2012-guia-vulcanisme-es

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Guía de campo de
la Zona Volcánica
de La Garrotxa
El vulcanismo
Generalitat de Catalunya
Departament d’Agricultura, Ramaderia,
Pesca, Alimentació i Medi Natural
El vulcanismo
Guía de campo de
la Zona Volcánica
de La Garrotxa
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Biblioteca de Catalunya - Dades CIP
El vulcanismo: Guía de campo de la Zona Volcánica de La Garrotxa
Bibliografia
ISBN 9788439388517
I. Martí i Molist, Joan, 1957- II. Catalunya. Departament d'Agricultura,
Ramaderia, Pesca, Alimentació i Medi Natural III. Parc Natural de la
Zona Volcànica de la Garrotxa (Catalunya)
1. Vulcanisme – Catalunya – Garrotxa 2. Parc Natural de la Zona
Volcànica de la Garrotxa (Catalunya) – Guies
551.21(467.1 Gt)(036) 
Edita
Parque Natural 
de la Zona Volcánica 
de La Garrotxa
Depósito legal: B-11.373-2012
ISBN 978-84-393-8851-7
Título original: El vulcanisme Guia
de camp de la Zona Volcànica de la
Garrotxa (2000, 2001)
Título: El vulcanismo Guía de
campo de la Zona Volcánica de La
Garrotxa
© Parque Natural de la Zona 
Volcánica de La Garrotxa 
y autores
© Traduccions i Tractament de la
Documentació, SL 
Versión digital
Página web del Parque Natural
Impresión
Ampans, Manresa
1ª edición
Olot, abril de 2012
Fotografías
Pep Callís
Portada, figuras 29, 34-37, 58-63, 66, 69, 73-76, 85, 87,
95, 97, 98, 100, 102, 105, 106 y 114 (depositadas en el
Centro de Documentación del Parque Natural de la Zona
Volcánica de La Garrotxa)
Albert Pujadas
Figuras 28, 30, 33, 39, 40, 64, 66, 72, 78-80,
108,110 y 113
Joan Martí
Figuras 15, 27 y 31
Emili Bassols
Figura 32
Centro de Documentación del 
Parque Natural de la Zona
Volcánica de La Garrotxa
Figuras 65, 67, 70 y 83
Maurice Krafft
Figura 18
National Geographic Data Center
Figura 43
Llorenç Planagumà
Figuras 71, 77 y 102
Ilustraciones
Albert Martínez
Figuras 1, 2, 6-12, 15-17, 19-23, 25, 26, 38, 41, 42,
44-50, 54, 56 y 57
Albert Pujadas
Figuras 3-5, 13, 14, 24, 51-53, 55, 68, 107, 108, 109,
110, 111, 112, 113, 115-117
Llorenç Planagumà
Figuras 81, 82, 84, 86, 94, 96, 99, 101, 103 y 104
(las figuras 82, 84, 86, 94, 96, 99, 101 y 104 se
han modificado a partir de la base geológica del
Proyecto «Vulcà»)
Montse Viñas
Dibujos originales de las figuras 88-93
Citas bibliográficas
normalizadas y adaptadas por 
Montse Grabolosa
Con la colaboración de las entidades
de educación ambiental
La Cupp SCCL, Verd Volcànic y
Tosca
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El vulcanismo
Guía de campo de la
Zona Volcánica de
La Garrotxa
Joan Martí i Molist
Instituto de Ciencias de la Tierra 
Jaume Almera (CSIC), Barcelona
Albert Pujadas
Área de Geodinámica. 
Departamento de Ciencias Ambientales. 
Universidad de Girona
Dolors Ferrés Lopez
Llorenç Planagumà Guàrdia
Tosca. Colaboradores del Parque Natural 
de la Zona Volcánica de La Garrotxa
Josep Maria Mallarach Carrera
Fundación de Estudios Superiores de Olot
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Hace poco más de 200 años que Francesc Xavier de
Bolòs descubrió, para la comunidad científica, el vulcanis-
mo de La Garrotxa. Esta actividad eruptiva remodeló el
paisaje de los valles de Olot e influyó directamente en los
usos y la actividad humana que se ha desarrollado duran-
te siglos en este territorio.
La intensa explotación minera que sufrió parte del patri-
monio vulcanológico de la zona durante las décadas de
1960 a 1980 provocó una fuerte contestación social y
científica que culminó en la aprobación de la Ley de
Protección de la Zona Volcánica en 1982.
La conservación de este patrimonio se justifica porque se
trata de la zona volcánica más reciente de la península
Ibérica y una de las que se encuentra en mejor estado de
la Europa continental. Se pueden encontrar aspectos ge-
omorfológicos representados por edificios volcánicos,
montículos de lava petrificada, coladas de lava, presas
volcánicas y riscales, así como por diversos afloramientos
donde, a escala detallada, pueden observarse algunos de
los procesos geológicos que han dado lugar a las distin-
tas morfologías.
Pese a la protección legal, era preciso detener las extrac-
ciones y minimizar y restaurar los impactos sobre el mal-
trecho patrimonio geológico mediante la estructuración y
la consolidación del parque natural. Un hito clave fue la
restauración, en 1995, del volcán del Croscat, el más sim-
bólico del parque por ser el volcán más joven de la penín-
sula Ibérica y el que más impactos ha sufrido.
Desde el Parque también hacía falta profundizar en el co-
nocimiento del vulcanismo de la zona, iniciado a princi-
pios de siglo y reactivado en la década de 1970. En ese
sentido, hubo que revisar todos los trabajos realizados y
desarrollar un proyecto de estudio integral de la geología
de la zona volcánica catalana. Este proyecto se planteó a
principios de la década de 1990 con el objetivo de inte-
grar diversos aspectos geológicos y geofísicos que per-
mitiesen profundizar en el conocimiento de la zona.
Finalmente, en 1993 se inició un proyecto que integraba
menos aspectos, aunque no por ello era menos ambicio-
so, financiado íntegramente por el Departamento de
Medio Ambiente a través del Parque Natural de la Zona
Volcánica de La Garrotxa y ejecutado por el CSIC bajo la
coordinación del Dr. Joan Martí, que permitió la formación
de nuevos geólogos en el conocimiento, la gestión y la di-
vulgación del vulcanismo de la zona.
Prólogo
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Los resultados de ese proyecto se incorporan en la pre-
sente guía, un material inédito que aporta, de forma clara
y sencilla, nuevos y valiosos conocimientos para el estu-
dio de la Zona Volcánica de La Garrotxa. Al mismo tiem-
po, la difusión de esta guía se enmarca en la estrategia
para la gestión del vulcanismo del parque natural, aproba-
da en el año 2000, y que debe permitir mejorar el conoci-
miento sobre el vulcanismo en la zona, planificar la inves-
tigación, conservar sus valores geológicos y paisajísticos
y aumentar la divulgación local, nacional e internacional.
Espero que esta guía, elaborada con gran rigor y con una
presentación muy cuidada, ayude a divulgar estas aporta-
ciones a los docentes, universitarios y naturalistas para
garantizar el conocimiento, la gestión y la difusión de un
patrimonio que se ha preservado para las generaciones
futuras.
Francesc Xavier Puig i Oliveras
Director del Parque Natural de la Zona 
Volcánica de La Garrotxa
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Presentación 8
l1l Los volcanes 11
l1 l1 l ¿Qué es un volcán? 12
l1 l2 l Génesis de magmas 14
l1l2l1l ¿Dónde se generan los magmas? 15
l1 l3 l Ascenso de magmas 17
l1l3 l1l ¿Cómo ascienden los magmas? 18
l1l3 l2l ¿Qué le pasa al magma durante su ascenso? 19
l1 l4 l La actividad eruptiva 22
l1l4 l1l ¿Por qué se produce una erupción? 23
l1l4 l2l Tipos de actividad eruptiva 24
l1 l4 l2 l1 l Actividad efusiva 24
l1 l4 l2 l2 l Actividad explosiva 24
l1l4 l3 l Materiales volcánicos 31
l1 l4 l3 l1 l Materiales masivos 31
l1 l4 l3 l2 l Materiales fragmentarios 34
l1 l4 l3 l3 l Tipos de depósitos piroclásticos 35
l1l4 l4 l La morfología de los volcanes 39
l2 l El vulcanismo en Cataluña 41
l2 l1 l Distribución y evolución del vulcanismo 42
l2 l2 l El campo volcánico catalán 45
Zona volcánica de L'Empordà 46
Zona volcánica de La Selva 46
Zona volcánica de La Garrotxa 46
l2 l3 l Las rocas y los magmas 49
l2 l3 l1 l Los minerales 50
l2 l3 l2 l Los datos geoquímicos 51
Génesis y ascenso de magmas
l2 l4 l Las erupciones de la Zona Volcánica de La Garrotxa 53
l2 l4 l1 l Los volcanes y sus fases de actividad eruptiva 54
l2 l4 l2 l La actividad eruptiva y los edificios volcánicos 57
l2 l5 l Los materiales volcánicos 58
Índice
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l3 l La Zona Volcánica de La Garrotxa. Fichas de afloramientos 61
1 l Las coladas de lava de Castellfollit de la Roca 64
2 l Las brechas piroclásticas del volcán del Cairat 66
3 l Los materiales masivos de Sant Joan les Fonts68
4 l La morfología del cono volcánico del volcán del Montsacopa 72
5 l El cono de escorias del volcán del Croscat 74
6 l La secuencia eruptiva del Turó de la Pomereda 76
7 l Los depósitos piroclásticos del volcán de Santa Margarida 78
8 l La secuencia eruptiva del volcán de Can Tià 80
9 l La colada piroclástica del valle de Els Arcs 82
10 l Situación y morfología de los conos volcánicos 84
desde el Puig Rodó
11 l El maar del volcán del Clot de l’Omera 86
12 l La colada piroclástica del volcán del Puig d'Adri 88
13 l Las oleadas piroclásticas del volcán del Puig d'Adri 90
14 l La morfología del volcán de la Crosa de Sant Dalmai 92
15 l Las oleadas y brechas piroclásticas 94
del volcán de la Crosa de Sant Dalmai
Glosario 97
Bibliografía 98
Mapa de servicios del Parque Natural de la Zona Volcánica de La Garrotxa 101
Entidades de educación ambiental 102
Notas 104
Recomendaciones y normas para los visitantes 106
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La guía de campo que presentamos pretende ofrecer una
visión general, pero al mismo tiempo detallada, de las
principales características del vulcanismo de la Zona
Volcánica de La Garrotxa. Quiere ser una herramienta
útil para la interpretación del paisaje y los procesos geoló-
gicos de las áreas volcánicas que integra, y aportar las in-
dicaciones necesarias para entender, desde un punto de
vista geológico, algunos de sus lugares o afloramientos
más representativos.
