El vulcanismo: Guía de campo de la Zona Volcánica de La Garrotxa

Guía de campo dela Zona Volcánicade La Garrotxa

El vulcanismo

Generalitat de CatalunyaDepartament d’Agricultura, Ramaderia,Pesca, Alimentació i Medi Natural

El vulcanismoGuía de campo dela Zona Volcánicade La Garrotxa

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Biblioteca de Catalunya - Dades CIP

El vulcanismo: Guía de campo de la Zona Volcánica de La GarrotxaBibliografiaISBN 9788439388517I. Martí i Molist, Joan, 1957- II. Catalunya. Departament d'Agricultura,Ramaderia, Pesca, Alimentació i Medi Natural III. Parc Natural de laZona Volcànica de la Garrotxa (Catalunya)1. Vulcanisme – Catalunya – Garrotxa 2. Parc Natural de la ZonaVolcànica de la Garrotxa (Catalunya) – Guies551.21(467.1 Gt)(036)

EditaParque Natural de la Zona Volcánica de La Garrotxa

Depósito legal: B-11.373-2012ISBN 978-84-393-8851-7

Título original: El vulcanisme Guiade camp de la Zona Volcànica de laGarrotxa (2000, 2001)

Título: El vulcanismo Guía decampo de la Zona Volcánica de LaGarrotxa

© Parque Natural de la Zona Volcánica de La Garrotxa y autores

© Traduccions i Tractament de laDocumentació, SL

Versión digitalPágina web del Parque Natural

ImpresiónAmpans, Manresa

1ª ediciónOlot, abril de 2012

FotografíasPep CallísPortada, figuras 29, 34-37, 58-63, 66, 69, 73-76, 85, 87,95, 97, 98, 100, 102, 105, 106 y 114 (depositadas en elCentro de Documentación del Parque Natural de la ZonaVolcánica de La Garrotxa)

Albert PujadasFiguras 28, 30, 33, 39, 40, 64, 66, 72, 78-80,108,110 y 113

Joan MartíFiguras 15, 27 y 31

Emili BassolsFigura 32

Centro de Documentación del Parque Natural de la ZonaVolcánica de La GarrotxaFiguras 65, 67, 70 y 83

Maurice KrafftFigura 18

National Geographic Data CenterFigura 43

Llorenç PlanagumàFiguras 71, 77 y 102

IlustracionesAlbert MartínezFiguras 1, 2, 6-12, 15-17, 19-23, 25, 26, 38, 41, 42,44-50, 54, 56 y 57

Albert PujadasFiguras 3-5, 13, 14, 24, 51-53, 55, 68, 107, 108, 109,110, 111, 112, 113, 115-117

Llorenç PlanagumàFiguras 81, 82, 84, 86, 94, 96, 99, 101, 103 y 104(las figuras 82, 84, 86, 94, 96, 99, 101 y 104 sehan modificado a partir de la base geológica delProyecto «Vulcà»)

Montse ViñasDibujos originales de las figuras 88-93

Citas bibliográficasnormalizadas y adaptadas por Montse Grabolosa

Con la colaboración de las entidadesde educación ambientalLa Cupp SCCL, Verd Volcànic yTosca


El vulcanismoGuía de campo de laZona Volcánica deLa Garrotxa

Joan Martí i MolistInstituto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera (CSIC), Barcelona

Albert PujadasÁrea de Geodinámica. Departamento de Ciencias Ambientales. Universidad de Girona

Dolors Ferrés LopezLlorenç Planagumà GuàrdiaTosca. Colaboradores del Parque Natural de la Zona Volcánica de La Garrotxa

Josep Maria Mallarach CarreraFundación de Estudios Superiores de Olot


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Hace poco más de 200 años que Francesc Xavier deBolòs descubrió, para la comunidad científica, el vulcanis-mo de La Garrotxa. Esta actividad eruptiva remodeló elpaisaje de los valles de Olot e influyó directamente en losusos 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 de1960 a 1980 provocó una fuerte contestación social ycientífica que culminó en la aprobación de la Ley deProtección de la Zona Volcánica en 1982.

La conservación de este patrimonio se justifica porque setrata de la zona volcánica más reciente de la penínsulaIbérica y una de las que se encuentra en mejor estado dela Europa continental. Se pueden encontrar aspectos ge-omorfológicos representados por edificios volcánicos,montículos de lava petrificada, coladas de lava, presasvolcánicas y riscales, así como por diversos afloramientosdonde, a escala detallada, pueden observarse algunos delos 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 yla consolidación del parque natural. Un hito clave fue larestauración, 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 esesentido, hubo que revisar todos los trabajos realizados ydesarrollar un proyecto de estudio integral de la geologíade la zona volcánica catalana. Este proyecto se planteó aprincipios 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 integrabamenos aspectos, aunque no por ello era menos ambicio-so, financiado íntegramente por el Departamento deMedio Ambiente a través del Parque Natural de la ZonaVolcánica de La Garrotxa y ejecutado por el CSIC bajo lacoordinación del Dr. Joan Martí, que permitió la formaciónde 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 claray 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 estrategiapara 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 paisajísticosy aumentar la divulgación local, nacional e internacional.

Espero que esta guía, elaborada con gran rigor y con unapresentación muy cuidada, ayude a divulgar estas aporta-ciones a los docentes, universitarios y naturalistas paragarantizar el conocimiento, la gestión y la difusión de unpatrimonio que se ha preservado para las generacionesfuturas.

Francesc Xavier Puig i OliverasDirector 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 51Génesis 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 Fonts 68

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 84desde 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 94del 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 unavisión general, pero al mismo tiempo detallada, de lasprincipales características del vulcanismo de la ZonaVolcánica de La Garrotxa. Quiere ser una herramientaútil 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 devista geológico, algunos de sus lugares o afloramientosmás representativos.

¿Qué significado tiene la presencia de volcanes en unazona como esta? ¿En qué marco geodinámico cabe si-tuarla? ¿Cuál es el origen y la composición de las rocasvolcánicas? ¿Cuál fue el estilo de la actividad eruptiva?Estas son algunas de las preguntas a las que esta guía decampo da respuesta.

Pero antes de explicar qué sucedió en La Garrotxa, con-viene repasar los conceptos generales de la geología y lavulcanología relacionados con el tema concreto que nosocupa. Así, hay que conocer cómo son los magmas,cómo se generan y llegan a la superficie, cómo varían decomposición 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 susproductos.

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 losrasgos fundamentales del vulcanismo más reciente ennuestra zona.

