ROCAS_PIROCLASTICAS practica

5/8/2018 ROCAS_PIROCLASTICAS practica - slidepdf.com

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ANEXO I

INTRODUCCIÓN LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS

Autor: Geol. Federico Martina

-2004-



1. INTRODUCCIÓN

El objetivo de este capítulo anexo es profundizar sobre algunos aspectos de los depósitos volcano-

sedimentarios y desarrollar ciertos conceptos generales relativos a nomenclatura, tipos y distribución

de depósitos, naturaleza de los mismos, como así también los principios básicos que controlan su

génesis y emplazamiento. Esto permitirá una mejor comprensión del análisis de facies

volcaniclásticas desarrolladas en las sucesiones Neógenas del Famatina. Aunque existe una basta

bibliografía sobre el tema, cabe mencionar algunas síntesis de gran interés como las de Fisher y

Schminke (1984), Cas y Wrigth (1987), Colombo y Martí (1992) entre otras, a las que

recomendamos remitirse para ampliar sobre el tema.

Las rocas piroclásticas se caracterizan por su origen mixto volcano-sedimentario a partir de

eventos volcánicos explosivos. En un comienzo los depósitos piroclásticos eran tratados casi

exclusivamente desde la petrología como productos, ignorándose los procesos que los generaban.

Sin embargo, esto ha ido cambiando últimamente, dado que si bien su origen es volcánico, su

transporte y acumulación guardan una estrecha relación con los procesos sedimentarios que

gobiernan la sedimentación de las rocas sedimentarias epiclásticas.El estudio de rocas piroclásticas desde un punto de vista sedimentológico permite una mejor

comprensión de la dinámica de cuencas. Además constituyen excelentes niveles guías y sirven como

elementos de correlación estratigráfica, dada su amplia distribución, características petrológicas

distintivas y facies que generalmente contrastan con la sedimentación epiclástica regional. Los

eventos volcánicos tienen periodos de duración muy cortos (horas, días), instantáneos en escala de

tiempo geológico, por lo que su registro representa líneas de tiempo y capas guías. Su detallado

estudio geocronológico es objeto de la tefrocronología.

2. EL PROCESO ERUPTIVO

2.1 Ascenso y fragmentación del magma

El fundido magmático asciende por diferencia de presiones con la roca encajonante. Este ascenso se

realiza a través de fracturas en la corteza terrestre hasta profundidades donde la presión magmática

iguala a la presión confinante, para formar allí cámaras magmáticas. La facilidad con la que se

produce es función de la viscosidad del magma, la que a su vez depende de la composición química,



contenido de volátiles, presión, temperatura, contenido de cristales y contenido de burbujas (Cas y

Wright, 1987).

Los volátiles presentes en el magma (CO2, H2O y SO2 principalmente) controlan la naturaleza de

las erupciones, determinando su explosividad. La solubilidad que tienen en el líquido es función de

la temperatura y de la presión. A medida que un magma asciende y se despresuriza, se produce la

aparición de pequeñas burbujas por saturación de volátiles (Fig.1a). Estas burbujas comienzan a

unirse unas con otras aumentando de tamaño. La nucleación de burbujas sólo puede iniciarse si el

magma contiene una cierta cantidad de fenocristales (Heiken y Wohletz, 1991). Si la vesiculación

ocurre a profundidades someras, los piroclastos pumíceos tendrán vesículas aproximadamente

esféricas (Fig.1c), debido a que el tiempo previo a la fragmentación es insuficiente para que las

vesiculas sean elongada por flujo. Mientras que, si la tasa de fluido supera a la de crecimiento de las

burbujas las vesículas son deformadas por el flujo en forma de tubos alargados (Fig.1d) (Heiken y

Wohletz, 1991).

A cierta profundidad, más próxima a la superficie de la Tierra, la solubilidad habrá decrecido lo

suficiente que el agua y el dióxido de carbono no pueden permanecer en solución, comenzando su

exsolución del magma y transformación en un fluido de dos fases. La profundidad a la que estefenómeno ocurre depende del tipo de magma, del contenido actual de volátiles y de la presión de

vapor de los volátiles disueltos con respecto a la presión de confinamiento (Burnham, 1972). La

exsolución es un proceso que conduce al aumento de la viscosidad del magma, volviéndose más

frágil.

En magmas muy viscosos (como son los magmas ricos en sílice) las burbujas no pueden migrar

lo suficiente como para alcanzar la superficie y por lo tanto se acumulan en el conducto de salida,

formando una especie de espuma relativamente uniforme. Cuando el volumen ocupado por las

burbujas supera el 75 %, la presión diferencial en la interfase magma/atmósfera aumenta a tal punto

se origina una erupción explosiva, en la que el gas es emitido (expelido) hacia la atmósfera a una

velocidad elevada, arrastrando una gran cantidad de partículas sólidas vesiculadas, que pueden pasar

a formar parte de la columna eruptiva. La profundidad a la que se produce la disrupción de un

fundido magmático vesiculado, más o menos frágil, se denomina nivel de fragmentación (Fig.2). La

cantidad de gases liberados durante un episodio volcánico explosivo se infiere a partir de los

productos sedimentarios, considerando la fragmentación y la vesicularidad en los productos

generados a partir del magma.



Fig. 2. Perfil esquemático del conducto de un volcán. S es el nivel de saturación de gas, N es el nivel de nucleación, E es

el intervalo de crecimiento y exolución de las burbujas y D es el nivel de disrupción del magma. Los recuadros a-d

representan las distintas etapas en la evolución de una burbuja (Sparks, 1978).

En el caso de magmas basálticos donde la viscosidad es menor, la desgasificación es permanente

a medida que las burbujas van llegando a la superficie, dando lugar a erupciones no explosivas

donde la energía liberada es casi constante, a diferencia de los eventos explosivos (Fig.1f).

2.2 La columna eruptiva

Una columna eruptiva consiste en una dispersión de piroclastos y gases expelida verticalmente o

subverticalmente desde el conducto como un jet a velocidades mayores de unos cuantos cientos de

metros por segundo y con una densidad volumétrica mayor que la de la atmósfera que la rodea

(Sparks y Wilson, 1976; Sparks, 1986; Valentine, 2002). La energía inicial para la formación de la

columna eruptiva está dada por la expansión de la fase gaseosa, inicialmente sometida a altas

presiones y temperaturas, hasta condiciones atmosféricas (Sparks y Wilson, 1976; Wilson et al.,

1978; Araña y Ortiz, 1984; Sparks, 1986). La altura alcanzada por una columna eruptiva junto al

perfil de velocidades del viento atmosférico controlarán la dispersión de los piroclastos (Cas y

Wright, 1987). La altura de la pluma es función del radio del conducto, de la velocidad de salida del

gas, del contenido de gases de los productos eruptivos y de la eficiencia en la conversión de energía

termal durante el ingreso de aire atmosférico frío (Wilson et al., 1978).