¿Qué significado tiene la presencia de volcanes en una
zona como esta? ¿En qué marco geodinámico cabe si-
tuarla? ¿Cuál es el origen y la composición de las rocas
volcánicas? ¿Cuál fue el estilo de la actividad eruptiva?
Estas son algunas de las preguntas a las que esta guía de
campo da respuesta.
Pero antes de explicar qué sucedió en La Garrotxa, con-
viene repasar los conceptos generales de la geología y la
vulcanología relacionados con el tema concreto que nos
ocupa. Así, hay que conocer cómo son los magmas,
cómo se generan y llegan a la superficie, cómo varían de
composición a lo largo del tiempo, cuáles son los meca-
nismos que dan lugar a las erupciones volcánicas y cuá-
les son las características principales de estas y de sus
productos.
Este libro se estructura en tres partes:
1. Los volcanes. Explica los aspectos generales y con-
ceptos básicos del vulcanismo.
2. El vulcanismo en Cataluña. Describe brevemente los
rasgos fundamentales del vulcanismo más reciente en
nuestra zona.
3. La Zona Volcánica de La Garrotxa. Fichas de aflo-
ramientos. Representa la guía de campo propiamente
dicha, con la descripción de 15 lugares. Los afloramien-
tos se seleccionaron en función de los elementos geológi-
cos que se pueden observar, de forma que, en conjunto,
ejemplifican las características más destacables del vul-
canismo de esta zona y, en particular, del que se enmarca
dentro del Parque Natural de la Zona Volcánica de La
Garrotxa. Además, se tuvo en cuenta la accesibilidad a fin
de facilitar su localización. La selección de los espacios
implicó necesariamente prescindir de otros, también con
un alto interés geológico y didáctico, pero con mayor difi-
cultad de acceso.
Presentación
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El contenido de la guía permite lecturas a diferentes nive-
les. Se puede seguir el texto sobre fondo blanco, mientras
que en los cuadros de ampliación sobre fondo granate se
explican conceptos de interés en el ámbito del vulcanis-
mo, como los magmas, la estructura interna de la Tierra,
etc. Además, se han resaltado en cursiva algunos térmi-
nos, que se describen en el glosario.
Aunque todo ello debe explicarse en un espacio reducido,
esperamos que la lectura de esta guía, mientras recorre-
mos los lugares propuestos, permitirá obtener una idea
general, pero clara, de por qué y cómo se desarrolló la
actividad volcánica en esta zona, uno de los aspectos ge-
ológicos menos conocidos de Cataluña.
Los autores agradecen la colaboración del Instituto
Cartográfico de Cataluña, que nos facilitó las imágenes y
los mapas para componer las figuras 54, 56, 57 y 81.
Deseamos dar también las gracias a la Sección de
Ciencias Naturales del Museo Comarcal de La Garrotxa
por las muestras de rocas fotografiadas.
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Los volcanes
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Todo el mundo tiene una idea gráfica, más o menos preci-
sa, de lo que es un volcán. No obstante, cuando queremos
explicar esta idea en términos «científicos», el concepto ya
no está tan claro y en la mayoría de los casos debemos re-
currir a descripciones morfológicas imaginativas..
Esta definición nos da una idea clara de que un volcán no
es solo una morfología, sino que es la culminación de un
conjunto de procesos geológicos que implican la génesis,
el ascenso y la erupción de magmas (figuras 1 y 2).
Por lo tanto, aunque en la escala de los tiempos geológi-
cos, e incluso en la humana, los volcanes representan
tiempos relativamente cortos, desde algunos días hasta
miles de años, en realidad son el resultado de procesos de
cientos de miles o millones de años de duración.
Figura 2. Edificio volcánico
Figura 1. Sistema volcánico
¿Qué es un volcán?
l1 l1 l
• • • Un volcán es un punto de la superficie
terrestre donde tiene lugar la salida al exterior
de material rocoso fundido (magma) generado
en el interior de la Tierra y, ocasionalmente, de
material no magmático. La acumulación de
estos productos alrededor del centro emisor
puede dar lugar a relieves positivos con
morfologías diversas. • • •
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Los magmas
• • • Los magmas son mezclas de material rocoso fundido,
principalmente de tipo silicatado, que pueden contener partículas sólidas
(cristales y fragmentos de roca) en suspensión y gases disueltos. • • •
La gran mayoría de las rocas que conoce-
mos están formadas casi en su totalidad por
minerales de la familia de los silicatos, cons-
tituidos por aniones SiO4 aislados o enlaza-
dos unos con otros mediante cationes me-
tálicos (figura 3). Por ello, los magmas resul-
tantes de la fusión de estas rocas serán
también de composición mayoritariamente
silicatada. Según el porcentaje de sílice que
contienen, los magmas se clasifican en bá-
sicos (inferior al 52 %), ácidos (superior al
63 %) e intermedios (entre el 52 y el 63 %).
Figura 3. Molécula de SiO2
Propiedades físicas
La densidad, la viscosidad y la temperatura son
tres de las propiedades físicas de los magmas
que más condicionan los procesos de ascenso y
erupción. La densidad depende principalmente
de la composición química de los materiales fun-
didos. La viscosidad –es decir, la resistencia a
fluir– depende también de la composición del
magma, además de estar condicionada por la
temperatura (figura 4).
La densidad varía en función, sobre todo, del
contenido en sílice (SiO2) de los magmas. Los de
composición básica, más pobres en sílice, tienen
una densidad más alta como consecuencia del
mayor número de cationes metálicos pesados in-
corporados a su estructura.
La viscosidad es más elevada en los magmas
ácidos que en los básicos, como consecuencia
de un número mayor de enlaces entre sus molé-
culas de sílice. El aumento de temperatura dismi-
nuye la viscosidad, ya que favorece la excitación
de las moléculas y, por lo tanto, dificulta la forma-
ción de enlaces.
La temperatura, en cambio, es más alta en los
magmas básicos, que pueden llegar a alcanzar los
1.100 °C, mientras que los magmas ácidos tienen
temperaturas de fusión entre 700 y 800 °C.
Figura 4. Variación de la composición y de las 
propiedades físicas de los magmas 
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Génesis de magmas
l1 l2 l
Los magmas se forman en el interior de la Tierra, normal-
menteen la zona del manto superior, aunque a veces tam-
bién pueden generarse a menos profundidad, dentro de la
corteza.
La formación de material fundido, es decir, la fusión, obede-
ce a diferentes causas, que pueden actuar de forma conjun-
ta o aislada: descompresión, incremento de la tempera-
tura y aumento de la pre-
sencia de agua (figura 5).
El magma se puede ge-
nerar siempre que se aplique un incremento notable
de temperatura a un cuerpo rocoso inicialmente sóli-
do, o bien cuando una roca inicialmente sometida a
temperaturas y presiones muy elevadas experimenta
una considerable disminución de la presión. En con-
diciones constantes de presión y temperatura, la asi-
milación de agua por parte de algunos minerales que
forman la roca rebaja significativamente su punto de
fusión.
Figura 5. Causas de la fusión de
rocas
• • • La génesis de
magmas es el
proceso por el que
se produce el paso
de fase sólida a fase
líquida de las rocas
del manto y la
corteza. • • •
La fusión es un proceso que no afecta a toda la
roca, sino solo a una parte. Las rocas están for-
madas por diversos minerales, cada uno de los
cuales tiene una temperatura de fusión distinta a
una presión determinada. La génesis de magma
empieza cuando se funden los minerales con un
punto de fusión más bajo y progresa afectando a
otros minerales de la roca. Por esta razón, casi
siempre hablamos de fusión parcial de las rocas:
solo se funden algunos minerales y en proporcio-
nes determinadas (figura 6). 
a. El proceso de fusión empieza
en los puntos de unión entre
grandes minerales, ya que son
las zonas que necesitan menos
energía para pasar de estado
sólido a líquido.
b. Los líquidos que se generan
son menos densos que los mine-
rales circundantes. El líquido for-
mará una red de pequeños cana-
les interconectados y se acumula-
rá en zonas preferentes hasta tener
un volumen crítico mínimo a partir
del cual empezará a ascender gra-
cias a la fuerza de flotación.
c. La fusión progresa y el volu-
men de líquido aumenta y se
acumula en el techo de las
zonas de fusión. Simultánea-
mente el sólido residual se com-
pacta hacia abajo, lo cual supo-
ne una separación cada vez
más efectiva entre el material
sólido y el líquido.
Fusión parcial
Figura 6. Proceso de fusión parcial
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El interior de la Tierra se divide, según la compo-
sición y densidad de sus materiales, en tres
capas concéntricas: núcleo, manto y corteza (fi-
gura 8). Según la rigidez de los materiales que la
forman, la parte más externa del globo terrestre
se divide en dos niveles:
a. La litosfera, formada por la corteza y la parte
más externa del manto superior, tiene un
comportamiento frágil.
b. La astenosfera, situada justo debajo de la li-
tosfera, es una parte del manto superior que
tiene un comportamiento más plástico y
puede fluir bajo la aplicación de grandes es-
fuerzos.