3. La Zona Volcánica de La Garrotxa. Fichas de aflo-ramientos. Representa la guía de campo propiamentedicha, 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 enmarcadentro del Parque Natural de la Zona Volcánica de LaGarrotxa. Además, se tuvo en cuenta la accesibilidad a finde facilitar su localización. La selección de los espaciosimplicó necesariamente prescindir de otros, también conun 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, mientrasque en los cuadros de ampliación sobre fondo granate seexplican 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 ideageneral, pero clara, de por qué y cómo se desarrolló laactividad volcánica en esta zona, uno de los aspectos ge-ológicos menos conocidos de Cataluña.

Los autores agradecen la colaboración del InstitutoCartográfico de Cataluña, que nos facilitó las imágenes ylos mapas para componer las figuras 54, 56, 57 y 81.Deseamos dar también las gracias a la Sección deCiencias Naturales del Museo Comarcal de La Garrotxapor las muestras de rocas fotografiadas.



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 queremosexplicar esta idea en términos «científicos», el concepto yano 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 noes solo una morfología, sino que es la culminación de unconjunto 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 representantiempos relativamente cortos, desde algunos días hastamiles de años, en realidad son el resultado de procesos decientos 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 superficieterrestre donde tiene lugar la salida al exteriorde material rocoso fundido (magma) generadoen el interior de la Tierra y, ocasionalmente, dematerial no magmático. La acumulación deestos productos alrededor del centro emisorpuede dar lugar a relieves positivos conmorfologías 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 porminerales 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 serántambién de composición mayoritariamentesilicatada. Según el porcentaje de sílice quecontienen, los magmas se clasifican en bá-sicos (inferior al 52 %), ácidos (superior al63 %) e intermedios (entre el 52 y el 63 %).

Figura 3. Molécula de SiO2

Propiedades físicasLa densidad, la viscosidad y la temperatura sontres de las propiedades físicas de los magmasque más condicionan los procesos de ascenso yerupción. La densidad depende principalmentede la composición química de los materiales fun-didos. La viscosidad –es decir, la resistencia afluir– depende también de la composición delmagma, además de estar condicionada por latemperatura (figura 4).

La densidad varía en función, sobre todo, delcontenido en sílice (SiO2) de los magmas. Los decomposición básica, más pobres en sílice, tienenuna densidad más alta como consecuencia delmayor número de cationes metálicos pesados in-corporados a su estructura.

La viscosidad es más elevada en los magmasácidos que en los básicos, como consecuenciade un número mayor de enlaces entre sus molé-culas de sílice. El aumento de temperatura dismi-nuye la viscosidad, ya que favorece la excitaciónde las moléculas y, por lo tanto, dificulta la forma-ción de enlaces.

La temperatura, en cambio, es más alta en losmagmas básicos, que pueden llegar a alcanzar los1.100 °C, mientras que los magmas ácidos tienentemperaturas 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 magmasl1 l2 l

Los magmas se forman en el interior de la Tierra, normal-mente en la zona del manto superior, aunque a veces tam-bién pueden generarse a menos profundidad, dentro de lacorteza.

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 notablede temperatura a un cuerpo rocoso inicialmente sóli-do, o bien cuando una roca inicialmente sometida atemperaturas y presiones muy elevadas experimentauna considerable disminución de la presión. En con-diciones constantes de presión y temperatura, la asi-milación de agua por parte de algunos minerales queforman la roca rebaja significativamente su punto defusión.

Figura 5. Causas de la fusión derocas

• • • La génesis demagmas es elproceso por el quese produce el pasode fase sólida a faselíquida de las rocasdel manto y lacorteza. • • •

La fusión es un proceso que no afecta a toda laroca, sino solo a una parte. Las rocas están for-madas por diversos minerales, cada uno de loscuales tiene una temperatura de fusión distinta auna presión determinada. La génesis de magmaempieza cuando se funden los minerales con un

punto de fusión más bajo y progresa afectando aotros minerales de la roca. Por esta razón, casisiempre hablamos de fusión parcial de las rocas:solo se funden algunos minerales y en proporcio-nes determinadas (figura 6).

a. El proceso de fusión empiezaen los puntos de unión entregrandes minerales, ya que sonlas zonas que necesitan menosenergía para pasar de estadosólido a líquido.

b. Los líquidos que se generanson 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 tenerun volumen crítico mínimo a partirdel cual empezará a ascender gra-cias a la fuerza de flotación.

c. La fusión progresa y el volu-men de líquido aumenta y seacumula en el techo de laszonas de fusión. Simultánea-mente el sólido residual se com-pacta hacia abajo, lo cual supo-ne una separación cada vezmás efectiva entre el materialsólido 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 trescapas concéntricas: núcleo, manto y corteza (fi-gura 8). Según la rigidez de los materiales que laforman, la parte más externa del globo terrestrese divide en dos niveles:a. La litosfera, formada por la corteza y la parte

más externa del manto superior, tiene uncomportamiento frágil.

b. La astenosfera, situada justo debajo de la li-tosfera, es una parte del manto superior quetiene un comportamiento más plástico ypuede fluir bajo la aplicación de grandes es-fuerzos.

La teoría de la tectónica de placas propone unmodelo 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 laastenosfera.

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 seexplican dentro del marco de la teoría de la tectónica de pla-cas. La actividad volcánica, y magmática en general, no sedistribuye al azar sobre la superficie del planeta sino que seconcentra sobre todo a lo largo de los bordes de las placastectónicas. No obstante, encontramos volcanes en zonas ale-jadas de los bordes de la placa, tanto en los continentes comoen 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 dedos placas provocaque la litosfera, másfría, se hunda dentrodel manto y rebaje sutemperatura. Aun asíse produce fusión acausa de la entradade agua en el sistemamineral del manto.Esta agua, proceden-te de la deshidrata-ción de los materialesque subducen, rebajaconsiderablemente elpunto de fusión delos minerales y permi-te fundir parte de lasrocas del manto aun-que la temperaturaambiente se haya re-ducido de forma sig-nificativa.

Dorsales oceánicas

La separación de dosplacas litosféricas provo-ca la descompresión delmaterial del manto y laconsiguiente fusión degrandes volúmenes desólidos que pueden as-cender de forma conti-nuada hacia el eje de ladorsal.

Puntos calientes

Focos volcánicos, aleja-dos de los bordes deplaca, generados por unincremento anómalo detemperatura en el manto.Estos se asocian a pe-nachos ascendentes demateriales mantélicosmás profundos que seoriginan por la misma di-námica convectiva delmanto.

Zonas de rift

En zonas del interior delas placas litosféricas elmovimiento convectivodel manto inicia un adel-gazamiento de la corte-za y genera un procesode distensión quepuede culminar con unafractura total de la litosfe-ra y la creación denueva corteza oceánica.En algunas zonas lafractura litosférica esparcial, o ni siquiera seproduce, pero se desa-rrolla un sistema de fa-llas normales que favo-rece la ascensión delmagma.