Una columna eruptiva puede adoptar distintos tamaños y formas, que estarán controlados en gran

medida por el estilo de actividad volcánica explosiva (Cas y Wright, 1987). Un detallado análisis

sobre los distintos tipos de columnas eruptivas es aportado por Sparks et al. (1997).

Dentro de una columna eruptiva pueden reconocerse tres partes (Sparks y Wilson, 1976; Sparks,

1986): zona de chorro (gas thrust region), zona convectiva (convective region) y zona de difusión

horizontal (umbrella region) (Fig.3).

Fig. 3. Estructura de una columna eruptiva (Sparks, 1986)

La densidad efectiva de la columna en cualquier punto es función de la relación sólido/gas y de la

densidades respectivas de ambos componentes (Sparks y Wilson, 1976). Si suficiente cantidad de

aire frío es incorporado y calentado en la parte mas baja de la columna, la densidad de la misma

puede decrecer por debajo de aquella de la atmósfera que la rodea. En este caso, la zona de chorro

pasa transicionalmente a una pluma turbulenta dominada por procesos de flotación (Sparks y

Wilson, 1976; Sparks, 1986). Sin embargo, si el aire que ingresa a la columna no es suficiente como

para reducir su densidad por debajo de la atmosférica, la velocidad del jet comienza a descender

hasta llegar a cero, momento en que se produce el colapso gravitacional de la columna eruptiva

(Sparks y Wilson, 1976; Wilson et al., 1978; Sparks, 1986).

El tope de la zona convectiva corresponde al nivel (H b) en donde la densidad y temperatura de la

columna igualan a los de la atmósfera que la rodea (Sparks, 1986). Por sobre este nivel la columna

continua ascendiendo por su propio impulso. A esa altura (entre H b y Ht) la columna se expande



horizontalmente producto de la interacción con los vientos dominantes de la alta atmósfera,

formando la zona de difusión horizontal.

3. TIPOS DE ERUPCIONES VOLCANICAS

El proceso de salida del magma al exterior de la superficie terrestre es lo que se conoce como

erupción volcánica. Representa la culminación de un largo proceso geológico que se inicia con la

génesis del magma en profundidad, su evolución por ascenso hacia zonas más superficiales,

acumulación en cámaras magmáticas intermedias y, en algunos casos, su salida a la superficie

(Colombo y Martí, 1992). De acuerdo a como sea la mecánica de este proceso los productos

volcánicos varían, desde violentas erupciones que producen depósitos piroclásticos por

fragmentación del magma y de la roca de caja, hasta emisiones tranquilas y continuas en forma de

coladas lávicas.

Una de las clasificaciones más utilizadas para definir los distintos tipos de erupciones es la de

Walker (1973) modificada (Fig. 4 y 5), basada en la determinación de: a) el índice de dispersión (D)

y b) el índice de fragmentación de los piroclastos (F), medidos sobre los depósitos piroclásticos de

caída. El índice de dispersión es el área en la que se dispersan los fragmentos de caída inferiores al

milímetro, mientras que el índice de fragmentación es el porcentaje de material menor al milímetro

en el punto donde el eje de dispersión intersecta a la isopaca de 0,1 T max; donde T max es el máximo

espesor. La relación entre D y F es una medida de la intensidad de la erupción (Fig. 6).

En una erupción hawaiana/estromboliana normal el magma basáltico o similar, relativamente

fluido, forma generalmente conos de escoria o spatter cones. El grado de fragmentación de los

piroclastos es bajo y el área de dispersión limitada, debido a que la altura de la columna eruptiva no

supera los 300 m. Los depósitos están constituidos principalmente por material juvenil. Walker

(1973) propone una distinción entre actividad hawaiana y estromboliana basada en el valor de D. El

volcanismo hawaiano es basáltico efusivo, por lo tanto débilmente explosivo, y produce depósitos

piroclásticos con un valor de D menor a 0,05 Km2, mientras que la actividad estromboliana produce

depósitos piroclásticos con un D mayor a 0,05 Km2. Las erupciones hawaianas generan altas

proporciones de spatter , lo cual es consistente con la idea de Macdonald (1972) que a depósitos de



spatter se asocian bajos valores de D y que la mayoría de los depósitos de escoria poseen altos

valores de D (Walker, 1973).

Cuando una erupción tiene lugar en contacto con el agua (mar, lago, agua meteórica, etc.) se

produce un tipo especial de volacanismo, más explosivo que el stromboliano, denominado

surtseyano/freatopliniano, conocido generalmente como actividad hidrovolcánica o

freatomagmática. Este volcanismo posee los máximos valores de fragmentación, cercanos al 100%

(Fig.4), producto de la interacción magma-agua (Cas y Wright, 1987). La columna eruptiva puede

alcanzar varios kilómetros de altura y por lo tanto el grado de dispersión es probablemente mayor

que en el caso anterior. Los depósitos resultantes son anillos de cenizas y capas de cenizas al

rededor del conducto o viento abajo (Walker, 1973). La diferencia entre ambos está dada por el

grado de dispersión (D) y no como se creía anteriormente por la composición del magma parental

(basáltico para surtseyana y riolítica para freatopliniana). En los depósitos surtseyanos la dispersión

es moderada, mientras que en los freatoplinianos puede ser más amplia.

Las erupciones plinianas son uno de los eventos volcánicos más explosivos por la gran tasa de

energía liberada. Sus depósitos asociados tienen el máximo grado de dispersión producto de la gran

altura que alcanza la columna eruptiva (Walker, 1981). No obstante, el de índice de fragmentaciónes bajo, lo que sugiere que sólo una pequeña parte de esta energía es utilizada para fragmentar el

magma (Walker, 1973). Este volcanismo está asociado a magmas muy viscosos, desde dacíticos a

riolíticos o también a magmas alcalinos muy evolucionados (Cas y Wright, 1987). Otros atributos

importantes son: el alto contenido de material pumíceo juvenil, la alta tasa de descarga, que genera

la amplia dispersión de las pómez, la presencia de pómez gruesas y la homogeneidad de los

depósitos en composición y tamaño de grano a lo largo de todo su espesor, producto de la

continuidad de la descarga (Walker, 1981).