La teoría de la tectónica de placas propone un
modelo dinámico del funcionamiento de la Tierra,
basado en el hecho de que la litosfera se en-
cuentra dividida en un número reducido de pla-
cas que flotan, de forma independiente, sobre la
astenosfera.
Estructura interna de la Tierra
Figura 8. Sección interna del globo terrestre
Figura 7. Placas tectónicas y situación de las zonas con vulcanismo activo en el mundo
¿Dónde se generan los magmas?
Los procesos relacionados con la formación de magmas se
explican dentro del marco de la teoría de la tectónica de pla-
cas. La actividad volcánica, y magmática en general, no se
distribuye al azar sobre la superficie del planeta sino que se
concentra sobre todo a lo largo de los bordes de las placas
tectónicas. No obstante, encontramos volcanes en zonas ale-
jadas de los bordes de la placa, tanto en los continentes como
en los océanos, lo cual indica que también es posible una fu-
sión más localizada (figuras 7 y 9). 
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Zonas de subducción
La convergencia de
dos placas provoca
que la litosfera, más
fría, se hunda dentro
del manto y rebaje su
temperatura. Aun así
se produce fusión a
causa de la entrada
de agua en el sistema
mineral del manto.
Esta agua, proceden-
te de la deshidrata-
ción de los materiales
que subducen, rebaja
considerablemente el
punto de fusión de
los minerales y permi-
te fundir parte de las
rocas del manto aun-
que la temperatura
ambiente se haya re-
ducido de forma sig-
nificativa.
Dorsales oceánicas 
La separación de dos
placas litosféricas provo-
ca la descompresión del
material del manto y la
consiguiente fusión de
grandes volúmenes de
sólidos que pueden as-
cender de forma conti-
nuada hacia el eje de la
dorsal. 
Puntos calientes
Focos volcánicos, aleja-
dos de los bordes de
placa, generados por un
incremento anómalo de
temperatura en el manto.
Estos se asocian a pe-
nachos ascendentes de
materiales mantélicos
más profundos que se
originan por la misma di-
námica convectiva del
manto.
Zonas de rift
En zonas del interior de
las placas litosféricas el
movimiento convectivo
del manto inicia un adel-
gazamiento de la corte-
za y genera un proceso
de distensión que
puede culminar con una
fractura total de la litosfe-
ra y la creación de
nueva corteza oceánica.
En algunas zonas la
fractura litosférica es
parcial, o ni siquiera se
produce, pero se desa-
rrolla un sistema de fa-
llas normales que favo-
rece la ascensión del
magma.
Ambientes geodinámicos del vulcanismo
Figura 9. Litosfera terrestre. Tipos de contactos entre placas tectónicas
Zonas de límites de placas Zonas de intraplaca
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El magma puede separarse definitivamente de la zona de
fusión e iniciar el ascenso hacia zonas más superficiales
cuando el volumen de material fundido es suficientemente
grande para superar la presión que ejercen sobre él las
rocas que lo rodean.
En algunos casos, los magmas suben a la superficie terres-
tre directamente desde la zona de origen, casi sin detener-
se, y en general dan lugar a erupciones únicas de corta du-
ración. Sin embargo, los magmas a menudo se acumulan
en zonas intermedias de la litosfera y forman cámaras mag-
máticas (figura 10) donde pueden solidificarse por completo
o seguir ascendiendo hacia el exterior.
17
Ascenso de magmas
• • • El ascenso de magmas es el desplazamiento de los materiales fundidos
desde las zonas de origen hasta zonas más superficiales. Depende del
volumen de líquido generado inicialmente, de sus propiedades físicas y de la
estructura tectónica de la zona circundante. • • •
l1 l3 l
Las cámaras magmáticas
Son depósitos de magma que se localizan en el
interior de la litosfera, a profundidades de entre 1
y 60 km. Pueden realimentarse periódicamente
con el magma procedente de las zonas de fu-
sión. Si están conectados con la superficie te-
rrestre, se producen erupciones sucesivas que
forman volcanes o complejos volcánicos con un
periodo de actividad total muy largo, aunque no
continuo. Este es el caso de volcanes como el
Teide, el Fuji, el Etna, el Vesubio, etc.
Las causas que provocan que se detenga el
ascenso del magma en un lugar determinado
en el interior de la Tierra guardan relación con la
estructura de la corteza y con la distribución del
campo de esfuerzos tectónicos en cada punto.
En las zonas de acumulación de magmas se da
una situación de densidad neutra, es decir, la
densidad del magma es igual a la de las rocas
que lo contienen. Figura 10. Esquema de una cámara magmática
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¿Cómo ascienden los magmas?
Las diferencias de presión entre el magma y las rocas
que lo rodean, debidas a la menor densidad del líquido,
son las que dan lugar al movimiento ascendente del
magma. Los mecanismos de ascenso pueden ser de
dos tipos: diapírico o por abombamiento a través de
fracturas (figura 11).
Los magmas generados en el manto superior ascienden ini-
cialmentecomo diapiros hasta que llegan a zonas menos
profundas, donde continúan a través de fracturas gracias al
comportamiento frágil de las rocas. La gran movilidad de
estos magmas, de composiciones básicas y baja viscosi-
dad, posibilita su circulación a través de fisuras relativamen-
te estrechas.
Los magmas generados en la corteza tienen composiciones
más ácidas y, por consiguiente, una viscosidad elevada. Su
reducida movilidad tan solo permite el ascenso a partir de
grandes diapiros. La circulación de estos magmas a través
de fisuras estrechas es muy excepcional y deben darse
unas condiciones estructurales favorables para que pueda
producirse. Aunque también pueden alcanzar la superficie
de la Tierra a menudo, las masas de material fundido se acu-
mulan en el interior de la corteza en forma de cuerpos re-
dondeados conocidos como plutones. Su posterior solidifi-
cación da lugar a las rocas ígneas de tipo plutónico.
El ascenso a través de fracturas se produce
por la presión que ejerce el magma a medida que
avanza hacia la superficie. El material fundido abre
y ensancha las fisuras, que vuelven a cerrarse
una vez que ha pasado el magma.
El movimiento diapírico consiste en la ascen-
sión de grandes bolsas de magma que se des-
plazan a causa de la fuerza de flotación. El movi-
miento de los diapiros es posible por la relativa
plasticidad de las rocas situadas a mayor profun-
didad, que se deforman en contacto con el
magma a alta temperatura.
Figura 11. Ascenso a través de fracturas y ascenso diapírico
Ascenso a través de fracturas Ascenso diapírico
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¿Qué le pasa al magma durante
su ascenso?
En su recorrido hacia la superficie, el magma se diferen-
cia, esto es, varía de composición. Los principales me-
canismos de diferenciación magmática que se dan du-
rante el ascenso son tres: cristalización fraccionada,
mezcla de magmas y asimilación del encajante. Estos
procesos, que pueden actuar de forma combinada o
aislada, dan lugar a un amplio espectro de composicio-
nes químicas en los magmas resultantes.
Cristalización fraccionada
La presión y la temperatura a las que está sometido el
magma suelen disminuir durante su ascenso. En las nuevas
condiciones termodinámicas, los diferentes elementos quí-
micos del magma se reagrupan y forman estructuras cada
vez más estables, que dan lugar a los primeros núcleos só-
lidos. Estos núcleos crecen hasta convertirse en cristales
separados del líquido, que tendrá una composición diferen-
te a la del magma primario. 
Este proceso puede repetirse varias veces a lo largo de la
historia evolutiva del magma. Así, a partir de un magma ini-
cial se pueden formar diversas rocas (agregados minerales)
y diversos líquidos residuales, todos ellos de composicio-
nes diferentes (figura 12a).
Mezcla de magmas
En el trayecto hacia la superficie, un magma puede mez-
clarse con otros de composiciones y propiedades físicas
diferentes. El resultado final será un magma con caracterís-
ticas distintas a las de los magmas iniciales (figura 12b). 
Asimilación del encajante
En algunos casos, el magma, a altas temperaturas, puede
fundir parcialmente las rocas que lo rodean e incorporar
parte de sus minerales. La composición original del magma
queda modificada por la asimilación de estos componentes
(figura 12c). 
19
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Figura 12a. Cristalización 
fraccionada
Figura 12b. Mezcla de magmas
Figura 12c. Asimilación del 
encajante
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Las rocas nos hablan
A pesar del reducido número de mecanis-
mos de fusión y de lugares donde esta
puede producirse, los diferentes tipos de
rocas que se funden en la zona de origen, la
existencia de diferentes grados de fusión
parcial y los procesos de diferenciación
magmática dan lugar a un amplio espectro
de composiciones magmáticas. El resulta-
do de la solidificación de estos magmas
será, por consiguiente, la formación de la
gran diversidad de rocas volcánicas e ígne-
as en general que podemos encontrar en la
superficie de la Tierra (figura 13).
Conocer cuáles han sido los procesos pe-
trogenéticos que han actuado para dar
lugar a una roca determinada es la principal
tarea de la petrología y la geoquímica. Estas
dos ramas de la geología estudian, a partir
del análisis químico, mineralógico y de tex-
tura, dónde y cómo se generó el magma
primario y cuál fue su evolución hasta con-
vertirse en una roca concreta.
Figura 13. Tabla de clasificación de rocas volcánicas
El contenido y la proporción de los elementos
químicos de una roca nos dan información sobre
el origen y la evolución compositiva del magma
que la ha formado.
Composición química de las rocas ígneas
Figura 14. Análisis mineralógico y químico de un basalto, de una traquita y
de una riolita
Las relaciones entre los elementos mayorita-
rios (en una proporción superior al 0,1 %) y los
elementos traza (aquellos cuyo contenido es
inferior al 0,1 %, expresado en partes por mi-
llón, ppm) nos informan sobre los cambios en
la composición química del magma y sobre los
procesos de diferenciación que han tenido
lugar durante su ascenso.