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 defusión e iniciar el ascenso hacia zonas más superficialescuando el volumen de material fundido es suficientementegrande para superar la presión que ejercen sobre él lasrocas 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 acumulanen zonas intermedias de la litosfera y forman cámaras mag-máticas (figura 10) donde pueden solidificarse por completoo seguir ascendiendo hacia el exterior.

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Ascenso de magmas

• • • El ascenso de magmas es el desplazamiento de los materiales fundidosdesde las zonas de origen hasta zonas más superficiales. Depende delvolumen de líquido generado inicialmente, de sus propiedades físicas y de laestructura tectónica de la zona circundante. • • •

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Las cámaras magmáticasSon depósitos de magma que se localizan en elinterior de la litosfera, a profundidades de entre 1y 60 km. Pueden realimentarse periódicamentecon el magma procedente de las zonas de fu-sión. Si están conectados con la superficie te-rrestre, se producen erupciones sucesivas queforman volcanes o complejos volcánicos con unperiodo de actividad total muy largo, aunque nocontinuo. Este es el caso de volcanes como elTeide, el Fuji, el Etna, el Vesubio, etc.

Las causas que provocan que se detenga elascenso del magma en un lugar determinadoen el interior de la Tierra guardan relación con laestructura de la corteza y con la distribución delcampo de esfuerzos tectónicos en cada punto.En las zonas de acumulación de magmas se dauna situación de densidad neutra, es decir, ladensidad del magma es igual a la de las rocasque 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 rocasque lo rodean, debidas a la menor densidad del líquido,son las que dan lugar al movimiento ascendente delmagma. Los mecanismos de ascenso pueden ser dedos tipos: diapírico o por abombamiento a través defracturas (figura 11).

Los magmas generados en el manto superior ascienden ini-cialmente como diapiros hasta que llegan a zonas menosprofundas, donde continúan a través de fracturas gracias alcomportamiento frágil de las rocas. La gran movilidad deestos 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 composicionesmás ácidas y, por consiguiente, una viscosidad elevada. Sureducida movilidad tan solo permite el ascenso a partir degrandes diapiros. La circulación de estos magmas a travésde fisuras estrechas es muy excepcional y deben darseunas condiciones estructurales favorables para que puedaproducirse. Aunque también pueden alcanzar la superficiede 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 producepor la presión que ejerce el magma a medida queavanza hacia la superficie. El material fundido abrey ensancha las fisuras, que vuelven a cerrarseuna 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 relativaplasticidad de las rocas situadas a mayor profun-didad, que se deforman en contacto con elmagma 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 durantesu 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. Estosprocesos, que pueden actuar de forma combinada oaislada, 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 elmagma suelen disminuir durante su ascenso. En las nuevascondiciones termodinámicas, los diferentes elementos quí-micos del magma se reagrupan y forman estructuras cadavez más estables, que dan lugar a los primeros núcleos só-lidos. Estos núcleos crecen hasta convertirse en cristalesseparados del líquido, que tendrá una composición diferen-te a la del magma primario.

Este proceso puede repetirse varias veces a lo largo de lahistoria 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 físicasdiferentes. 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, puedefundir parcialmente las rocas que lo rodean e incorporarparte de sus minerales. La composición original del magmaqueda modificada por la asimilación de estos componentes(figura 12c).

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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 estapuede producirse, los diferentes tipos derocas que se funden en la zona de origen, laexistencia de diferentes grados de fusión

parcial y los procesos de diferenciaciónmagmática dan lugar a un amplio espectrode composiciones magmáticas. El resulta-do de la solidificación de estos magmasserá, por consiguiente, la formación de lagran diversidad de rocas volcánicas e ígne-as en general que podemos encontrar en lasuperficie de la Tierra (figura 13).

Conocer cuáles han sido los procesos pe-trogenéticos que han actuado para darlugar a una roca determinada es la principaltarea de la petrología y la geoquímica. Estasdos ramas de la geología estudian, a partirdel análisis químico, mineralógico y de tex-tura, dónde y cómo se generó el magmaprimario 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 elementosquímicos de una roca nos dan información sobreel origen y la evolución compositiva del magmaque la ha formado.

Composición química de las rocas ígneas

Figura 14. Análisis mineralógico y químico de un basalto, de una traquita yde una riolita

Las relaciones entre los elementos mayorita-rios (en una proporción superior al 0,1 %) y loselementos traza (aquellos cuyo contenido esinferior al 0,1 %, expresado en partes por mi-llón, ppm) nos informan sobre los cambios enla composición química del magma y sobre losprocesos de diferenciación que han tenidolugar durante su ascenso.

Los isótopos radiogénicos y los elementos delgrupo de las tierras raras, que también aparecenen proporciones muy pequeñas, son los que másinformación aportan sobre los mecanismos degénesis de los magmas, además de servir decomplemento en los estudios sobre diferencia-ción magmática.


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Figura 15. Emplazamiento de distintos tipos de cuerpos ígneos

El magma puede llegarhasta la superficie y pro-ducir una erupción. Eneste caso, su enfriamientoes muy rápido. La difusiónde elementos dentro delmagma puede quedar to-talmente inhibida, lo cual

da lugar a rocas con textura vítrea (obsidiana ypiedra pómez), es decir, sin estructura cristali-na. Sin embargo, la textura típica de las rocasresultantes suele ser microcristalina, formadapor cristales de grano muy fino. También pue-den encontrarse otras con textura porfídica,más característica de las rocas subvolcánicas.

Si el magma se emplaza enniveles más superficiales,pero aún dentro de la corte-za terrestre, forma cuerposintrusivos como diques ysills. 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, tendránformas 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 lentadisminución de la tempera-tura favorece la difusión delos elementos químicos y,por tanto, la aportación denuevo material hacia los nú-cleos cristalinos que se

están formando. El resultado es una roca cristali-na con textura granular constituida por cristalesgrandes de dimensiones similares.

Tipos de rocas ígneas y su textura

La textura de una roca ígnea se definepor el conjunto de características de suscomponentes mineralógicos: las medi-das absolutas y relativas, la forma y lasrelaciones geométricas entre sí. Aunquealgunos de estos aspectos pueden ob-servarse sobre el terreno, el análisis detextura casi siempre debe realizarse conla ayuda del microscopio petrográfico.

La velocidad de enfriamiento del magma,condicionada por la profundidad a la que sesolidifica, queda reflejada en la textura de laroca (figura 15). Así, el análisis de texturanos revelará cuáles han sido los estadiospor los que ha pasado el magma durante susolidificación.