Existen depósitos pumíceos de caída muy similares a los depósitos plinianos, pero con una

dispersión menor, que reciben por lo tanto el nombre de depósitos sub-plinianos. Walker (1973)

dispuso arbitriamente para ellos un valor de D entre 5 y 500 Km2. Son producto de volcanes y

estratovolcanes de composición riolítica (Cas y Wright, 1987). Mientras que para los depósitos

plinianos de mayor dispersión Walker (1980) introdujo el término ultrapliniano. Hasta el momento

este tipo de depósito sólo ha sido descripto para la ignimbrita Taupo.

Los depósitos vulcanianos de caída se presentan como delgadas capas estratificadas de ceniza

fina, intercalados con bombas y bloques de proyección balística cerca del conducto. Son comunes en



estratovolcanes de composición intermedia (dacítica a andesítica). Están compuestos principalmente

por fragmentos de roca de caja fragmentada por la explosión inicial y no por rocas piroclásticas.

Estas explosiones son cortas e intermitentes y producen columnas eruptivas pequeñas, con alturas de

5 a 10 km (Cas y Wright, 1987), dada la elevada densidad que le confieren los fragmentos en

suspensión. Pueden acompañar a estos depósitos pequeñas coladas piroclásticas.

4. DEPÓSITOS PIROCLÁSTICOS

4.1 Definiciones previasUno de los inconvenientes en el estudio de sucesiones piroclásticas es su nomenclatura. La

diferencia de criterios se debe al enfoque sedimentológico o petrológico. En este sentido, un aspecto

importante a considerar es la diferencia entre proceso y producto. Por proceso se entiende los

aspectos relacionados a la génesis, transporte y depósito del material volcánico, mientras que un

producto es el resultado de dichos procesos. Así por ejemplo, el término colada piroclástica hace

referencia a un mecanismo de transporte y depósito de material piroclástico primario y no a un

producto, siendo ignimbrita o nube ardiente la forma correcta para referirse a dicho producto. Esta

confusión aumenta cuando se trabaja con paleovolcanismo debido a la dificultad de diferenciar entre

productos primarios y secundarios (Martí, 1993).

Los depósitos piroclásticos son el producto de la fragmentación y trituración del magma y de la

roca encajonante durante erupciones de carácter explosivo (Mazzoni, 1986). Los fragmentos

individuales producidos por la trituración y fragmentación volcánica directa, por analogía con las

rocas clásticas reciben el nombre de piroclastos (Holmes, 1920), cualquiera sea su forma, tamaño y

composición. Por lo tanto los piroclastos son los componentes esenciales de las rocas piroclásticas.

Según su naturaleza petrográfica se distinguen tres tipos distintos de piroclastos (Pirsson, 1915):

vitroclastos , cristaloclastos y litoclastos.

Los vitroclastos son fragmentos de magma enfriado (vidrio) y constituyen los componentes más

abundantes de las rocas piroclásticas de grano fino a medio. Texturalmente suelen presentar

contornos irregulares, angulosos, cóncavos o semilunares, según la densidad y viscosidad del

magma. Los cristaloclastos son minerales o fragmentos monominerales, generalmente de pequeño

tamaño (<2mm) y forma definida (ideomorfos). Por ultimo los litoclastos son fragmentos de roca, en



la mayoría de los casos de origen volcánico. Constituyen los eyectos de mayores dimensiones, y

cualquiera sea su composición reciben el nombre de litoclasto.

Johnston y Levais (1885) propusieron diferenciar genéticamente los piroclastos en: esenciales o

juveniles , accesorios y accidentales. Los componentes esenciales se componen por vitroclastos y

cristaloclastos, los accesorios por litoclastos (volcanitas y piroclastitas) de composición similar al

vulcanismo, y accidentales por los litoclastos y cristaloclastos de origen no volcánicos,

generalmente arrancados del sustrato volcánico (Teruggi et al., 1978).

Los depósitos piroclásticos pueden tener distintos grados de consolidación. Se le asigna el

termino tefra al depósito no consolidado y friable, y piroclastita a la roca piroclástica consolidada.

Tefra sería el análogo de sedimento y piroclastita de sedimentita (Gonzáles Bonorino y Teruggi,

1952).

Existe además una nomenclatura clásica para designar a los piroclastos y rocas piroclásticas

según el tamaño de grano (Schmid, 1981). Esta resulta necesaria para describir objetivamente un

depósito piroclástico independientemente de su génesis. Para ello se utiliza la escala de Udden

(1914) que establece tres limites: 32mm, 2mm y 1/16mm. Los piroclastos de mayor tamaño

(>32mm) reciben el nombre de bloque o bomba según sea la forma irregular o aerodinámica. Los

que miden entre 32 y 2mm de diámetro se designan lapillo. Para los piroclastos con tamaño entre 2

y 1/16mm se utiliza el término triza. Por último para los piroclástos menores a 1/16mm se utiliza el

vocablo pulvícula (partícula de polvo).

32mm

2mm

1/16mm

Fig. 7. Tipos granulométricos de rocas piroclásticas (Schmid, 1981).

La granulometría de los fragmentos es función directa de la energía liberada durante la erupción

(Colombo y Martí, 1992).Del mismo modo hay una serie de términos descriptivos para diferenciar a

los piroclastos según el grado de vesicularidad que posean, independientemente de su tamaño:

pómez y escoria. La pómez es vidrio volcánico altamente vesiculado, de composición intermedia a

Materialindividual

DepósitoMaterial

consolidadoBloque / bomba Cascajo / aglomerado Brecha / aglomerado

Lapillo Lapilli Lapillita

Triza Ceniza TobaPulvícula Polvo Chonita



ácida y con una densidad menor a 1gr/cm3, lo que le permite flotar en el agua. Mientras que la

escoria presenta un grado menor de vesicularidad y composición básica.

Dos términos que presentan complicaciones en cuanto a su significado son volcaniclástico y

volcanogénico. El primero se utiliza como el término más amplio para significar depósitos que

contienen partículas de origen volcánico independientemente de cómo se formó el depósito,

mientras que el segundo se aplica sólo a los productos secundarios o de retrabajo, que de hecho

pertenecen al ciclo de depósitos epiclástico (Tucker, 1991). El término volcaniclástico incluye a los

depósitos piroclásticos (primarios) y a los volcanogénicos (secundarios).