Los isótopos radiogénicos y los elementos del
grupo de las tierras raras, que también aparecen
en proporciones muy pequeñas, son los que más
información aportan sobre los mecanismos de
génesis de los magmas, además de servir de
complemento en los estudios sobre diferencia-
ción magmática. 
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Figura 15. Emplazamiento de distintos tipos de 
cuerpos ígneos
El magma puede llegar
hasta la superficie y pro-
ducir una erupción. En
este caso, su enfriamiento
es muy rápido. La difusión
de elementos dentro del
magma puede quedar to-
talmente inhibida, lo cual
da lugar a rocas con textura vítrea (obsidiana y
piedra pómez), es decir, sin estructura cristali-
na. Sin embargo, la textura típica de las rocas
resultantes suele ser microcristalina, formada
por cristales de grano muy fino. También pue-
den encontrarse otras con textura porfídica,
más característica de las rocas subvolcánicas.
Si el magma se emplaza en
niveles más superficiales,
pero aún dentro de la corte-
za terrestre, forma cuerpos
intrusivos como diques y
sills. El proceso de enfria-
miento es bastante rápido,
por lo que los núcleos cris-
talinos nuevos pueden crecer poco. En cambio,
los cristales formados en profundidad, en condi-
ciones más favorables para su desarrollo, tendrán
formas más regulares y serán más grandes. El re-
sultado es una textura denominada porfídica,
donde cristales grandes de formas regulares (fe-
nocristales) están rodeados por una matriz cristali-
na generalmente de grano mucho más fino.
Cuando un magma solidifi-
ca en profundidad, la lenta
disminución de la tempera-
tura favorece la difusión de
los elementos químicos y,
por tanto, la aportación de
nuevo material hacia los nú-
cleos cristalinos que se
están formando. El resultado es una roca cristali-
na con textura granular constituida por cristales
grandes de dimensiones similares.
Tipos de rocas ígneas y su textura
La textura de una roca ígnea se define
por el conjunto de características de sus
componentes mineralógicos: las medi-
das absolutas y relativas, la forma y las
relaciones geométricas entre sí. Aunque
algunos de estos aspectos pueden ob-
servarse sobre el terreno, el análisis de
textura casi siempre debe realizarse con
la ayuda del microscopio petrográfico. 
La velocidad de enfriamiento del magma,
condicionada por la profundidad a la que se
solidifica, queda reflejada en la textura de la
roca (figura 15). Así, el análisis de textura
nos revelará cuáles han sido los estadios
por los que ha pasado el magma durante su
solidificación.
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Una de las manifestaciones más evidentes de la dinámica
interna de la Tierra es la actividad eruptiva, a veces violenta,
otras tranquila.Esta actividad constituye el episodio final del
proceso volcánico.
En el transcurso de la formación de una región volcánica se
pueden diferenciar hasta cinco unidades de actividad erup-
tiva, según la duración y/o el estilo de los fenómenos rela-
cionados con la salida de materiales a la superficie. La jerar-
quía establecida para estas unidades es, de menor a
mayor: el pulso, la fase, la erupción, la época y el periodo
eruptivo.
22
Pulso 
eruptivo
Fase 
eruptiva
Erupción
Época 
eruptiva
Periodo 
eruptivo
Latido de la emisión de materiales volcánicos que puede durar desde
segundos hasta algunos minutos. La deposición de los materiales
expulsados en este tiempo da lugar a una capa o nivel.
Conjunto de pulsos con el mismo estilo eruptivo que puede durar mi-
nutos, horas o pocos días. El depósito o el conjunto de depósitos re-
sultante presenta características granulométricas, morfométricas y de
compactación similares.
Es la unidad de actividad eruptiva base y puede durar días, meses o
incluso años. Incluye una o varias fases eruptivas y queda represen-
tada por una secuencia de depósitos. Entre dos erupciones distintas
del mismo centro emisor debe haber transcurrido un lapso de tiempo
suficientemente largo para que se desarrollen suelos o se den proce-
sos de erosión no volcánicos.
Engloba varias erupciones y puede durar centenares o miles de
años. En este tiempo pueden formarse uno o varios edificios vol-
cánicos.
Es la sucesión de varias épocas eruptivas, separadas por intervalos
de tiempo suficientemente largos para que se puedan producir fenó-
menos tectónicos: plegamientos, fallas, etc. Puede durar de miles a
millones de años y se forman regiones o campos volcánicos.
• • • La actividad eruptiva es el conjunto de fenómenos relacionados con
la salida de materiales sólidos, líquidos y/o gaseosos a la superficie
terrestre desde un centro emisor. • • •
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La actividad eruptiva
Unidades de actividad eruptiva
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Los volátiles en los magmas
Los volátiles más comunes en la mayoría de magmas son el vapor de agua (H2O), el dióxido de carbo-
no (CO2) y el dióxido de azufre (SO2). La solubilidad de estos gases depende de la presión y la tempe-
ratura a la que se encuentre el magma.
23
¿Por qué se produce una erupción?
Una erupción se inicia cuando la presión ejercida por el
magma dentro del conducto volcánico o en una cámara
magmática supera la presión litostática. El aumento de la pre-
sión magmática se produce básicamente por dos causas,
que pueden actuar de forma conjunta o aislada:
a. La inyección de nuevo magma, procedente de zonas más
profundas de la Tierra. Este es el origen de la inmensa ma-
yoría de las erupciones volcánicas.
b. La sobresaturación en gases (volátiles) de algunos mag-
mas al subir a la superficie.
En magmas básicos, pobres en volátiles, el incremento de
presión suele deberse a la inyección continuada de nuevo
magma, mientras que en magmas ácidos a menudo intervie-
nen las dos causas. Así, en depósitos superficiales de mag-
mas ácidos, sobresaturados de gases, la llegada de nuevo
magma puede acabar desencadenando la erupción.
Figura 16. Expansión de los
gases en un conducto volcánico
En las cámaras magmáticas se
produce un proceso de enfria-
miento y cristalización del
magma. El líquido residual resul-
tante se enriquece en volátiles,
que no pueden incorporarse fá-
cilmente a las estructuras cristali-
nas. Entonces se empiezan a
formar burbujas que hacen au-
mentar la presión del magma.
A medida que el magma ascien-
de hacia zonas más superficia-
les, la menor presión litostática
permite que los volátiles que
contiene disueltos se separen
del líquido y formen una fase ga-
seosa independiente. Estos vo-
látiles se concentran en burbujas
más grandes y numerosas.
Figura 17. Expansión de los
gases en la cámara magmática
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Tipos de actividad eruptiva
Las características de la actividad eruptiva dependen sobre
todo del contenido en volátiles del magma y, por lo tanto, de
su composición inicial y su evolución durante el ascenso
hacia la superficie. Por otro lado, el tipo de actividad también
estará condicionado por la presencia de agua en el lugar por
donde finalmente salga el magma al exterior. En función de
todos estos factores podemos diferenciar dos tipos principa-
les de actividad eruptiva: la efusiva y la explosiva.
l1 l4 l2 l1 l Actividad efusiva
Un magma con bajo contenido en volátiles da lugar a mani-
festaciones de tipo efusivo (figura 18). La presión que ejer-
cen las burbujas de gas en el interior del conducto volcáni-
co no es lo suficientemente intensa como para fragmentar
el magma y expulsarlo al aire.
Este tipo de actividad se puede generar principalmente por:
• Emisión de magmas básicos y ultrabásicos, originalmente
pobres en gases. 
• Desgasificación de magmas ácidos por el escape gradual
de los volátiles a través de fumarolas o erupciones de
vapor.
• Actividad eruptiva explosiva previa, donde se produce la
pérdida de la mayor parte de los gases del magma dentro
del conducto volcánico.
l1 l4 l2 l2 l Actividad explosiva
Las manifestaciones volcánicas explosivas están asociadas
a magmas con un alto contenido en volátiles. En las explo-
siones magmáticas, los gases se concentran en burbujas y
se expanden dentro del tramo final del conducto volcánico.
Estas burbujas interaccionan entre sí y aíslan fragmentos de
magma. El escape repentino de los gases en el momento
de llegar a la superficie provoca explosiones más o menos
violentas que expulsan los fragmentos. A veces se produ-
cen explosiones hidromagmáticas provocadas por el con-
tacto de agua con el magma. Así se incrementa el grado de
explosividad y también se produce la fragmentación de las
rocas que rodean el conducto magmático.
A partir de los volcanes activos y de las grandes erupciones
acaecidas en los últimos siglos se han definido unos tipos
básicos de actividad eruptiva explosiva magmática según el
grado de explosividad: estromboliana, vulcaniana y pliniana.
La actividad explosiva hidromagmática también puede tener
diferentes grados de intensidad.
• • • La actividad
efusiva se caracteriza
por una emisión
tranquila y continua
de lava, nombre que
recibe el magma una
vez que ha salido al
exterior. • • •
• • • La actividad
explosiva se
caracteriza por la
fragmentación y la
expulsión violenta del
magma y,
ocasionalmente, de
las rocas del
encajante. Los
fragmentos
resultantes se
denominan
piroclastos. • • •
Figura 18. Emisión de lava
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Actividad estromboliana
El volcán Estrómboli –sito en las Islas Eolias, al norte de
Sicilia– dio nombre a este tipo de actividad que se caracte-
riza por una explosividad baja, fruto del escape del gas
mezclado en el magma.
En la actividad estromboliana se producen pequeñas ex-
plosiones separadas por breves periodos de tiempo, que
pueden ir de menos de un segundo hasta pocas horas.
Cada una de esas explosiones, o pulsos, se origina por la
aproximación a la superficie de una o más burbujas de
gas mientras el magma está en reposo (figura 16). El resul-
tado es la expulsión de fragmentos de magma que se
acumulan en torno al centro emisor después de seguir tra-
yectorias balísticas (figura 19).