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Una de las manifestaciones más evidentes de la dinámicainterna de la Tierra es la actividad eruptiva, a veces violenta,otras tranquila. Esta actividad constituye el episodio final delproceso volcánico.

En el transcurso de la formación de una región volcánica sepueden 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 amayor: el pulso, la fase, la erupción, la época y el periodoeruptivo.

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Pulso eruptivo

Fase eruptiva

Erupción

Época eruptiva

Periodo eruptivo

Latido de la emisión de materiales volcánicos que puede durar desdesegundos hasta algunos minutos. La deposición de los materialesexpulsados 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 decompactación similares.

Es la unidad de actividad eruptiva base y puede durar días, meses oincluso años. Incluye una o varias fases eruptivas y queda represen-tada por una secuencia de depósitos. Entre dos erupciones distintasdel mismo centro emisor debe haber transcurrido un lapso de tiemposuficientemente largo para que se desarrollen suelos o se den proce-sos de erosión no volcánicos.

Engloba varias erupciones y puede durar centenares o miles deaños. En este tiempo pueden formarse uno o varios edificios vol-cánicos.

Es la sucesión de varias épocas eruptivas, separadas por intervalosde tiempo suficientemente largos para que se puedan producir fenó-menos tectónicos: plegamientos, fallas, etc. Puede durar de miles amillones de años y se forman regiones o campos volcánicos.

• • • La actividad eruptiva es el conjunto de fenómenos relacionados conla salida de materiales sólidos, líquidos y/o gaseosos a la superficieterrestre desde un centro emisor. • • •

l1 l4 lLa actividad eruptiva

Unidades de actividad eruptiva


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Los volátiles en los magmasLos 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.

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¿Por qué se produce una erupción?Una erupción se inicia cuando la presión ejercida por elmagma dentro del conducto volcánico o en una cámaramagmática 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 másprofundas 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 depresión suele deberse a la inyección continuada de nuevomagma, 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 nuevomagma puede acabar desencadenando la erupción.

Figura 16. Expansión de losgases en un conducto volcánico

En las cámaras magmáticas seproduce un proceso de enfria-miento y cristalización delmagma. El líquido residual resul-tante se enriquece en volátiles,que no pueden incorporarse fá-cilmente a las estructuras cristali-nas. Entonces se empiezan aformar burbujas que hacen au-mentar la presión del magma.

A medida que el magma ascien-de hacia zonas más superficia-les, la menor presión litostáticapermite que los volátiles quecontiene disueltos se separendel líquido y formen una fase ga-seosa independiente. Estos vo-látiles se concentran en burbujasmás grandes y numerosas.

Figura 17. Expansión de losgases en la cámara magmática

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Tipos de actividad eruptivaLas características de la actividad eruptiva dependen sobretodo del contenido en volátiles del magma y, por lo tanto, desu composición inicial y su evolución durante el ascensohacia la superficie. Por otro lado, el tipo de actividad tambiénestará condicionado por la presencia de agua en el lugar pordonde finalmente salga el magma al exterior. En función detodos estos factores podemos diferenciar dos tipos principa-les de actividad eruptiva: la efusiva y la explosiva.

l1 l4 l2 l1 l Actividad efusivaUn 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 fragmentarel magma y expulsarlo al aire.

Este tipo de actividad se puede generar principalmente por:

• Emisión de magmas básicos y ultrabásicos, originalmentepobres en gases.

• Desgasificación de magmas ácidos por el escape gradualde los volátiles a través de fumarolas o erupciones devapor.

• Actividad eruptiva explosiva previa, donde se produce lapérdida de la mayor parte de los gases del magma dentrodel conducto volcánico.

l1 l4 l2 l2 l Actividad explosivaLas manifestaciones volcánicas explosivas están asociadasa magmas con un alto contenido en volátiles. En las explo-siones magmáticas, los gases se concentran en burbujas yse expanden dentro del tramo final del conducto volcánico.Estas burbujas interaccionan entre sí y aíslan fragmentos demagma. El escape repentino de los gases en el momentode llegar a la superficie provoca explosiones más o menosviolentas 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 deexplosividad y también se produce la fragmentación de lasrocas que rodean el conducto magmático.

A partir de los volcanes activos y de las grandes erupcionesacaecidas en los últimos siglos se han definido unos tiposbásicos de actividad eruptiva explosiva magmática según elgrado de explosividad: estromboliana, vulcaniana y pliniana.La actividad explosiva hidromagmática también puede tenerdiferentes grados de intensidad.

• • • La actividadefusiva se caracterizapor una emisióntranquila y continuade lava, nombre querecibe el magma unavez que ha salido alexterior. • • •

• • • La actividadexplosiva secaracteriza por lafragmentación y laexpulsión violenta delmagma y,ocasionalmente, delas rocas delencajante. Losfragmentosresultantes sedenominanpiroclastos. • • •

Figura 18. Emisión de lava

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Actividad estromboliana

El volcán Estrómboli –sito en las Islas Eolias, al norte deSicilia– dio nombre a este tipo de actividad que se caracte-riza por una explosividad baja, fruto del escape del gasmezclado en el magma.

En la actividad estromboliana se producen pequeñas ex-plosiones separadas por breves periodos de tiempo, quepueden ir de menos de un segundo hasta pocas horas.Cada una de esas explosiones, o pulsos, se origina por laaproximación a la superficie de una o más burbujas degas mientras el magma está en reposo (figura 16). El resul-tado es la expulsión de fragmentos de magma que seacumulan 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 através del líquido dependen de las propiedades físicas delmagma. Por lo general, esta actividad está relacionada conmagmas basálticos, poco viscosos, en los que la circula-ción de las burbujas de gas hacia la superficie tiene lugarcon relativa facilidad.

Actividad vulcaniana

Este tipo de actividad se definió en Vulcano. Esta isla de ori-gen volcánico también forma parte del archipiélago de lasEolias, y toma su nombre del dios romano del fuego.

La actividad vulcaniana, caracterizada por un elevado gradode explosividad, 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 puedeestar formado por material magmático que se ha enfriado yconsolidado, por una mezcla de material magmático con frag-mentos derivados de una explosión anterior, o simplementepor roca encajante. La explosión se produce cuando la pre-sión de los gases en el interior del conducto es superior a ladel tapón, ya sea por el aumento de gas magmático o, másfrecuentemente, 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 enla boca de emisión. Así se forman domos que actúan amodo de tapón del conducto volcánico y desencadenaneste 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 actividaderuptiva de este tipo en el Vesubio.