4.2 Tipos de depósitos piroclásticos

La actividad volcánica explosiva genera piroclastos, formados directamente a partir de la

fragmentación del magma y roca de caja, y que se acumulan para constituir diversos depósitos. De

acuerdo al modo de transporte y depósito se reconocen tres categorías genéticas principales (Sparks

y Walker, 1973):

1. Depósitos piroclásticos de caída ( pyroclastic fall)

2. Depósitos de coladas piroclásticas ( pyroclastic flow)3. Depósitos de oleadas piroclásticas ( pyroclasric surge)

Aunque se traten por separado los tres tipos de depósitos están generalmente asociados, y pueden

incluso ocurrir dentro de la misma erupción. Asimismo, un tipo de actividad puede acompañar o

generar a los otros dos depósitos.

4.2.1. DEPÓSITOS PIROCLÁSTICOS DE CAÍDA

El material eyectado por el conducto del volcán pasa a formar parte de una columna eruptiva, que

alcanza los estratos altos de la atmósfera. A medida que la pluma se expande en función del viento,

los piroclastos tienden a caer inercialmente producto de la atracción gravitatoria (Fig.8). La distancia

a la que esto sucede depende del tamaño y densidad de los piroclastos (“velocida terminal”; Walker

et al., 1971). Por lo tanto, el tamaño de los fragmentos y la potencia del depósito normalmente

disminuyen hacia posiciones mas alejadas del centro emisor. Asimismo, la geometría y extensión

areal del depósito reflejan la magnitud de la columna eruptiva, y la velocidad y dirección de los

vientos atmosféricos (Walker, 1973). Por lo general, los piroclastos de mayor tamaño no ingresan en

la columna eruptiva sino que son eyectados del conducto siguiendo una trayectoria balística.



Fig. 8. Distribución del tamaño de cenizas en función de la distancia al centro emisor para una velocidad media del

viento de 10 m/s a una altura de 10 km. Erupción de La Soufrière (Araña y Ortiz, 1984).

Una característica distintiva de los depósitos piroclásticos de caída es que constituyen extensos

mantos que cubren el relieve uniformemente, acumulándose tanto en las depresiones como en las

partes altas (Fig. 9). Estos depósitos se caracterizan por estar constituidos por partículas que tienen

igual equivalencia hidráulica, lo que les confiere una mejor selección. Esta equivalencia en el

comportamiento de las partículas durante la caída genera un arreglo más aproximado al concepto de

segregación que al de selección de tamaños (véase Clifton, 1973). La “segregación” es, a veces,

confundida con el término clasificación y no debe equipararse al de selección, utilizado

normalmente para depósitos sedimentarios epiclásticos, que implica la cantidad de grados

granulométricos en una roca. Un ejemplo es el de fracciones tamaño limo que pueden viajar en

suspensión al mismo tiempo que partículas de tamaño arena gruesa o grava que lo hacen por

tracción ante las mismas condiciones de flujo y el depósito resultante entonces preserva varias

poblaciones granulométricas pero bien diferenciadas. La diferencia de densidades que tiene el aire

con el agua son mucho más marcadas con respecto a la de los eyectos lo que genera teóricamente

una mejor diferenciación en el producto final (mejor segregación). No obstante hay que tener encuanta que el movimiento de las partículas dentro de un evento explosivo no es del todo libre lo que

genera múltiples efectos de arrastre y contaminación disminuyendo esta buena selección teórica

(desvío estándar ≤2). Otra característica es que no presentan una fábrica desarrollada, salvo

gradaciones normales. La gradación granulométrica normal tiene que ver con la diferencia de arribo

de las partículas que han atravesado la columna aérea. Asimismo, puede observarse una

estratificación grosera debido a variaciones en el comportamiento de la columna eruptiva (pulsos

eruptivos).



Colombo y Martí (1992) reconocen tres tipos de depósitos de caída en función del mecanismo de

depósito: (1) depósitos de proyección balística, (2) de caída asociados a la dispersión de la columna

eruptiva (3) depósitos de brechas de explosión. Un cuarto tipo lo podrían constituir los depósitos de

cenizas de nube acompañante (ash cloud ) originados a partir de la elutriación (segregación) de finos

del flujo piroclástico, que si bien están relacionados con estos se los considera como depósitos de

caída. Sobre los mismos nos extenderemos mas adelante.

Piroclastos de caída

Coladas piroclásticas

Oleadas piroclásticas

Fig. 9. Modelos esquemáticos de los distintos tipos de depósitos piroclásticos (Wright et al., 1980).

Depósitos de proyección balística:

Asociados a casi todos los tipos de actividad magmática. Se acumulan cerca al centro emisor y son

los responsables de la construcción de los edificios cónicos. Son indicativos de facies proximales y

no presentan continuidad lateral. Los piroclastos acumulados por proyección balística suelen estar

mal seleccionados, con un leve bandeado definido por alternancia de diferentes tamaños de grano.



La distancia máxima que puede alcanzar un piroclasto de proyección balística corresponde a un

ángulo de salida que depende del tamaño y de la velocidad del fragmento (Araña y Ortiz, 1984;

Fig.10).

Fig. 10. (a) Distancia de caída en función del ángulo de salida para proyectiles de densidad 2,5 grs/cm y velocidad

inicial de 500 m/s. (b) Distancia máxima que alcanza una bomba en función de su radio para distintas velocidades (m/s).

Depósitos de caída asociados a la dispersión de la columna eruptiva:

La distribución y geometría de estos depósitos se relaciona con la altura alcanzada por la columna

eruptiva, que depende del radio de la boca del conducto, de la velocidad de salida del gas, del

contenido en gases de los piroclastos y de la eficacia en la conversión de la energía calórica en

energía potencial o cinética (Wilson et al., 1978). Las columnas eruptivas bajas tienden a depositar

los piroclastos cerca del centro emisor, como es el caso de las erupciones estrombolianas, mientras

que las columnas eruptivas altas, como las plinianas, suelen extenderse lateralmente por varios

kilómetros.

La mayoría de estos depósitos de caída presentan muy buena selección y una disminución en el

tamaño de los clastos a medida que nos alejamos del centro emisor. Para un mismo proceso eruptivo

la distribución de los piroclastos no sólo es función del tamaño, sino también de su forma y

densidad, por lo que es conveniente hablar de selección en términos de velocidad de caída y no de

granulometría (Suthern, 1985). La potencia de las capas también diminuye a medida que nos

alejamos del centro eruptivo.