La presión del gas que llega a la superficie y su ascenso a
través del líquido dependen de las propiedades físicas del
magma. Por lo general, esta actividad está relacionada con
magmas basálticos, poco viscosos, en los que la circula-
ción de las burbujas de gas hacia la superficie tiene lugar
con relativa facilidad.
Actividad vulcaniana
Este tipo de actividad se definió en Vulcano. Esta isla de ori-
gen volcánico también forma parte del archipiélago de las
Eolias, y toma su nombre del dios romano del fuego.
La actividad vulcaniana, caracterizada por un elevado grado
deexplosividad, es de menor magnitud y violencia que la pli-
niana (figura 20). El volumen de material extrudido normalmen-
te no supera el kilómetro cúbico y las columnas eruptivas tie-
nen alturas inferiores a 20 km. El rasgo diferencial de este tipo
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Figura 19. Actividad eruptiva de tipo estromboliano
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de manifestaciones son las explosiones de corta duración se-
paradas por intervalos de tiempo más o menos largos (de mi-
nutos a horas). El origen de estas explosiones es la obstruc-
ción del conducto volcánico por un tapón de roca, que puede
estar formado por material magmático que se ha enfriado y
consolidado, por una mezcla de material magmático con frag-
mentos derivados de una explosión anterior, o simplemente
por roca encajante. La explosión se produce cuando la pre-
sión de los gases en el interior del conducto es superior a la
del tapón, ya sea por el aumento de gas magmático o, más
frecuentemente, por la vaporización parcial de un acuífero.
Una gran parte del material proyectado corresponde a la frag-
mentación de la roca que obstruye la boca de salida
A causa de su elevada viscosidad, los magmas de compo-
siciones andesíticas a menudo se acumulan y solidifican en
la boca de emisión. Así se forman domos que actúan a
modo de tapón del conducto volcánico y desencadenan
este tipo de actividad.
Actividad pliniana
Este tipo de actividad toma su nombre de Plinio el Joven,
que en el año 79 d. C. describió con detalle la actividad
eruptiva de este tipo en el Vesubio.
Se caracteriza por un alto grado de explosividad, con ma-
nifestaciones muy violentas que expulsan y dispersan
grandes volúmenes de fragmentos y volátiles (figura 21).
Los piroclastos y los gases calientes ascienden a veloci-
dades de cientos de metros por segundo, creando una
columna en forma de champiñón que puede alcanzar al-
turas de más de 30 km.
26
Figura 20. Actividad eruptiva de tipo vulcaniano
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La columna se mantiene estable mientras sale material con
fuerza suficiente desde el centro emisor. Al mismo tiempo,
parte de los fragmentos cae en forma de lluvia de piroclas-
tos alrededor del centro eruptivo. Cuando disminuye el con-
tenido de gases del magma o aumenta el radio de la boca
de salida por la erosión de las explosiones, disminuye la ve-
locidad de salida de materiales y se produce el colapso
total o parcial de la columna eruptiva.
Entonces se forman flujos de piroclastos que descienden a
gran velocidad por las laderas del cono volcánico. 
Este tipo de actividad suele asociarse a magmas ácidos, diferen-
ciados en cámaras magmáticas, donde han evolucionado duran-
te un largo periodo de tiempo y se han enriquecido en gases.
Actividad explosiva hidromagmática
La entrada de agua externa al sistema durante una erupción
magmática puede transformar totalmente el estilo de la acti-
vidad eruptiva. Tanto es así que una emisión de magma ini-
cialmente tranquila puede aumentar su violencia de forma
notable y casi instantánea. Este tipo de actividad eruptiva
puede darse tanto en magmas básicos como en magmas
más evolucionados. 
El término más concreto de freatomagmatismo se usa para
designar el proceso de interacción del magma con agua
subterránea. En ese caso, la transferencia de energía del
magma al agua puede producirse por conducción (figura
25) o por contacto directo (figura 26). 
27
Figura 21. Actividad eruptiva de tipo pliniano
• • • La actividad
hidromagmática es
producto de la
interacción del
magma o de un foco
de calor magmático
con agua meteórica,
ya sea superficial
(mares, ríos o lagos)
o subterránea
(acuíferos). • • •
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Explosiones magmáticas
Para entender el funcionamiento de las ex-
plosiones magmáticas, podemos comparar
el proceso volcánico con lo que sucede al
abrir una botella de cava (figura 22):
a. Antes de la erupción, el
magma está sometido a una
presión superior a la atmosférica
y los gases volcánicos están di-
sueltos en el líquido.
b. Al desobstruirse el conducto
volcánico, se produce una des-
compresión casi instantánea del
magma, los gases se expanden
y forman burbujas. 
c. Los gases fragmentan el
magma y lo expulsan al exterior
en forma de gotas de lava, que
pueden alcanzar altas velocida-
des.
a. Dentro de la botella, el cava
está sometido a una presión muy
alta a causa de la fuerza que ejer-
ce el gas y que se acumula en el
cuello de la botella. La elevada
presión interna hace que, aun-
que la fermentación continúe, no
se pueda separar más gas, por
lo que este queda parcialmente
disuelto dentro del líquido.
b. Al abrir rápidamente la bote-
lla, el gas acumulado en el cue-
llo se escapa. La presión dismi-
nuye de forma notable dentro de
la botella, lo cual permite que el
gas disuelto en el cava empiece
a difundirse, se separe del líqui-
do y forme numerosas burbujas
que crecen con rapidez. 
c. Los gases arrastran el líquido
a gran velocidad hacia el cuello
de la botella, fragmentan el líqui-
do y provocan la expulsión de
gotas de cava.
Al escaparse todo el gas, la es-
puma chorrea por el cuello de la
botella, ya sin fuerza suficiente
para salir disparada.
Figura 22. Representación de una explosión magmática
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Explosiones hidromagmáticas
Cuando en la cocina tenemos una sartén
con aceite caliente al fuego y, sin querer,
caen unas gotas de agua, se produce un fe-
nómeno similar al proceso hidromagmático.
La relación entre el volumen de agua y el de
magma que entran en contacto condiciona-
rá significativamente el grado de explosivi-
dad de la actividad hidromagmática (figura
24), tal como se ha demostrado en experi-
mentos de laboratorio.
El aceite caliente, comparable al magma de una
erupción, transfiere su calor al agua, que se va-
poriza al instante (figura 23). Este vapor se ex-
pande y fragmenta el aceite que sale a gran velo-
cidad de la sartén, en forma de salpicaduras. En
el caso del fenómeno volcánico, las gotas de
aceite expulsadas serían los piroclastos.
Si se prueba a tirar todo un cubo de agua sobre
la sartén, se produce una reacción muy distinta.
En este caso, el mayor porcentaje de agua enfría
rápidamente el aceite y reduce la explosividad de
la interacción, que puede llegar a ser nula. Este
hecho explica la baja explosividad de la actividad
eruptiva subacuática que tiene lugar, por ejemplo,
en las dorsales de los fondos oceánicos.
Figura 23. Simulación de explosión hidromagmática
Figura 24. Diferentes tipos de depósitos y de edificios volcánicos resultan-
tes de la actividad eruptiva hidromagmática, según la relación entre el conte-
nido de agua que interacciona con el magma y el grado de explosividad o
eficiencia de la erupción. Wohletz y Sheridan (1983)
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Figura 25. Actividad eruptiva freática Figura 26. Actividad eruptiva freatomagmática
Una intrusión de material fundido puede calentar
y vaporizar un acuífero por conducción térmica,
sin llegar a entrar en contacto directo. En estos
casos se producen violentas explosiones que ex-
pulsan únicamente fragmentos procedentes de
las rocas que forman el acuífero, sin que en nin-
gún momento haya salida de magma al exterior.
En el transcurso de una erupción, el agua sub-
terránea puede entrar en contacto directo con
el magma y vaporizarse inmediatamente. Esto
solo es posible cuando la presión de los gases
del magma, dentro del conducto volcánico, es
inferior a la ejercida por el agua del acuífero.
Entonces se producen violentas explosiones
que expulsan fragmentos de magma y de las
rocas que rodean el conducto volcánico.
Figura 27. Erupción en la isla de Surtsey, Islandia
Actividad surtseyana
En Islandia, la actividad eruptiva generalmente es
de tipo efusivo y estromboliano, con la emisión
de magmasbásicos. Sin embargo, en 1963, en
la costa meridional islandesa nació una nueva isla
volcánica, conocida como Surtsey, con una no-
table actividad explosiva. Las violentas explosio-
nes eran fruto de la entrada de agua oceánica
por el conducto volcánico y su vaporización ins-
tantánea. Este estilo eruptivo, reconocido en la
formación de muchos otros volcanes, se conoce
como actividad surtseyana.
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El estudio de las rocas volcánicas aporta información sobre
cuáles fueron los mecanismos de transporte y deposición
que las originaron y, por lo tanto, del tipo de actividad erup-
tiva del volcán. En este estudio hay que tener en cuenta las
relaciones geométricas y de textura de las acumulaciones
de materiales, así como su composición.
l1 l4 l3 l1 l Materiales masivos
Son cuerpos compactos de roca de composición homogé-
nea, resultado del enfriamiento de flujos de lava que se ori-
ginan a raíz de una actividad eruptiva efusiva. Estos cuerpos
de roca pueden presentar formas diversas según la viscosi-
dad inicial del magma. La variación de la temperatura en su
emplazamiento, el volumen de material emitido y, por último,
las características del terreno donde se emplaza (pendien-
te, irregularidades, humedad, etc.) también influyen en su
forma final.
Las lavas más fluidas, de composición básica, dan lugar a
coladas de lava (figura 28). Se trata de flujos continuos de
material rocoso fundido que se deslizan por las zonas más
deprimidas y pueden llegar a recorrer grandes distancias.
Las lavas derivadas de magmas ácidos son muy viscosas.