Se caracteriza por un alto grado de explosividad, con ma-nifestaciones muy violentas que expulsan y dispersangrandes volúmenes de fragmentos y volátiles (figura 21).Los piroclastos y los gases calientes ascienden a veloci-dades de cientos de metros por segundo, creando unacolumna en forma de champiñón que puede alcanzar al-turas de más de 30 km.

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Figura 20. Actividad eruptiva de tipo vulcaniano


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La columna se mantiene estable mientras sale material confuerza 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 bocade salida por la erosión de las explosiones, disminuye la ve-locidad de salida de materiales y se produce el colapsototal o parcial de la columna eruptiva.

Entonces se forman flujos de piroclastos que descienden agran 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 erupciónmagmática 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 formanotable y casi instantánea. Este tipo de actividad eruptivapuede darse tanto en magmas básicos como en magmasmás evolucionados.

El término más concreto de freatomagmatismo se usa paradesignar el proceso de interacción del magma con aguasubterránea. En ese caso, la transferencia de energía delmagma al agua puede producirse por conducción (figura25) o por contacto directo (figura 26).

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Figura 21. Actividad eruptiva de tipo pliniano

• • • La actividadhidromagmática esproducto de lainteracción delmagma o de un focode calor magmáticocon 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 compararel proceso volcánico con lo que sucede alabrir una botella de cava (figura 22):

a. Antes de la erupción, elmagma está sometido a unapresión superior a la atmosféricay los gases volcánicos están di-sueltos en el líquido.

b. Al desobstruirse el conductovolcánico, se produce una des-compresión casi instantánea delmagma, los gases se expandeny forman burbujas.

c. Los gases fragmentan elmagma y lo expulsan al exterioren forma de gotas de lava, quepueden alcanzar altas velocida-des.

a. Dentro de la botella, el cavaestá sometido a una presión muyalta a causa de la fuerza que ejer-ce el gas y que se acumula en elcuello de la botella. La elevadapresión interna hace que, aun-que la fermentación continúe, nose pueda separar más gas, porlo que este queda parcialmentedisuelto 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 dela botella, lo cual permite que elgas disuelto en el cava empiecea difundirse, se separe del líqui-do y forme numerosas burbujasque crecen con rapidez.

c. Los gases arrastran el líquidoa gran velocidad hacia el cuellode la botella, fragmentan el líqui-do y provocan la expulsión degotas de cava.

Al escaparse todo el gas, la es-puma chorrea por el cuello de labotella, ya sin fuerza suficientepara salir disparada.

Figura 22. Representación de una explosión magmática


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Explosiones hidromagmáticas

Cuando en la cocina tenemos una sarténcon 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 demagma que entran en contacto condiciona-rá significativamente el grado de explosivi-

dad de la actividad hidromagmática (figura24), tal como se ha demostrado en experi-mentos de laboratorio.

El aceite caliente, comparable al magma de unaerupción, 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. Enel caso del fenómeno volcánico, las gotas deaceite expulsadas serían los piroclastos.

Si se prueba a tirar todo un cubo de agua sobrela sartén, se produce una reacción muy distinta.En este caso, el mayor porcentaje de agua enfríarápidamente el aceite y reduce la explosividad dela interacción, que puede llegar a ser nula. Estehecho explica la baja explosividad de la actividaderuptiva 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 oeficiencia 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 calentary vaporizar un acuífero por conducción térmica,sin llegar a entrar en contacto directo. En estoscasos se producen violentas explosiones que ex-pulsan únicamente fragmentos procedentes delas 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 conel magma y vaporizarse inmediatamente. Estosolo es posible cuando la presión de los gasesdel magma, dentro del conducto volcánico, esinferior a la ejercida por el agua del acuífero.Entonces se producen violentas explosionesque expulsan fragmentos de magma y de lasrocas que rodean el conducto volcánico.

Figura 27. Erupción en la isla de Surtsey, Islandia

Actividad surtseyanaEn Islandia, la actividad eruptiva generalmente esde tipo efusivo y estromboliano, con la emisiónde magmas básicos. Sin embargo, en 1963, enla costa meridional islandesa nació una nueva islavolcánica, conocida como Surtsey, con una no-table actividad explosiva. Las violentas explosio-nes eran fruto de la entrada de agua oceánicapor el conducto volcánico y su vaporización ins-tantánea. Este estilo eruptivo, reconocido en laformación de muchos otros volcanes, se conocecomo actividad surtseyana.


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El estudio de las rocas volcánicas aporta información sobrecuáles fueron los mecanismos de transporte y deposiciónque las originaron y, por lo tanto, del tipo de actividad erup-tiva del volcán. En este estudio hay que tener en cuenta lasrelaciones geométricas y de textura de las acumulacionesde materiales, así como su composición.

l1 l4 l3 l1 l Materiales masivosSon 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 cuerposde roca pueden presentar formas diversas según la viscosi-dad inicial del magma. La variación de la temperatura en suemplazamiento, el volumen de material emitido y, por último,las características del terreno donde se emplaza (pendien-te, irregularidades, humedad, etc.) también influyen en suforma final.

Las lavas más fluidas, de composición básica, dan lugar acoladas de lava (figura 28). Se trata de flujos continuos dematerial rocoso fundido que se deslizan por las zonas másdeprimidas 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 yconstruyen domos. En los casos extremos en los que lalava 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 lacomposición del líquido magmático, la velocidad de en-friamiento del flujo y las características del medio dondese emplaza. Según el aspecto de su superficie, las co-ladas de lava se clasifican en dos grandes grupos: lisasy rugosas. La estructura interna puede presentarse deforma masiva y compacta o fracturada, por una diaclasaconocida como disyunción.

Estructura interna de las coladas: hábitos de retracción

Las lavas experimentan una fuerte contracción al enfriarse, yaque el volumen que ocupan una vez solidificadas es menorque el que ocupaban en estado líquido. Esto provoca el de-sarrollo, en el interior del cuerpo de roca masivo, de diversossistemas de fracturas que forman los hábitos de retracción,también conocidos como disyunciones. Los principales tiposde disyunción son: columnar o lenticular (figura 29).

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Materiales volcánicos

• • • Los materialesvolcánicos son todosaquellos productossólidos, líquidos ygaseosos expulsadosdurante una erupción.Se puede diferenciarentre los volátiles,gases que se separandel magma, y los quese depositan, que seclasifican en masivosy fragmentarios. • • •

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Figura 28. Colada de lava solidificada del complejo volcánicodel Teide


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La disyunción lenticular o en lajas se produce cuando lacorriente de lava aún está en movimiento, por ejemplo,por realimentación del flujo desde el centro emisor, y lasburbujas de gas se disponen en planos paralelos a la di-rección de avance. A medida que se enfría la lava, esosplanos 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 delava está en reposo. La diferencia de temperatura entreel centro, aún muy caliente, y el techo y la base de lacolada, ya enfriados, permite la formación de celdas deconvección en su interior. Estas celdas se disponenperpendicularmente a la base de la lava y desarrollanuna fracturación vertical que individualiza prismas co-lumnares hexagonales o pentagonales.