La estratificación es buena, y se desarrolla como resultado de variaciones en la intensidad de la

erupción (Colombo y Martí, 1992).

Estos depósitos están compuestos mayoritariamente por ceniza volcánica (<2mm), de

composición y densidad variable.

En erupciones donde la presencia de agua o vapor en la columna eruptiva es importante, como es

el caso de las erupciones freáticas y freatomagmáticas, las cenizas finas tienden a nuclearse

alrededor de partículas de agua para formar agregados esferoidales llamados lapilli acrecionales.

Internamente las partículas de ceniza se disponen en forma concéntrica.

Depósitos de brechas de explosión:

Su origen está asociado con las primeras fases de actividad explosiva (e.g., freáticas,

freatomagmáticas, vulcanianas, etc.), en el momento que se produce la apertura de la boca de salida.

Son depósitos gruesos muy mal seleccionados, compuestos principalmente por litoclastos

arrancados de las paredes del conducto y emplazados según trayectoria balística. Suelen presentar

un bandeado insipiente (Colombo y Martí, 1992).

4.2.2. DEPÓSITOS DE COLADAS PIROCLÁSTICASLas coladas piroclásticas son flujos de piroclastos parcialmente fluidizados, densos, que controlados

por la gravedad se desplazan a ras del suelo en un flujo esencialmente laminar, en el que la fase

continua entre las partículas es gas, con alta concentración de sólidos (Sparks, 1976). Las coladas

siguen la topografía rellenando valles y depresiones (Fig. 9). Debido a su alta densidad y

concentración de partículas, los depósitos tienden a ser macizos y mal seleccionados (desde ceniza

fina hasta bloques gruesos). La mala selección de se debe a la alta concentración de partículas y no a

la turbulencia, ya que recordemos que se trata de flujos esencialmente laminares (Sparks, 1976;Wright y Walker, 1981). Si bien los depósitos de coladas no suelen estar estratificados, la

superposición de distintas unidades de flujo puede dar la apariencia de estratificación cruda. Incluso

dentro de una misma unidad de flujo puede observarse una grosera laminación debido a cizalla

interna producida durante el transporte. Otra característica distintiva de los depósitos de colada es la

presencia de conductos fósiles de segregación de gas, también llamados “pipes”. Constituyen

cuerpos alargados en sentido vertical compuestos esencialmente por líticos y cristales gruesos y

empobrecidos en finos, debido a la circulación de gas a través del flujo, en movimiento o una vez



que este se ha reposado (Wilson, 1980). Estas estructuras son útiles para diferenciar depósitos

piroclásticos primarios de depósitos secundarios, originados por redepositación de material

volcánico a partir de un flujo de detritos.

Por lo general, los flujos piroclásticos se emplazan a altas temperaturas, como lo indica: 1) la

presencia de madera carbonizada, 2) la coloración rojiza de algunos depósitos por oxidación termal

del hierro, 3) niveles de tobas soldadas y 4) un magnetismo termal remanente (Hoblitt & Kellogg,

1979), todo lo cual constituye también una diferencia con los depósitos de flujos epiclásticos (Cas y

Wright, 1987).

La movilidad de los flujos piroclásticos es favorecida por la presencia de fluidos lubricantes,

especialmente si proveen un soporte dinámico o elevación a las partículas durante el transporte,

retardando su sedimentación y reduciendo la fricción entre el flujo y el sustrato. El término

fluidización es utilizado aquí para indicar una suspensión de partículas sólidas en una masa gaseosa

donde parte o todo el peso del material es soportado por los efectos del arrastre del gas y no por

turbulencia del flujo (Wilson, 1980, 1984). Para que esto suceda es necesario que el fluido se mueva

hacia arriba con una fuerza de arrastre unitario mayor que la fuerza de atracción gravitatoria. Por lo

tanto es necesaria la presencia de un gas con una energía cinética considerable. La mayoría de losautores coinciden en que la fluidización juega un rol importante en el transporte de las coladas

piroclásticas. Asimismo, la fluidización de partículas depende directamente de la granulometría de

las mismas (Fig. 10) y del espesor del flujo (Sparks, 1976; 1978), en la medida que al disminuir este

también decrece la tasa de escape de gas.

Se trata pues de un flujo gaseoso, más denso que el aire, en el que las partículas sólidas se

hallarán suspendidas en el seno de un fluido mientras la velocidad de movimiento de este sea mayor

que la velocidad de caída de las partículas (Sparks, 1976; Wilson , 1980; 1984). La fluidización

disminuye al producirse un enfriamiento generalizado o una dispersión de gases mayor que la tasa

de reposición especifica del mismo (Colombo y Martí, 1992), generando esto la detención y por lo

tanto el depósito de la colada.

Las coladas piroclásticas incluyen una amplia variedad de mecanismos, que pueden dar lugar a

diferentes depósitos. Cas y Wright (1987) distinguieron tres tipos no genéticos de depósitos

producidos por coladas piroclásticas: (1) depósitos de coladas de bloques y cenizas (block and ash-

flow deposits), (2) depósitos de coladas de escoria (scoria-flow deposits) y (3) depósitos de coladas

de pómez ( pumice-flow deposits) o ignimbritas (ignimbrites).



Fig. 10. Curvas teóricas de velocidades mínimas de fluidización (U mf ) en función de la velocidad terminal de caída (U t)

y del tamaño de grano. Las curvas han sido calculadas para esferas de densidad de 1gr/cm3 en CO2, con una porosidadde 0,45 y temperaturas de 500, 700 y 1000º C (Sparks, 1976)

Depósitos de coladas de bloques y cenizas:

Conocidos vulgarmente como nube ardiente (e.g., Mt Pelée en los año 1902 y 1929-1932,

Santiaguito en Guatemala en 1973 y Mount St. Hellens en el año 1980). Se originan a partir del

colapso de domos o coladas de lava altamente viscosas. Constituyen depósitos mal seleccionados,

emplazados a favor del relieve, ricos en bloques de material magmático juvenil no vesiculado, de

hasta 5m y con escasa matriz cinerítica asociada (Foto 1). Esta matriz no es primaria sino que se

origina por atrición entre los bloques a medida que el flujo avanza. Una de sus principales

características es que todos los clastos son del mismo tipo de magma y por lo tanto deberían



constituir depósitos monolitológicos. Son comunes la gradación inversa y las estructuras de escape

de gas. Estructuras de superficie como levees, frentes de colada escarpados y la presencia de bloques

de grandes dimensiones, son todos indicativos de un alto campo de esfuerzos durante el flujo (Cas y

Wright, 1987).