Normalmente se acumulan sobre la misma boca de salida y
construyen domos. En los casos extremos en los que la
lava sale casi solidificada, el resultado es la formación de pi-
tones o agujas.
Coladas de lava
Las características que nos permiten diferenciar las co-
ladas de lava son su litología, su morfología y su estruc-
tura interna. Estos parámetros variarán en función de la
composición del líquido magmático, la velocidad de en-
friamiento del flujo y las características del medio donde
se emplaza. Según el aspecto de su superficie, las co-
ladas de lava se clasifican en dos grandes grupos: lisas
y rugosas. La estructura interna puede presentarse de
forma masiva y compacta o fracturada, por una diaclasa
conocida como disyunción.
Estructura interna de las coladas: hábitos de retracción
Las lavas experimentan una fuerte contracción al enfriarse, ya
que el volumen que ocupan una vez solidificadas es menor
que el que ocupaban en estado líquido. Esto provoca el de-
sarrollo, en el interior del cuerpo de roca masivo, de diversos
sistemas de fracturas que forman los hábitos de retracción,
también conocidos como disyunciones. Los principales tipos
de disyunción son: columnar o lenticular (figura 29).
31
Materiales volcánicos
• • • Los materiales
volcánicos son todos
aquellos productos
sólidos, líquidos y
gaseosos expulsados
durante una erupción.
Se puede diferenciar
entre los volátiles,
gases que se separan
del magma, y los que
se depositan, que se
clasifican en masivos
y fragmentarios. • • •
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Figura 28. Colada de lava 
solidificada del complejo volcánico
del Teide
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La disyunción lenticular o en lajas se produce cuando la
corriente de lava aún está en movimiento, por ejemplo,
por realimentación del flujo desde el centro emisor, y las
burbujas de gas se disponen en planos paralelos a la di-
rección de avance. A medida que se enfría la lava, esos
planos facilitan la formación de una fracturación horizon-
tal que es más notoria en el centro de la colada de lava.
La disyunción columnar se da cuando la corriente de
lava está en reposo. La diferencia de temperatura entre
el centro, aún muy caliente, y el techo y la base de la
colada, ya enfriados, permite la formación de celdas de
convección en su interior. Estas celdas se disponen
perpendicularmente a la base de la lava y desarrollan
una fracturación vertical que individualiza prismas co-
lumnares hexagonales o pentagonales.
Aunque también se habla de disyunción esferoidal, esta
estructura interna que a menudo presentan las zonas
más externas de las coladas de lava no se puede consi-
derar un hábito de retracción (figura 30). Esta escama-
ción en forma de bolas de las lavas es producto de la
meteorización de la roca volcánica, como consecuencia
de una lenta infiltración de humedad a través de las fisu-
ras de retracción ya existentes. Otro tipo de alteración
frecuente es el moteado blanco, producto de la meteo-
rización de algunos minerales de la roca.
32
Figura 29. Disyunción columnar y
lenticular
Figura 30. Disyunción esferoidal
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Las lavas más fluidas suelen presentar la super-
ficie lisa o ligeramente ondulada (figura 31). En
algunos casos, como consecuencia de peque-
ñas turbulencias en el interior de la colada, la su-
perficie puede presentar arrugas o pliegues per-
pendiculares a la dirección del flujo, que dan
lugar a las lavas cordadas.
Las lavas más viscosas tienen la superficie rugosa
e irregular, formada por pequeños bloques (figura
32). La parte más externa de la colada se enfría y
forma una costra que, a causa del avance conti-
nuo del flujo, se va rompiendo y da lugar a los blo-
ques. Cuando estos fragmentos son de grandes
dimensiones, se habla de colada en bloques.
Una misma colada puede presentar tramos con
diversas morfologías en su superficie. Así, es fre-
cuente observar una corriente de lava con un
tramo inicial de superficie lisa, seguido de un
tramo con morfología de lava cordada, que cada
vez se vuelve más irregular, hasta convertirse en
una colada de lava rugosa.
Las corrientes de lava submarinas se comportan
de forma distinta a las subaéreas. Al entrar en
contacto con el agua, el enfriamiento de la lava es
repentino y se forma una película de vidrio, más o
menos plástica, que individualiza bolsas de mate-
rial fundido. Estas bolsas caen y ruedan en el
sentido de la pendiente, se deforman por el peso
de unas sobre otras y forman las lavas almohadi-
lladas (pillow laves).
Morfología de las coladas
Figura 31. Colada de lava lisa (pahoehoe) Figura 32. Colada de lava rugosa (aa o malpaís)
Figura 33. Tossol
Los tossols
Cuando el flujo de lava se emplaza sobre un lago
o una superficie húmeda, el agua se vaporiza y
una gran cantidad de gas se incorpora al flujo.
Este gas, en forma de burbujas, asciende por el
interior de la colada hasta la parte más externa, a
menudo semiconsolidada por su enfriamiento
más rápido. La acumulación de burbujas en esta
zona produce una presión que puede deformar y
acabar rompiendo la superficie de la colada. El
resultado son pequeños montículos que pueden
llegar a medir unas decenas de metros, conoci-
dos como blísteres o hornitos (figura 33).
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l1 l4 l3 l2 l Materiales fragmentarios
Son acumulaciones de clastos generados principalmente
por la actividad eruptiva de tipo explosivo. Las burbujas de
gas individualizan porciones de magma, que son expulsa-
das al exterior de forma más o menos violenta. En algunos
casos, las explosiones volcánicas pueden romper parte
de las paredes del conducto o de la chimenea y, enton-
ces, los fragmentos resultantes salen mezclados con los
clastos de magma. Finalmente, la deposición de todos
estos materiales da lugar a los depósitos fragmentarios,
también denominados piroclásticos.
Muchas veces la actividad eruptiva explosiva es tan violenta
que su observación directa resulta difícil. Por este motivo, el
estudio de los depósitos piroclásticos emitidos es muy im-
portante para entender el funcionamiento de este tipo de
actividad.
34
Los piroclastos
El vocablo piroclasto deriva del griego clasto y
piros, es decir, ‘piedra de fuego’. 
Cada uno de los fragmentos, grande o peque-
ño, de una naturaleza o deotra, que forma
parte de un depósito piroclástico tiene unas
características propias que deben tenerse en
cuenta. 
Clasificación según el tamaño de los fragmentos
Las explosiones volcánicas generan una amplia
variedad de medidas de fragmentos. Dentro de
esta diversidad granulométrica, se diferencian
tres grupos principales de piroclastos: las ceni-
zas, el lapilli y los bloques (figura 34). 
Las cenizas tienen diámetros inferiores a 2 mm; el
lapilli, localmente conocido como greda o tosqui-
ja, mide entre 2 y 64 mm; por último, los frag-
mentos de dimensiones superiores a 64 mm son
los bloques.
Naturaleza de los fragmentos
Entre los materiales fragmentarios se pueden dis-
tinguir dos tipos de clastos según su naturaleza:
juveniles y líticos. Algunos depósitos piroclásticos
están formados exclusivamente por un tipo de
fragmentos, mientras que en otros se combinan
los dos.
Fragmentos juveniles: También llamados
esenciales, provienen directamente de la fractura
del magma que llega a la superficie.
Fragmentos líticos: Son fragmentos de las
rocas que formaban el conducto volcánico,
arrancados por las explosiones durante la
erupción. Los clastos líticos pueden ser acce-
sorios, cuando derivan de la fractura de rocas
volcánicas emitidas en anteriores erupciones,
o accidentales, cuando son fragmentos de
rocas sedimentarias, metamórficas o ígneas
del sustrato prevolcánico.
Figura 34. Clasificación de piroclastos según su tamaño
LapilisBloques Cenizas
64 mm 2 mm
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Más terminología
Bombas volcánicas: Algunos fragmentos de
magma, de medida de lapilli o bloque, no están
del todo fríos al ser expulsados y, durante su
trayectoria, adoptan morfologías redondeadas
o fusiformes. A menudo presentan fisuras su-
perficiales del tipo «corteza de pan», que se
producen por la expansión de las burbujas de
gas en el interior de la bomba, en estado semi-
fluido a causa de la temperatura, mientras que
la capa externa ya se ha enfriado y se rompe
frágilmente (figura 35). 
Escorias: Son piroclastos juveniles, de medi-
da de lapilli o superior, con morfologías irregula-
res, muy vesiculares y de composición basálti-
ca o basalticoandesítica. En los depósitos pró-
ximos al centro emisor se pueden presentar se-
misoldados, ya que no están del todo solidifica-
dos cuando se emplazan (figura 36). 
Piedras pómez: Fragmentos juveniles, gene-
ralmente de medida de lapilli, de composición
ácida y de colores claros. Son extraordinariamen-
te vesiculares y su densidad no supera 1 g/cm3
(figura 37), por lo que flotan en el agua.
35
l1l4l3l3l Tipos de depósitos piroclásticos
Los materiales fragmentarios forman acumulaciones muy di-
versas según los mecanismos de formación, transporte y
deposición. Sin embargo, en función de su génesis, se pue-
den diferenciar tres tipos básicos de depósitos piroclásticos:
de caída, de oleada piroclástica y de colada piroclástica.
Depósitos piroclásticos de caída
Se forman cuando los fragmentos expulsados en la erup-
ción caen libremente, ya sea en sentido vertical, después de
formar parte de una columna eruptiva, o bien describiendo
una trayectoria balística desde el cráter del volcán (figura 38).
Los depósitos de caída pueden presentar una gradación de
medida de los clastos y mostrar un bandeado paralelo y la-
teralmente continuo. El grosor del depósito y la medida de
los fragmentos disminuyen progresivamente a medida que
nos alejamos del centro emisor.