Aunque también se habla de disyunción esferoidal, estaestructura interna que a menudo presentan las zonasmás 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 lameteorización de la roca volcánica, como consecuenciade una lenta infiltración de humedad a través de las fisu-ras de retracción ya existentes. Otro tipo de alteraciónfrecuente es el moteado blanco, producto de la meteo-rización de algunos minerales de la roca.

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Figura 29. Disyunción columnar ylenticular

Figura 30. Disyunción esferoidal


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Las lavas más fluidas suelen presentar la super-ficie lisa o ligeramente ondulada (figura 31). Enalgunos 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 danlugar a las lavas cordadas.

Las lavas más viscosas tienen la superficie rugosae irregular, formada por pequeños bloques (figura32). La parte más externa de la colada se enfría yforma 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 grandesdimensiones, se habla de colada en bloques.

Una misma colada puede presentar tramos condiversas morfologías en su superficie. Así, es fre-cuente observar una corriente de lava con untramo inicial de superficie lisa, seguido de untramo con morfología de lava cordada, que cadavez se vuelve más irregular, hasta convertirse enuna colada de lava rugosa.

Las corrientes de lava submarinas se comportande forma distinta a las subaéreas. Al entrar encontacto con el agua, el enfriamiento de la lava esrepentino y se forma una película de vidrio, más omenos plástica, que individualiza bolsas de mate-rial fundido. Estas bolsas caen y ruedan en elsentido de la pendiente, se deforman por el pesode 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 tossolsCuando el flujo de lava se emplaza sobre un lagoo una superficie húmeda, el agua se vaporiza yuna gran cantidad de gas se incorpora al flujo.Este gas, en forma de burbujas, asciende por elinterior de la colada hasta la parte más externa, amenudo semiconsolidada por su enfriamientomás rápido. La acumulación de burbujas en estazona produce una presión que puede deformar yacabar rompiendo la superficie de la colada. Elresultado son pequeños montículos que puedenllegar a medir unas decenas de metros, conoci-dos como blísteres o hornitos (figura 33).


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l1 l4 l3 l2 l Materiales fragmentariosSon acumulaciones de clastos generados principalmentepor la actividad eruptiva de tipo explosivo. Las burbujas degas individualizan porciones de magma, que son expulsa-das al exterior de forma más o menos violenta. En algunoscasos, las explosiones volcánicas pueden romper partede las paredes del conducto o de la chimenea y, enton-ces, los fragmentos resultantes salen mezclados con losclastos de magma. Finalmente, la deposición de todosestos materiales da lugar a los depósitos fragmentarios,también denominados piroclásticos.

Muchas veces la actividad eruptiva explosiva es tan violentaque su observación directa resulta difícil. Por este motivo, elestudio de los depósitos piroclásticos emitidos es muy im-portante para entender el funcionamiento de este tipo deactividad.

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Los piroclastosEl vocablo piroclasto deriva del griego clasto ypiros, es decir, ‘piedra de fuego’.

Cada uno de los fragmentos, grande o peque-ño, de una naturaleza o de otra, que formaparte de un depósito piroclástico tiene unas

características propias que deben tenerse encuenta.

Clasificación según el tamaño de los fragmentos

Las explosiones volcánicas generan una ampliavariedad de medidas de fragmentos. Dentro deesta diversidad granulométrica, se diferenciantres grupos principales de piroclastos: las ceni-zas, el lapilli y los bloques (figura 34).

Las cenizas tienen diámetros inferiores a 2 mm; ellapilli, localmente conocido como greda o tosqui-ja, mide entre 2 y 64 mm; por último, los frag-mentos de dimensiones superiores a 64 mm sonlos 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 piroclásticosestán formados exclusivamente por un tipo defragmentos, mientras que en otros se combinanlos dos.

Fragmentos juveniles: También llamadosesenciales, provienen directamente de la fracturadel magma que llega a la superficie.

Fragmentos líticos: Son fragmentos de lasrocas que formaban el conducto volcánico,arrancados por las explosiones durante laerupción. Los clastos líticos pueden ser acce-sorios, cuando derivan de la fractura de rocasvolcánicas emitidas en anteriores erupciones,o accidentales, cuando son fragmentos derocas sedimentarias, metamórficas o ígneasdel 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 demagma, de medida de lapilli o bloque, no estándel todo fríos al ser expulsados y, durante sutrayectoria, adoptan morfologías redondeadaso fusiformes. A menudo presentan fisuras su-perficiales del tipo «corteza de pan», que seproducen por la expansión de las burbujas degas en el interior de la bomba, en estado semi-fluido a causa de la temperatura, mientras quela capa externa ya se ha enfriado y se rompefrágilmente (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 composiciónácida 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.

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l1l4l3l3l Tipos de depósitos piroclásticosLos materiales fragmentarios forman acumulaciones muy di-versas según los mecanismos de formación, transporte ydeposición. 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 deformar parte de una columna eruptiva, o bien describiendouna trayectoria balística desde el cráter del volcán (figura 38).Los depósitos de caída pueden presentar una gradación demedida de los clastos y mostrar un bandeado paralelo y la-teralmente continuo. El grosor del depósito y la medida delos fragmentos disminuyen progresivamente a medida quenos alejamos del centro emisor.

Figura 35. Bomba volcánica

Figura 36. Escoria

Figura 37. Piedra pómez


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Tipos de depósitos de caídaa. Depósitos de caída estrombolianos: Labaja energía de la erupción y la densidad elevada delos fragmentos hacen que los materiales expulsadosno alcancen grandes alturas y caigan directamentesiguiendo trayectorias balísticas. Este mecanismoes característico de la actividad estromboliana,donde los fragmentos se acumulan alrededor delcentro eruptivo y forman el edificio volcánico.

b. Depósitos piroclásticos plinianos:Cuando la densidad de los fragmentos es baja,estos suben hasta alturas considerables formandolas 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 lacolumna 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 laevaporación instantánea del agua, una parte delos fragmentos expulsados también sigue trayec-torias balísticas. En este caso, a diferencia del es-tilo estromboliano, el componente horizontal esmucho 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 caídapliniano

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 proporcionesde piroclastos a velocidades supersónicas. La formación deoleadas 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, aunquela 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 ricosen piroclastos muy calientes que se desplazan a gran velo-cidad y se encajan en las zonas deprimidas, controladospor la gravedad. Suelen originarse por el colapso, total oparcial, 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 estosflujos rellena los barrancos y las depresiones. Normalmenteno tienen una estratificación clara ni una organización inter-na definida, y es frecuente que se presenten compactadosa causa de una cementación secundaria. Son característi-cos de erupciones explosivas asociadas a magmas dife-renciados, aunque también se pueden dar en vulcanismode tipo básico. Las grandes coladas piroclásticas, ricas enpiedra 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 lasmanifestaciones extremas de un amplio espectro de em-plazamientos y deposiciones de flujos. Es habitual, pues,encontrar todo un abanico de términos intermedios entreestos dos tipos de depósitos.

