los depósitos laháricos se reconocen por su elevado espesor, ausencia de estratificación

interna, amplia variabilidad en el tamaño de los bloques, inmersos en la fracción fina. Los bloques pueden ser angulosos o redondeados, ya que durante el desplazamiento incorporan los bloques que encuentran durante su paso. Algunos bloques pueden tener gruesas estrías y escaras, producto de roces y colisiones durante el flujo. La abundancia de rocas volcánicas permite identificar su origen volcánico, además del conocimiento geológico de la región.

9.5.1.3. Depósitos de caída: Se forman por la caída de tefra y normalmente cubren una área muy extensa, de varios miles de km ² . Los más alejados están formados por ceniza volcánica de grano muy fino. Estos depósitos no se conservan integramente porque son fácilmente erodables. En las cercanía del volcán se preservan cuando son rápidamente cubiertos por otros depósitos o se acumulan en depresiones.

Una colada de lava (= flujo de lava), o simplemente colada o lava, es la erupción de magma no fragmentado. Desde un punto de vista reológico se trata de un fluido que contiene partículas sólidas, p. ej los fenocristales, y escasas burbujas de gas. Las coladas pierden calor rápidamente durante su desplazamiento por la superficie, aumentando su viscosidad. Por esta razón, la distancia que recorren depende de la viscosidad, además de la pendiente. Para igual composición los flujos de lava son mucho más viscosos que los flujos piroclásticos.

Las lavas originadas en los reservorios magmáticos superficiales tienen composiciones más silícicas que las originadas en reservorios más profundos. En consecuencia, tienen mayor viscosidad.

Por este motivo, la morfología de las coladas drenadas de los reservorios superficiales es diferente a las de los profundos, y el volumen y las distancias recorridas son en comparación mucho menores. Las lavas riolíticas son las que poseen mayor viscosidad (véase el capítulo Propiedades Físicas del Magma). Los espesores de sus coladas son de varias decenas de metros y sus recorridos no superan los 7 km. Algunas de las lavas traquíticas del volcán Payún Matrú tienen de 80 a 200 m de espesor y longitudes comprendidas entre unos pocos centenares de metros hasta 8 km (Llambías, 1966). Espesores de 200 a 300 se alcanzan cuando el volumen eruptado es elevado. Algunas coladas riolíticas alcanzan dimensiones excepcionales, como por ejemplo la colada de riolita del flanco sud occidental del Domuyo (Llambías et al., 1978), cuyo espesor en el frente es de alrededor de 400 m y su longitud es de unos 7 km (Fig. 21). Coladas riolíticas con volúmenes tan grandes están indicando la presencia de una cámara magmática de grandes dimensiones, ubicada muy cerca del superficie.

La distinción entre las rocas producidas por flujos lávicos y piroclásticos tiene una importancia práctica muy grande, porque el reconocimiento de una lava permite ubicar el conducto volcánico, con un posible error de aproximadamente 6 km, que es la distancia máxima que fluyen las lavas. Por el contrario, la gran extensión de los flujos piroclásticos, de decenas de kilómetros, no permite precisar su ubicación. La distinción entre coladas e ignimbritas de alto grado no es sencilla, porque ambas presentan estructuras de flujo. Las coladas poseen filetes de flujo continuos, mientras que en las ignimbritas los filetes de flujo están constituidos por agregados de vitroclastos deformados. La presencia de fiammes laminares, es una característica propia de las ignimbritas de alto grado. Los vitroclastos se pueden reconocer en el campo, con una buena lupa, en las superficies de las diaclasas parcialmente meteorizadas.

En las provincias volcánicas antiguas la ubicación de los centros volcánicos permite comprender el control estructural del volcanismo y también permite ubicar los núcleos térmicos y los sistemas de convección hidrotermal.

El diseño en planta de una colada es el de una lengua con lóbulos en los bordes (Fig. 18). Las paredes externas, tanto laterales como superiores, se congelan rápidamente y el magma fluye en su interior fracturando las paredes del frente de la colada, que de esta manera se desliza sobre sus propios bloques. El techo de la colada es arrastrado por la fricción que ejerce el flujo interno, produciendo un diseño arqueado con los lados convexos apuntando hacia la dirección de avance (Figs. 18b y 19). Las paredes de los costados de la colada también suelen fracturarse, formando pequeñas coladas laterales o pequeños lóbulos (Fig. 18b).