Depósitos de coladas de escoria:

Son depósitos gruesos, mal seleccionados, que presentan generalmente gradación inversa y una capa

fina basal. Están compuestos por cantidades variables de ceniza basáltica a andesítica, lapilli

vesiculares y clastos escoriáceos de superficie rugosa de hasta 1m de diámetro (Cas y Wright, 1987).

Tubos de segregación de gas y madera carbonizada también son frecuentes.

Están asociados a coladas piroclásticas de pequeño volumen, probablemente por colapso

intermitente de una columna eruptiva vertical (Wright et al., 1980). La presencia de albardones,

acanalamientos y frentes de flujo escarpados indican un campo de esfuerzos importante durante el

flujo (Cas y Wright, 1987). Son depósitos proximales controlados por la topografía.

Ignimbritas:

Las ignimbritas son cuerpos de roca o depósitos formados a partir de coladas piroclásticas

constituidas fundamentalmente por fragmentos de magma juvenil vesiculado (Sparks y Wilson,

1976), que pueden estar o no soldados y que se han emplazado a altas temperaturas (Walker et al.,

1980a). El término ignimbrita proviene del latín ignis (fuego) e imber (lluvia), y fue adoptado por

primera vez por Marshall (1935).

Actualmente se acepta que las ignimbritas se forman a partir del colapso de una columna eruptiva

cuando esta se vuelve más densa que el aire atmosférico (Sparks y Wilson, 1976; Sparks et al.,

1978). Esto puede darse por una disminución en el contenido de gases del magma, una brusca

disminución de la velocidad de emisión o bien a un aumento del diámetro de la boca de salida

(Sparks y Wilson, 1976).

El tamaño que puede alcanzar una ignimbrita varía de acuerdo al volumen del flujo (e.g. Ui,

1973) y a su velocidad inicial (Sparks, 1976; Sheridan, 1979). Una manera de cuantificar la

geometría del cuerpo rocoso es por medio del parámetro denominado aspecto (aspect ratio) definido

por Walker et al. (1980a). Este parámetro relaciona el espesor medio y la extensión lateral.

A gran escala las ignimbritas se consideran como cuerpos homogéneos. Sin embargo, si se

observan en detalle presentan un bandeado característico que permite dividir verticalmente la



secuencia. Sparks et al. (1973) propusieron un esquema ideal de capas para una unidad de flujo

ignimbrítico compuesto de tres partes (Fig. 11). La capa 1 se pensó que representaba el depósito de

una oleada piroclástica diluida; la capa 2, la colada propiamente dicha, y la capa 3, el depósito de

caída de la nube acompañante.

Fig. 11. Perfil esquemático ideal de una ignimbrita (Sparks et al., 1973). (L) fragmentos líticos y (P) fragmentos

pumíceos.

Cada una de las capas individuales fue interpretada como reflejo de diferentes regímenes

deposicionales dentro del flujo piroclástico. La capa 1 constituye la unidad basal de la colada y se

caracteriza por presentar niveles con estratificación plana o cruzada depositados a partir de una

oleada piroclástica diluida (ground surge) originada por la ingestión de aire externo en el frente del

flujo (Fisher, 1979). La capa 1 puede también estar representada por un depósito rico en

componentes densos y empobrecido en finos conocido como capa de fondo (ground leyer ; Walker et

al., 1981a taupo) o facies 1H, que en las áreas proximales puede pasar a una brecha rica en líticos.

Estos depósitos se originan por segregación del material pumítico fino y ligero gracias a la gran

cantidad de gases que circulan a través del flujo, concentrando la fracción densa y gruesa que se



deposita en el fondo. Por último, los depósitos de expulsión ( jetted deposits; Cas y Wright, 1987) o

facies 1P son depósitos ricos en pómez y empobrecidos en finos, que representarían el material

expulsado hacia delante por la violenta expansión del aire frontal durante el avance del flujo y que

se depositó antes de ser sobrepasado por el mismo. Un caso extremo lo constituye una variedad

desprovista totalmente de finos ( fine-depleted ignimbrites; Walker et al., 1980b). Por debajo de la

capa 1 de la ignimbrita puede aparecer, en áreas proximales, un depósito pliniano de caída.

La capa 2 es la unidad principal de la colada y constituye el grueso del depósito. Limita con la

capa 1 a través de una superficie de contacto neta originado por cizalla (Wilson y Walker, 1982).

Presenta una sección basal de grano fino, muy uniforme, conocida como capa basal (basal leyer ) o

capa 2a. Localmente, es común la gradación inversa de pómez y líticos. Se originan por la fricción

en los bordes del flujo. La sección 2b se caracteriza por ser un nivel de textura homogénea, mal

seleccionado y fábrica matriz soportada. Representa el depósito de un flujo laminar concentrado,

como se deduce de la ausencia de estructuras internas. La base de la sección 2b suele estar

enriquecida en fragmentos líticos. Por el contrario la concentración y tamaño de las pómez

aumentan hacia el techo de la sección. Esto se explicaría por flotación de las pómez en la matriz más

densa. Tubos de segregación de gas ( pipes) son comunes hacia el tope de la capa 2b.La capa 2 puede ocurrir de dos formas muy distintas de acuerdo a su morfología (Walker et al.,

1980a): depósitos ignimbríticos mantiformes (ignimbrites veneer deposits, IVD) y depósitos

ignimbríticos de relleno de valle (valley ponded ignimbrites, VPI) (Fig.12). Las IVD tapizan

uniformemente el relieve con capas de espesor generalmente menor a 2 m. A menudo poseen

gradación interna y formas de fondo, lo que ha llevado a debatir si se trata de un tipo de oleada

piroclástica o no (e.g., Fisher et al., 1980; Walter et al., 1980c). Se vinculan lateralmente con las

ignimbritas de relleno de cauce, que ocupan las áreas deprimidas del relieve. Las VPI poseen una

superficie horizontal plana y un espesor varias veces mayor que las IVD. En general, su potencia es

independiente de la distancia al centro emisor, pero es fuertemente dependiente de la topografía

previa al depósito y de la capacidad de drenaje del flujo (Wilson y Walker, 1982). La proporción de

uno u otro tipo de depósito depende fundamentalmente de la energía original de la erupción. Las

ignimbritas con una relación de aspecto alta se interpretan como depósitos de tipo mantiforme,

mientras que ignimbritas con una relación de aspecto baja indican depósito de relleno de valle.