Figura 35. Bomba volcánica
Figura 36. Escoria
Figura 37. Piedra pómez
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Tipos de depósitos de caída
a. Depósitos de caída estrombolianos: La
baja energía de la erupción y la densidad elevada de
los fragmentos hacen que los materiales expulsados
no alcancen grandes alturas y caigan directamente
siguiendo trayectorias balísticas. Este mecanismo
es característico de la actividad estromboliana,
donde los fragmentos se acumulan alrededor del
centro eruptivo y forman el edificio volcánico.
b. Depósitos piroclásticos plinianos:
Cuando la densidad de los fragmentos es baja,
estos suben hasta alturas considerables formando
las características columnas eruptivas plinianas.
Luego los materiales caen en forma de lluvia de pi-
roclastos. Los vientos dominantes pueden despla-
zar lateralmente la nube de materiales que forman la
columna y condicionar el emplazamiento de los pi-
roclastos. Estos depósitos cubren la topografía uni-
formemente, ya que se acumulan tanto en las de-
presiones como en las zonas altas (figura 39).
c. Depósitos de caída hidrovolcánicos:
En las violentas explosiones provocadas por la
evaporación instantánea del agua, una parte de
los fragmentos expulsados también sigue trayec-
torias balísticas. En este caso, a diferencia del es-
tilo estromboliano, el componente horizontal es
mucho más importante que el vertical. Las acu-
mulaciones resultantes, con una presencia des-
tacada de fragmentos líticos, también se cono-
cen como brechas piroclásticas (figura 40).
Figura 39. Depósito de caída
pliniano
Figura 40. Brecha piroclástica
Figura 38. Proyección balística de piroclastos y emplazamiento de un depósito de caída 
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Depósitos de oleada piroclástica
Tienen su origen en flujos gaseosos turbulentos que trans-
portan lateralmente y a ras de tierra pequeñas proporciones
de piroclastos a velocidades supersónicas. La formación de
oleadas piroclásticas esta asociada principalmente:
a. al colapso de la parte externa de las columnas eruptivas,
mucho más diluida y fría que la central;
b. a las explosiones anulares rasantes que se producen di-
rectamente desde la boca de emisión y se desplazan ra-
dialmente.
Estos flujos son muy energéticos y pueden remontar las pen-
dientes topográficas. Por consiguiente, los depósitos produci-
dos por las oleadas piroclásticas cubren la topografía, aunque
la mayor acumulación de material se da en el fondo de los va-
lles (figura 41). Los depósitos se caracterizan por presentar es-
tructuras sedimentarias unidireccionales y por una buena cla-
sificación granulométrica. A menudo presentan una base ero-
siva sobre los materiales del sustrato.
Depósitos de colada piroclástica
Se depositan a partir de flujos gaseosos laminares y ricos
en piroclastos muy calientes que se desplazan a gran velo-
cidad y se encajan en las zonas deprimidas, controlados
por la gravedad. Suelen originarse por el colapso, total o
parcial, de una columna eruptiva vertical y durante su em-
plazamiento van acompañados de una gran nube de ceni-
zas (figura 42).
La acumulación de los materiales transportados por estos
flujos rellena los barrancos y las depresiones. Normalmente
no tienen una estratificación clara ni una organización inter-
na definida, y es frecuente que se presenten compactados
a causa de una cementación secundaria. Son característi-
cos de erupciones explosivas asociadas a magmas dife-
renciados, aunque también se pueden dar en vulcanismo
de tipo básico. Las grandes coladas piroclásticas, ricas en
piedra pómez, reciben el nombre particular de ignimbritas.
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Figura 41. Emisión y emplazamiento de una oleada piroclástica
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Los depósitos de colada y de oleada piroclástica son las
manifestaciones extremas de un amplio espectro de em-
plazamientos y deposiciones de flujos. Es habitual, pues,
encontrar todo un abanico de términos intermedios entre
estos dos tipos de depósitos.
Los lahares
El término lahar, de origen indonesio, designa un flujo acuoso
que transporta una gran masa de materiales volcánicos.
Cuando grandes cantidades de nieve cubren los volcanes o
sus cráteres están ocupados por lagos, una erupción, por pe-
queña que sea, puede pro-
vocar riadas muy importantes
de lodo y rocas volcánicas.
Estos flujos, que se despla-
zan a grandes velocidades,
provocan un aumento repen-
tino delcaudal del río y arras-
tran todo lo que encuentran a
su paso en los fondos de los
valles: vegetación, infraes-
tructuras, vehículos e incluso
poblaciones enteras. Los de-
pósitos de los lahares son
masas caóticas de rocas vol-
cánicas y otros materiales in-
corporados durante su em-
plazamiento.
En las secuencias de mate-
riales se pueden presentar interestratificados con depósitos
volcánicos –lavas o piroclastos– y con materiales sedimenta-
rios (figura 43).
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Figura 42. Depósito de colada piroclástica
Figura 43. Emplazamiento de un lahar
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La acumulación de los materiales volcánicos expulsados
cerca del centro emisor da lugar a la formación de uno o va-
rios edificios volcánicos, generalmente de forma cónica y
de dimensiones muy variables. La morfología de las cons-
trucciones volcánicas está estrechamente relacionada con
el tipo de actividad eruptiva y los episodios que se han pro-
ducido a lo largo de la historia del volcán. Teniendo esto en
cuenta, los volcanes se pueden clasificar en monogenéti-
cos o poligenéticos.
Volcanes monogenéticos
Son aquellos que se forman en el transcurso de una única
erupción, en la que pueden existir diferentes fases y pulsos.
El resultado es un edificio simple y los principales tipos son:
conos de piroclastos, conos de toba, anillos de toba y
maars. La sucesión de diferentes fases eruptivas puede dar
lugar a la superposición de varios de estos edificios en un
mismo volcán.
Conos de piroclastos o de escoria
Resultan de la actividad estromboliana y están formados
principalmente por escorias. Los cráteres pueden ser circu-
lares o desportillados. La forma de herradura puede deber-
se a la inclinación del conducto volcánico, a la existencia de
vientos dominantes que acumulan los piroclastos en una di-
rección preferente, o bien a la salida de lavas que arrastran
parte del material piroclástico ya depositado. Los flancos
tienen inclinaciones de entre 30 y 40°.
Conos de toba
Se forman a partir de actividad hidrovolcánica, donde el agua
que interacciona con el magma entra en el conducto volcáni-
co por el centro emisor. Los materiales que lo forman son
mayoritariamente depósitos piroclásticos compactados del
tipo oleada y colada piroclástica. El cráter es de dimensiones
reducidas y los flancos del cono presentan pendientes de
entre 20 y 25°.
Anillos de toba
Se edifican a partir de actividad freatomagmática. Están for-
mados por depósitos piroclásticos de tipo brecha, oleada y
colada piroclástica. Tienen un cráter de grandes dimensio-
nes y un cono de poca altura con flancos que presentan
pendientes en torno a 10°.
Maars
Se edifican en fases de actividad freatomagmática y presen-
tan unas características muy similares a los anillos de toba.
En este caso, el cráter está excavado por debajo del nivel to-
pográfico preeruptivo y el cono, formado por depósitos de
oleada y de colada piroclástica, tiene una altura muy baja.
39
La morfología de los volcanes
l1 l4 l4 l
Figura 44. Cono de piroclastos o
de escoria
Figura 45. Cono de toba
Figura 46. Anillo de toba
Figura 47. Maar
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Volcanes poligenéticos
Son aquellos que se forman a partir de diversas erupciones,
que tienen lugar durante un periodo de tiempo largo, de
miles hasta millones de años. A menudo están asociados a
cámaras magmáticas intermedias o superficiales que expe-
rimentan sucesivos episodios de vaciado y rellenado, y
donde los magmas primarios pueden evolucionar. Los edifi-
cios característicos resultantes son los estratovolcanes y
los volcanes en escudo. 
Estratovolcanes
También denominados volcanes compuestos, están relaciona-
dos con erupciones de magmas ácidos e intermedios donde
se alterna la actividad explosiva y la efusiva. Por lo tanto, están
formados por varias superposiciones de depósitos fragmenta-
rios y coladas de lava. El edificio, de grandes dimensiones,
puede tener flancos con pendientes de más de 40°.
Volcanes en escudo
Formados por erupciones basálticas donde predomina la
actividad efusiva. El edificio, de morfología cóncava –pareci-
da a la de un escudo, como su nombre indica–, está cons-
tituido por la superposición de numerosas coladas de lava.
El cono es de poca altura y las pendientes de sus flancos
no superan los 10°. En algunos casos, la base puede reba-
sar el centenar de kilómetros de diámetro.
Tanto los volcanes monogenéticos como los poligenéticos
pueden tener asociados edificios más pequeños a su alre-
dedor, claramente relacionados con la actividad del edificio
principal, conocidos como conos adventicios.
40
Calderas de colapso
En los volcanes que tienen cámara magmática, a
lo largo de una erupción se puede producir la sali-
da rápida de gran cantidad de magma (etapa a). El
vaciado parcial o casi total del depósito de
magma puede provocar entonces el hundimiento
de la estructura superior. Este colapso reactiva el
dinamismo volcánico de forma significativa, y ge-
nera fases de intensa explosividad (etapa b). El re-
sultado final es una depresión, por lo general de
dimensiones kilométricas, que denominamos cal-
dera de colapso (etapa c). Las paredes internas
que limitan esta depresión son verticales y están
formadas principalmente por los depósitos ignim-
bríticos expulsados durante la etapa b.
Figura 50. Formación de una caldera de colapso
Figura 48. Estratovolcán
Figura 49. Volcán en escudo
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El vulcanismo
en Cataluña
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Las manifestaciones eruptivas que tuvieron lugar en La
Garrotxa, y en Cataluña en general, durante el Neógeno y el
Cuaternario no son un hecho esporádico. El origen de este
conjunto de morfologías y rocas volcánicas que constituye
el campo volcánico catalán se enmarca en un contexto ge-
odinámico más amplio que afecta a gran parte de la Europa
occidental.