En numerosos casos la viscosidad del magma es tan elevada, que la lava se congela en la parte superior del conducto taponándolo. La elevada presión interna del magma por debajo del tapón favorece el crecimiento del mismo formando un domo (Figs. 20 y 22). Los domos que no llegan a la superficie del volcán se llaman criptodomos. El crecimiento de un domo tarda algunos años en completarse, pero la velocidad de crecimiento no es constante. En los momentos previos a una erupción el domo acelera su crecimiento y con posterioridad a la misma disminuye su crecimiento.

La forma del domo es globosa y la estructura interna es marcadamente fluidal (Láms. 11 y 12).

En parte es intrusivo en el mismo conducto volcánico y en parte puede fluir sobre la superficie. En los casos en que parte del domo se derrama formando una corta colada, recibe el nombre de colada dómica. Generalmente, las paredes externas del domo están compuestas por una brecha caótica, con clastos de diversos tamaño e igual composición a la del domo. La brecha se forma durante el crecimiento del domo, cuyas paredes empinadas favorecen el deslizamiento de los bloques. Durante su crecimiento el domo se apoya sobre parte de la brecha, y en parte la incorpora.

La presión interna que se genera por el taponamiento del domo genera en el interior del conducto presiones muy elevadas. Cuando la presión supera la resistencia del domo, el cual todavía no ha finalizado su crecimiento, se produce el colapso y se desintegra, dando lugar a un flujo piroclástico muy violento, que arrastra bloques del domo y material fino producto de su desintegración y de la fragmentación del magma. También por el colapso del domo en forma explosiva se pueden formar oleadas piroclásticas. Estas erupciones son muy destructivas, pero pueden prevenirse por la observación constante del volcán, que aumenta gradualmente de volumen.

Durante las erupciones que se registraron entre 1995 y 1997 en el volcán Soufriere, en la isla de Montserrat, Antillas, se desarrolló en el cráter un domo andesítico, cuya velocidad de crecimiento fue variable. Durante los periodos de menor actividad volcánica, la velocidad estuvo comprendida entre 0,2 y 2 m ³ s ^-1 , pero previo a algunas de las erupciones piroclásticas, su crecimiento se aceleraba hasta 7 y 8 m ³ s ^-1 . Con estas altas velocidades de crecimiento el domo se torna inestable, provocando su parcial desintegración y descomprimiendo en forma instantánea la presión del conducto volcánico.

La explosividad de este proceso origina violentos flujos piroclásticos compuestos por gas, material muy fino y grandes bloques provenientes del colapso del domo. La energía cinética es tan alta que arrastra bloques de varios m ³ a más de 2 km de distancia (Sparks et al., 1998, Lea y Sparks, 1999).

Es frecuente que los episodios eruptivos de los volcanes de composiciones andesíticas a silícicas comiencen con fases eruptivas explosivas y finalicen con fases lávicas, constituyendo un ciclo eruptivo.

La magnitud de las fases explosivas decae con el tiempo por la progresiva pérdida de la fase gaseosa, terminando con la formación de domos, espinas o coladas. Tal es el caso de muchos volcanes, entre ellos el del Monte Santa Helena, Estados Unidos, cuya erupción fue estudiada en detalle por numerosos especialistas. El ciclo eruptivo se inició en mayo de 1980 con una serie de violentas explosiones que decapitaron la parte superior del volcán. Dos meses más tarde las erupciones plinianas aumentaron su periodicidad, con pulsos de hasta 9 horas de duración cada uno. Esta fase piroclástica comenzó a disminuir en intensidad y a partir de junio, tres meses después de haberse iniciado el ciclo eruptivo, comenzó a formarse un domo dacítico. Un mes después, el domo fue destruido por una fase explosiva muy violenta, pliniana, y que es la que causó el desastre mayor. A partir de esta fase explosiva el domo continuó con su crecimiento durante 6 años, a lo largo de los cuales las fases explosivas fueron de menor importancia o no se desarrollaron (Swanson et al., 1987).

A partir de este momento la actividad eruptiva cesó completamente.

La variación del régimen eruptivo, durante cada ciclo de actividad volcánica, desde piroclástico-

explosivo hasta lávico ha sido explicado por las fracturas formadas en el aparato volcánico durante las fases explosivas. De esta manera aumenta la permeabilidad del sistema escapándose los gases, con la consecuente disminución de volumen y presión (Jaupart y Allègre, 1991; Jaupart, 1998).