El material fino elutriado del flujo principal pasa a formar parte de la nube de cenizas

acompañante, que puede depositarse como una oleada piroclástica clásica con la típica



estratificación cruzada, salvo que yacen a techo de la ignimbrita (Fisher, 1979). Se conoce con el

nombre de oleada de nube acompañante (ash cloud surge) y corresponde a la capa 3a del esquema

de Sparks et al. (1973). Sobre esta suele aparecer un depósito de caída de granulometría muy fina,

que se designa como capa 3b (coignimbritas cineríticas de Sparks y Walker, 1977). Está constituida

por cenizas que fueron arrastradas por el viento o elutriadas desde el flujo ignimbrítico hacia la nube

acompañante y posteriormente dispersadas y depositadas como piroclastos de caída normal.

En síntesis, en una ignimbrita se pueden reconocer diferentes facies depositadas a partir de una

misma colada piroclástica bajo distintos regímenes depositacionales (Fig. 13).

Una vez que la colada piroclástica se ha individualizado, es posible diferenciar geométricamente

tres sectores: el frente, el cuerpo y la cola del flujo (Wilson y Walker, 1982; Fig. 14), similar a lo

que ocurre con una corriente de turbidez (Colombo y Martí, 1992). Cada una de estas zonas posee

diferentes estados de fluidización, que controla el desarrollo de facies separadas. La capa 1 se

deposita a partir del frente de la colada piroclástica, mientras que el cuerpo y la cola depositan en

conjunto la capa 2.

La cabeza o frente del flujo es la porción mas fluidizada de la colada debido a la ingestión de aire

externo (Wilson, 1980; Fig.15), aumentando la turbulencia. Los producto de su depósito estarán, por lo tanto, empobrecido en finos y enriquecido en líticos y cristales (ground leyer ). Otro tipo de

depósito de frente de colada son los ya mencionados depósitos de expulsión ( jetted deposits).

La mayoría de los depósitos de coladas piroclásticas estudiados no presentan buen desarrollo de

facies de frente (Cas y Wright, 1987). Sólo las coladas emplazadas a grandes velocidades (e.g.,

ignimbrita Taupo; Wilson y Walker, 1982, 1985; Wilson, 1985), tienen la turbulencia y expansión

necesarias para desarrollar prominentes depósitos de este tipo (Cas y Wright, 1987).

El cuerpo constituye la masa principal de la colada piroclástica, mientras que la cola representa el

material transportado en la parte baja del flujo, que debido a la fricción con el sustrato y menor

grado de fluidización se desplaza más lentamente (Wilson y Walker, 1982). Las facies de valle y en

manto descriptas para la ignimbrita Taupo corresponden a la depositación del cuerpo y la cola

respectivamente (Wilson y Walker, 1982).

La depositación de los materiales se produce al disminuir la competencia del flujo por

enfriamiento general, pérdida de gases e ingestión de aire frío en el frente y base. La forma en que

esta se produce es objeto de controversias. Fisher (1966) y mas recientemente Branney y Kokelaar

(1992) postulan un mecanismo de agradación progresiva (modelo laminar) en el que las ignimbritas



se depositan capa a capa a medida que el flujo avanza. En cambio, Sparks (1976) propone que las

ignimbritas se originan por la detención y depósito en masa del flujo ( plug). El estudio de casos

reales demuestra que ambos modelos son válidos. El modelo laminar parece adaptarse mejor a la

depositación de ignimbritas con una relación de aspecto baja, con depósitos tipo IVD asociados.

Mientras que el modelo de Sparks parece más apropiado para explicar los depósitos con una relación

de aspecto alta.

Como se dijo anteriormente las ignimbritas se depositan en caliente y uno de los efecto que la

temperatura produce es por ejemplo el grado de soldadura, entre otros. Se designan como

ignimbritas de alto grado a las que están densamente soldadas, e ignimbritas de bajo grado a

aquellas que no lo están, independientemente de sus espesores (Walker, 1983). El grado de

soldadura que puede alcanzar una ignimbrita depende de varios factores, siendo el más importante la

composición química del material juvenil, ya que controla la viscosidad y la capacidad de

deformación del vidrio a una temperatura dada (Wilson, 1986). Sin embargo la viscosidad también

depende de la temperatura inicial, inmediatamente antes de producirse la erupción, como lo

demuestra el hecho de que la mayoría de las ignimbritas de alto grado son afíricas, indicando que el

magma se encontraba próximo a la temperatura líquida. El contenido en álcalis y/o volátiles tambiénincrementa el grado de soldadura (Fisher y Schminke, 1984). En segundo lugar el grado de

soldadura depende de la temperatura local (Wilson, 1986). Hay que tener en cuenta que la

temperatura varía de un punto a otro dentro de la ignimbrita por efecto del enfriamiento, y que en

algunos casos la cementación se puede producir por la precipitación de determinados minerales a

partir de la fase gaseosa sin haber alcanzado la temperatura mínima de soldadura. (e.g., Sheridam,

1970). Por su parte, la presión de sobrecarga influye sobre el grado de soldadura en forma

directamente proporcional (Wilson, 1986). Cuanto mayor sea la presión a una temperatura dada,

mayor será la cementación que puede producirse.

Otra posible explicación para las ignimbritas de bajo grado es por enfriamiento durante la

erupción. La pérdida de calor puede producirse por intercambio con el aire externo frío, tanto en la

columna eruptiva como en el frente de la colada, o por contacto con el agua, siendo este donde se

produce la mayor pérdida (Walker, 1983).



4.2.3. DEPÓSITOS DE OLEADAS PIROCLÁSTICAS

Una oleada piroclástica consiste en una dispersión gas-sólido diluida (baja concentración de

partículas) que transporta piroclastos en forma turbulenta y expandida sobre la superficie del terreno

(Cas y Wright, 1987). Sus depósitos mantean la topografía pero controlados por el relieve,

presentando los máximos espesores en el fondo de las depresiones (Fig. 9). Constituyen por lo tanto

un término intermedio entre los depósitos de caída y los de flujo piroclástico. Las oleadas

piroclásticas pueden resultar de cualquier tipo magma y se asocian tanto a erupciones

hidromagmáticas como a erupciones puramente magmáticas.