En el Mediterráneo occidental se han reconocido
dos periodos eruptivos a partir de la composición y
datación de las rocas volcánicas, y ambos se en-
cuentran representados en el nordeste de la penín-
sula ibérica. La historia geológica de esta zona es
compleja, pues se encabalgan estructuras compre-
sivas y distensivas.
Distribución y evolución 
del vulcanismo
l2 l1 l
El primer periodo tuvo lugar durante el Mioceno (de
24 a 18 Ma) y se caracteriza por unas condiciones
tectónicas compresivas (figura 51). El magmatis-
mo asociado fue de tipo calcoalcalino, mayoritaria-
mente representado por manifestaciones volcáni-
cas subaéreas en Mallorca y, sobre todo, submari-
nas entre las islas Baleares y la península ibérica.
Su origen se explica por la presencia de un plano
de subducción inclinado hacia la península ibérica,
con alineación NE-SO, desde las Islas Baleares
hasta el oeste de las islas de Córcega y Cerdeña.
A partir del Mioceno superior, la situación se
vuelve distensiva y evoluciona hasta la actuali-
dad (figura 52). Este segundo ciclo se corres-
ponde con el desarrollo de un rift de intraplaca
que afecta a la Europa occidental, con el que
se asocian las manifestaciones magmáticas
de tipo alcalino de los campos volcánicos de
Valencia, de las Columbretes y de Cataluña.
También se forman algunos volcanes submari-
nos y se producen fenómenos volcánicos más
aislados, como los de Tarragona.
Figura 51. Mediterráneo occidental. Período 
compresivo. Vulcanismo calcoalcalino
Figura 52. Mediterráneo occidental. Periodo 
distensivo. Vulcanismo alcalino
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El rift europeo
En el Mioceno superior, a finales del perio-
do terciario, se inicia un proceso extensivo
en el sector occidental de la placa euroa-
siática que aún hoy se considera activo.
Como consecuencia de los esfuerzos dis-
tensivos dentro de la placa, se desarrolló,
desde las costas del mardel Norte hasta
el sector más meridional de la península
ibérica, una estructura de tipo rift de más
de 2.000 km de longitud (figura 53). En
este rift se reconocen una serie de fosas y
bloques surgidos como consecuencia del
movimiento de grandes fallas normales de
orientación predominante NE-SO.
Los magmas aprovecharon estas disconti-
nuidades en la litosfera para ascender
hasta la superficie. Así, encontramos nu-
merosas manifestaciones volcánicas aso-
ciadas al rift tanto en la Europa oriental
como en la occidental. Las más importan-
tes se concentran en Eiffel (Alemania), en
Auvernia (Francia) y en Cataluña.
Figura 53. Rift intracontinental de la Europa occidental
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Figura 54. Corte geológico de una parte de la fosa tectónica con las fallas
En el rift europeo se pueden individualizar
una serie de segmentos estructurales,
entre los que se encuentra el surco de
Valencia y el formado por las fosas del golfo
de León, del Tet, del Tec y de La Cerdanya.
Estos dos segmentos, en el sector nordes-
te de la península ibérica, están desplaza-
dos por un conjunto de fallas normales con
una disposición perpendicular a las princi-
pales del rift (figuras 53 y 54). Estas fracturas
son, de poniente a levante, la de Amer, la
de Llorà, la de Cartellà, la de Camós-Celrà,
la de Juià, la de Riurà y la de Vilopriu, que
separan diferentes bloques elevados (Les
Gavarres, Les Guilleries y la Serralada
Transversal) y hundidos (las depresiones de
L'Empordà y de La Selva y la fosa de Olot).
La mayor parte de los volcanes del nordes-
te de Cataluña se localizan sobre estas frac-
turas o en sus proximidades.
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El conjunto de rocas eruptivas neógeno-cuaternarias del
nordeste de Cataluña se distribuye en tres zonas volcáni-
cas: L'Empordà, La Selva y La Garrotxa. La distribución ge-
ográfica de las manifestaciones eruptivas y los datos de ge-
ocronología disponibles permiten deducir que la actividad
magmática se inició en el sector de L'Empordà, después
se desplazó hacia La Selva y, por último, se centró en La
Garrotxa (figura 55).
La antigüedad de los fenómenos volcánicos en las zonas
de L’Empordà y de La Selva, sumada a la acción de los
procesos erosivos, explica que hayan desaparecido edifi-
cios volcánicos y que solo puedan reconocerse los mate-
riales masivos más resistentes. Tan solo quedan fragmen-
tos de coladas de lava o chimeneas desmanteladas.
El campo volcánico catalán
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Figura 55. Mapa del nordeste de Cataluña y tabla de edades modificada, de Saula et al.
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Zona volcánica de L’Empordà
Está formada por una cincuentena de afloramientos de ba-
saltos y algunos de traquitas distribuidos por las comarcas
de L’Alt Empordà y El Baix Empordà. Los más importantes
se encuentran en torno a La Bisbal d'Empordà, Rupià y
Arenys d'Empordà. La mayoría de estos materiales volcáni-
cos están recubiertos por depósitos pliocenos. Las datacio-
nes disponibles indican que tienen más de 6 Ma, y los más
antiguos son del orden de 14 Ma.
Cabe destacar la excepcionalidad de los afloramientos de
traquitas de Vilacolum y de Arenys d'Empordà (Alt
Empordà). Estas rocas volcánicas, de composición más
evolucionada, son producto del enfriamiento de magmas
que han sufrido un proceso de diferenciación magmática.
Zona volcánica de La Selva
También está constituida por un conjunto de unos cin-
cuenta afloramientos basálticos, sobre todo localizados
en torno a Maçanet de la Selva y Riudarenes. Las chime-
neas desmanteladas de Sant Corneli y de Hostalric, las
más interesantes, presentan una disyunción columnar
muy marcada. En algunas zonas se conservan aún depó-
sitos de materiales fragmentarios resultado de actividad
eruptiva hidromagmática. 
Los análisis geocronológicos de las rocas volcánicas de
esta zona permiten datarlas entre hace 5 y 2 Ma.
El volcán de la Crosa de Sant Dalmai, localizado en el mar-
gen septentrional de la depresión de La Selva, presenta un
buen estado de conservación, lo cual hace suponer que su
erupción es de edad más moderna.
Zona volcánica de La Garrotxa
En esta zona se encuentran los volcanes más modernos y
con mejor estado de conservación. Se han identificado 38
dentro del Parque Natural de la Zona Volcánica de La
Garrotxa, dos en el valle de Hostoles y cinco en el valle del
Llémena (figura 56). Se pueden observar numerosos aflora-
mientos de depósitos piroclásticos, tanto estrombolianos
como hidromagmáticos (especialmente interesantes en el
valle del Llémena), además de coladas de lava.
Pese a las pruebas de manifestaciones volcánicas ante-
riores al Cuaternario, los datos geocronológicos dispo-
nibles establecen la edad de este vulcanismo entre
350.000 y 10.000 años. Según las dataciones existen-
tes, se puede calcular un episodio eruptivo aproximada-
mente cada 15.000 años.
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Figura 56. Localización de los volcanes en La Garrotxa
1 Volcán de la Canya
2 Volcán de Aiguanegra
3 Volcán de Repàs
4 Volcán de Repassot
5 Volcán del Cairat
6 Volcán de Claperols
7 Volcán del Puig de l’Ós
8 Volcán del Puig de l’Estany
9 Volcán del Puig de Bellaire
10 Volcán de Gengí
11 Volcán del Bac de les Tries
12 Volcán de Les Bisaroques
13 Volcán de la Garrinada
14 Volcán del Montsacopa
15 Volcán de Montolivet
16 Volcán de Can Barraca
17 Volcán del Puig Astrol
18 Volcán de Pujalós
19 Volcán del Puig de la Garsa
20 Volcán del Croscat
21 Volcán de Cabrioler
22 Volcán del Puig Jordà
23 Volcán del Puig de la Costa
24 Volcán del Puig de Martinyà
25 Volcán del Puig de Mar
26 Volcán de Santa Margarida
27 Volcán de Comadega
28 Volcán del Puig Subià
29 Volcán de Rocanegra
30 Volcán de Simon
31 Volcán del Pla sa Ribera
32 Volcán de Sant Jordi
33 Volcán del Racó
34 Volcán de Fontpobra
35 Volcán de la Tuta de Colltort
36 Volcán de Can Tià
37 Volcán de Sant Marc
38 Volcán del Puig Roig
39 Volcán del Traiter
40 Volcán de Les Medes
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Figura 57. Localización de los volcanes en el valle del Llémena y en la depresión de La Selva
1 Volcán de la Crosa de Sant Dalmai
2 Volcán del Puig d’Adri
3 El Rocàs
4 Volcán del Clot de l’Omera
5 Volcán del Puig de la Banya del Boc
6 Volcán de Granollers de Rocacorba
7 Puig Montner
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La composición de las rocas que forman la zona volcánica
de La Garrotxa, y el campo volcánico catalán en general, es
relativamente monótona. Con la excepción de los aflora-
mientos traquíticos de L’Alt Empordà, todos los materiales
son basaltos y basanitas con un contenido bajo en sílice y
elevado en sodio y potasio. Así pues, en conjunto, pueden
clasificarse como rocas alcalinas. Son el resultado del en-
friamiento de magmas básicos que han tenido un ascenso
rápido y que son característicos de las áreas volcánicas de
intraplaca.
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Las rocas y los magmas
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Figura 58. Muestra de Olot
El basalto es una roca de color negro que, cuando no
presenta vesiculación, tiene una densidad notoria.
Figura 59. Muestra de Vilacolum
La traquita de color más claro suele presentar una textu-
ra porfídica (cristales de feldespatos).
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Los minerales
La mineralogía de los basaltos es uniforme y simple. En la
mayoría de los casos, solo hay pequeños fenocristales de
olivino, de piroxeno y de plagioclasa dentro de una matriz
microcristalina o parcialmente vítrea tan solo observable al
microscopio. Esta matriz suele ser rica en óxidos de hierro,