Los lahares

El término lahar, de origen indonesio, designa un flujo acuosoque transporta una gran masa de materiales volcánicos.Cuando grandes cantidades de nieve cubren los volcanes osus cráteres están ocupados por lagos, una erupción, por pe-

queña que sea, puede pro-vocar riadas muy importantesde lodo y rocas volcánicas.Estos flujos, que se despla-zan a grandes velocidades,provocan un aumento repen-tino del caudal del río y arras-tran todo lo que encuentran asu paso en los fondos de losvalles: vegetación, infraes-tructuras, vehículos e inclusopoblaciones enteras. Los de-pósitos de los lahares sonmasas 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 depósitosvolcánicos –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 expulsadoscerca del centro emisor da lugar a la formación de uno o va-rios edificios volcánicos, generalmente de forma cónica yde dimensiones muy variables. La morfología de las cons-trucciones volcánicas está estrechamente relacionada conel tipo de actividad eruptiva y los episodios que se han pro-ducido a lo largo de la historia del volcán. Teniendo esto encuenta, los volcanes se pueden clasificar en monogenéti-cos o poligenéticos.

Volcanes monogenéticos

Son aquellos que se forman en el transcurso de una únicaerupción, 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 ymaars. La sucesión de diferentes fases eruptivas puede darlugar a la superposición de varios de estos edificios en unmismo volcán.

Conos de piroclastos o de escoriaResultan de la actividad estromboliana y están formadosprincipalmente 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 devientos dominantes que acumulan los piroclastos en una di-rección preferente, o bien a la salida de lavas que arrastranparte del material piroclástico ya depositado. Los flancostienen inclinaciones de entre 30 y 40°.

Conos de tobaSe forman a partir de actividad hidrovolcánica, donde el aguaque interacciona con el magma entra en el conducto volcáni-co por el centro emisor. Los materiales que lo forman sonmayoritariamente depósitos piroclásticos compactados deltipo oleada y colada piroclástica. El cráter es de dimensionesreducidas y los flancos del cono presentan pendientes deentre 20 y 25°.

Anillos de tobaSe edifican a partir de actividad freatomagmática. Están for-mados por depósitos piroclásticos de tipo brecha, oleada ycolada piroclástica. Tienen un cráter de grandes dimensio-nes y un cono de poca altura con flancos que presentanpendientes en torno a 10°.

MaarsSe 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 deoleada y de colada piroclástica, tiene una altura muy baja.

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La morfología de los volcanesl1 l4 l4 l

Figura 44. Cono de piroclastos ode 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, demiles hasta millones de años. A menudo están asociados acámaras magmáticas intermedias o superficiales que expe-rimentan sucesivos episodios de vaciado y rellenado, ydonde los magmas primarios pueden evolucionar. Los edifi-cios característicos resultantes son los estratovolcanes ylos volcanes en escudo.

EstratovolcanesTambién denominados volcanes compuestos, están relaciona-dos con erupciones de magmas ácidos e intermedios dondese alterna la actividad explosiva y la efusiva. Por lo tanto, estánformados 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 escudoFormados por erupciones basálticas donde predomina laactividad 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 flancosno superan los 10°. En algunos casos, la base puede reba-sar el centenar de kilómetros de diámetro.

Tanto los volcanes monogenéticos como los poligenéticospueden tener asociados edificios más pequeños a su alre-dedor, claramente relacionados con la actividad del edificioprincipal, conocidos como conos adventicios.

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Calderas de colapsoEn los volcanes que tienen cámara magmática, alo largo de una erupción se puede producir la sali-da rápida de gran cantidad de magma (etapa a). Elvaciado parcial o casi total del depósito demagma puede provocar entonces el hundimientode la estructura superior. Este colapso reactiva eldinamismo volcánico de forma significativa, y ge-

nera fases de intensa explosividad (etapa b). El re-sultado final es una depresión, por lo general dedimensiones kilométricas, que denominamos cal-dera de colapso (etapa c). Las paredes internasque limitan esta depresión son verticales y estánformadas 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


El vulcanismoen Cataluña

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2. El vulcanisme a Catalunya.es 31/5/12 09:18 Página 41

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Las manifestaciones eruptivas que tuvieron lugar en LaGarrotxa, y en Cataluña en general, durante el Neógeno y elCuaternario no son un hecho esporádico. El origen de esteconjunto de morfologías y rocas volcánicas que constituyeel campo volcánico catalán se enmarca en un contexto ge-odinámico más amplio que afecta a gran parte de la Europaoccidental.

En el Mediterráneo occidental se han reconocidodos periodos eruptivos a partir de la composición ydatación de las rocas volcánicas, y ambos se en-cuentran representados en el nordeste de la penín-sula ibérica. La historia geológica de esta zona escompleja, pues se encabalgan estructuras compre-sivas y distensivas.

Distribución y evolución del vulcanismo

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El primer periodo tuvo lugar durante el Mioceno (de24 a 18 Ma) y se caracteriza por unas condicionestectónicas 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 planode subducción inclinado hacia la península ibérica,con alineación NE-SO, desde las Islas Baleareshasta el oeste de las islas de Córcega y Cerdeña.

A partir del Mioceno superior, la situación sevuelve distensiva y evoluciona hasta la actuali-dad (figura 52). Este segundo ciclo se corres-ponde con el desarrollo de un rift de intraplacaque afecta a la Europa occidental, con el quese asocian las manifestaciones magmáticasde tipo alcalino de los campos volcánicos deValencia, de las Columbretes y de Cataluña.También se forman algunos volcanes submari-nos y se producen fenómenos volcánicos másaislados, 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 extensivoen 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 mar del Norte hastael sector más meridional de la penínsulaibérica, una estructura de tipo rift de másde 2.000 km de longitud (figura 53). Eneste rift se reconocen una serie de fosas y

bloques surgidos como consecuencia delmovimiento de grandes fallas normales deorientación predominante NE-SO.Los magmas aprovecharon estas disconti-nuidades en la litosfera para ascenderhasta la superficie. Así, encontramos nu-merosas manifestaciones volcánicas aso-ciadas al rift tanto en la Europa orientalcomo en la occidental. Las más importan-tes se concentran en Eiffel (Alemania), enAuvernia (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 individualizaruna serie de segmentos estructurales,entre los que se encuentra el surco deValencia y el formado por las fosas del golfode 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 conuna disposición perpendicular a las princi-pales del rift (figuras 53 y 54). Estas fracturasson, de poniente a levante, la de Amer, lade Llorà, la de Cartellà, la de Camós-Celrà,la de Juià, la de Riurà y la de Vilopriu, queseparan diferentes bloques elevados (LesGavarres, Les Guilleries y la SerraladaTransversal) y hundidos (las depresiones deL'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 delnordeste 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 actividadmagmática se inició en el sector de L'Empordà, despuésse desplazó hacia La Selva y, por último, se centró en LaGarrotxa (figura 55).