Como características distintivas estos depósitos desarrollan estructuras sedimentarias

unidireccionales (estratificación cruzada de bajo ángulo, dunas, antidunas, corte y relleno entre

otras; Fig. 16) y buena selección (Sparks, 1976; Wohletz y Sheridan, 1979), aunque más pobre que

en los depósitos de caída, debido a su origen desde flujos turbulentos (Fisher y Schminke, 1984).

Otra característica es la gran variación lateral de facies, que sugiere variaciones en las condiciones

del flujo (Crowe y Fisher, 1973). Es común en los depósitos de oleadas piroclásticas las estructuras

de alto régimen de flujo, como antidunas y ondulitas escamantes (Wohletz y Sheridan, 1979; Foto

2). Asimismo, estos depósitos son menos extensos y voluminosos que los de coladas piroclásticas(Wilson, 1986).

El desplazamiento de una oleada piroclástica desde la fuente se debe al colapso gravitacional de

la columna eruptiva que ocurre tras la erupción, transformando energía potencial en energía cinética.

Esta es transmitida instantáneamente a toda la masa. Una vez en movimiento se comporta como una

corriente densa controlada por la gravedad (Allen, 1982). El decrecimiento exponencial de la

energía desde el centro emisor y de la capacidad de transporte, produce la deposición de los

materiales. La disminución del impulso inicial en condiciones no confinadas hace que las

condiciones del flujo varíen radialmente, desde un alto régimen de flujo en las zonas proximales a

condiciones de bajo régimen en las áreas distales, como queda evidenciado en las formas de lecho.

Con respecto al contenido de vapor de agua pueden diferenciarse dos variedades, depósitos de

oleadas piroclásticas húmedas y secas (Sheridan y Wohletz, 1981). Las oleadas piroclásticas

húmedas (wet surge) se presentan en capas gruesas, relativamente planas y con una estratificación

grosera (Wohletz y Sheridan, 1983). La existencia de vapor o agua favorece la cohesión de las

partículas (Wilson, 1986). Por su parte los depósitos de oleadas piroclásticas secas (dry surge) son

finamente laminados, bien estratificados y con un bajo grado de consolidación (Fisher y Schminke,



1984). El tipo de estructura sedimentaria está condicionada por el grado de cohesión que presenten

las partículas (Cas y Wright, 1987).

Fig. 16. Diferentes formas de fondo que pueden generase en una oleada piroclástica basal en función de la tasa desedimentación y de la temperatura y humedad de la oleada (Allen, 1982).

Desde un punto de vista genético los depósitos de oleadas piroclásticas son tradicionalmente

divididos en: depósitos de oleadas piroclásticas basales o base surge deposits (Moore, 1967),

depósitos de oleadas piroclásticas de fondo o ground surge deposits (Sparks y Walkers, 1973) y

depósitos de oleadas piroclásticas de nube acompañante o ash-cloud surge deposits (Fisher, 1979).

Sin embargo Wholetz (1998) propone unificar estos dos últimos tipos de en uno solo, bajo el

nombre de “piroclastic surges”.

Depósitos de surges basales:

Se originan a partir de erupciones hidromagmáticas, tanto en magmas ácidos como básicos. Son

depósitos estratificados, laminados y localmente masivos. Pueden formar depósitos espesos (> 100

m) cerca de cráteres freatomagmáticos, pero su potencia disminuye rápidamente, adquiriendo una

sección en forma de cuña. Contienen fragmentos juveniles, desde vesiculados hasta no vesiculados,



clastos líticos, cenizas, cristales y ocasionalmente líticos accesorios (Cas y Wright, 1987). Próximo

al conducto pueden encontrarse bombas de impactos constituidas por grandes líticos (Foto 3).

Internamente los depósitos muestran formas de lecho unidireccionales y dunas escalonadas. Formas

erosivas con geometrías en forma de U también han sido descriptas. Constituyen una de las

principales facies de los anillos de tobas, conos de tobas y edificios volcánicos tipo maar, indicativos

de proximidad al conducto.

Los depósitos de base surge muestran evidencias de haber sido húmedos y viscosos cuando

fueron depositados (Cas y Wright, 1987). Son comunes los lapilli acrecionales y la laminación

convoluta con evidencias deformación plástica (e.g., por impacto de bombas o deslizamientos

sinsedimentarios)

Depósitos de surges de fondos:

Se producen por colapso parcial de la parte externa de la columna eruptiva o ingestión de aire o

vapor de agua en el frente de la colada (Fisher, 1979). Generalmente preceden a la depositación de

coladas piroclásticas y se sitúan en la base de estas (Sparks et al., 1973). Son estratificados y tienen

normalmente menos de 1 m de espesor. Están compuestos por cenizas, fragmentos juveniles

vesiculados, cristales y líticos en variadas proporciones. Están comúnmente enriquecidos en

componentes densos, en comparación con los depósitos de flujo piroclástico asociados. Al igual que

los depósitos surge basal muestran formas de lecho. También pueden observarse pequeños tubos de

segregación de gas y madera carbonizada.

Genéticamente se asocian a flujos piroclásticos en movimiento y su geometría y extensión está

fuertemente controlada por la topografía.

Fig. 17. Representación esquemática de los distintos mecanismos de formación de una oleada piroclástica de fondo (Cas

y Wright, 1987)



Depósitos de surges de nube acompañante: Su origen se asocia al depósito de la nube acompañante que viaja sobre y detrás del flujo bajo la

influencia de procesos de fluidización. La nube acompañante está constituida por fragmentos finos

elutriados del cuerpo principal del flujo piroclástico. A diferencia del flujo piroclástico parental la

oleada de nube acompañante fluye en forma turbulenta, y es esta turbulencia la que soporta el peso

de los sólidos.

Se presentan estratificados en capas menores a 1m de espesor, pudiendo aparecer también como

discretos lentes separados (Fisher, 1979). Se localizan en el tope y como equivalente lateral de

unidades de flujos piroclásticos. Muestran formas de lecho unidireccionales y estructuras de corte y

relleno. El grado de selección es bueno y la granulometría fina, pues se depositan a partir de

sistemas de baja energía. La composición dependerá del tipo de flujo piroclástico del cual se

derivan. Los depósitos de surges de este tipo pueden tener pequeños tubos de segregación de gas.

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