La antigüedad de los fenómenos volcánicos en las zonasde L’Empordà y de La Selva, sumada a la acción de losprocesos 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 catalánl2 l2 l

Figura 55. Mapa del nordeste de Cataluña y tabla de edades modificada, de Saula et al.


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Zona volcánica de L’EmpordàEstá formada por una cincuentena de afloramientos de ba-saltos y algunos de traquitas distribuidos por las comarcasde L’Alt Empordà y El Baix Empordà. Los más importantesse encuentran en torno a La Bisbal d'Empordà, Rupià yArenys 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 másantiguos son del orden de 14 Ma.

Cabe destacar la excepcionalidad de los afloramientos detraquitas de Vilacolum y de Arenys d'Empordà (AltEmpordà). Estas rocas volcánicas, de composición másevolucionada, son producto del enfriamiento de magmasque han sufrido un proceso de diferenciación magmática.

Zona volcánica de La SelvaTambién está constituida por un conjunto de unos cin-cuenta afloramientos basálticos, sobre todo localizadosen torno a Maçanet de la Selva y Riudarenes. Las chime-neas desmanteladas de Sant Corneli y de Hostalric, lasmás interesantes, presentan una disyunción columnarmuy marcada. En algunas zonas se conservan aún depó-sitos de materiales fragmentarios resultado de actividaderuptiva hidromagmática.

Los análisis geocronológicos de las rocas volcánicas deesta 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 unbuen estado de conservación, lo cual hace suponer que suerupción es de edad más moderna.

Zona volcánica de La GarrotxaEn esta zona se encuentran los volcanes más modernos ycon mejor estado de conservación. Se han identificado 38dentro del Parque Natural de la Zona Volcánica de LaGarrotxa, dos en el valle de Hostoles y cinco en el valle delLlémena (figura 56). Se pueden observar numerosos aflora-mientos de depósitos piroclásticos, tanto estrombolianoscomo hidromagmáticos (especialmente interesantes en elvalle 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 entre350.000 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 Canya2 Volcán de Aiguanegra3 Volcán de Repàs4 Volcán de Repassot5 Volcán del Cairat6 Volcán de Claperols7 Volcán del Puig de l’Ós8 Volcán del Puig de l’Estany9 Volcán del Puig de Bellaire

10 Volcán de Gengí

11 Volcán del Bac de les Tries12 Volcán de Les Bisaroques13 Volcán de la Garrinada14 Volcán del Montsacopa15 Volcán de Montolivet16 Volcán de Can Barraca17 Volcán del Puig Astrol18 Volcán de Pujalós19 Volcán del Puig de la Garsa20 Volcán del Croscat

21 Volcán de Cabrioler22 Volcán del Puig Jordà23 Volcán del Puig de la Costa24 Volcán del Puig de Martinyà25 Volcán del Puig de Mar26 Volcán de Santa Margarida27 Volcán de Comadega28 Volcán del Puig Subià29 Volcán de Rocanegra30 Volcán de Simon

31 Volcán del Pla sa Ribera32 Volcán de Sant Jordi33 Volcán del Racó34 Volcán de Fontpobra35 Volcán de la Tuta de Colltort36 Volcán de Can Tià37 Volcán de Sant Marc38 Volcán del Puig Roig39 Volcán del Traiter40 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 Dalmai2 Volcán del Puig d’Adri3 El Rocàs4 Volcán del Clot de l’Omera5 Volcán del Puig de la Banya del Boc6 Volcán de Granollers de Rocacorba7 Puig Montner


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La composición de las rocas que forman la zona volcánicade La Garrotxa, y el campo volcánico catalán en general, esrelativamente monótona. Con la excepción de los aflora-mientos traquíticos de L’Alt Empordà, todos los materialesson basaltos y basanitas con un contenido bajo en sílice yelevado en sodio y potasio. Así pues, en conjunto, puedenclasificarse como rocas alcalinas. Son el resultado del en-friamiento de magmas básicos que han tenido un ascensorápido y que son característicos de las áreas volcánicas deintraplaca.

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Las rocas y los magmasl2 l3 l

Figura 58. Muestra de Olot

El basalto es una roca de color negro que, cuando nopresenta 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 mineralesLa mineralogía de los basaltos es uniforme y simple. En lamayoría de los casos, solo hay pequeños fenocristales deolivino, de piroxeno y de plagioclasa dentro de una matrizmicrocristalina o parcialmente vítrea tan solo observable almicroscopio. Esta matriz suele ser rica en óxidos de hierro,principalmente magnetita. También hay pequeñas cantida-des de otros minerales, como leucita o analcima.

Las diferencias mineralógicas entre los basaltos y las basa-nitas son mínimas, nunca reconocibles a simple vista. Estánmarcadas por la presencia de pequeños cristales de fel-despatoides, como la leucita, y generalmente por una ligeradisminución en el porcentaje de óxido de sílice (figura 13).

Las traquitas, a diferencia de las rocas basálticas, tienen unporcentaje más elevado de óxido de sílice, superior al 60 %,y están formadas por grandes cristales de plagioclasa y al-gunos de piroxeno y biotita. Al microscopio, en la matriz sereconocen numerosos cristales pequeños y alargados desanidina, así como de titanio y de óxidos de hierro.

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Minerales observables

Figura 60. Olivino

Mineral de brillo vítreo y de colorverde claro. Aparece en forma defenocristales o como parte de lamatriz. Los cristales grandes suelenser idiomorfos, con todos los bor-des regulares, de modo que se co-rresponden con caras cristalográfi-cas.

Figura 61. Piroxenos

Minerales de colores oscuros contonalidades verdosas. Se encuen-tran como fenocristales, pero tam-bién dentro de la matriz. La mayoríason augitas titaníferas y a menudose presentan en formas idiomorfaso subidiomorfas.

Figura 62. Plagioclasa

Mineral de color blanco. Este tipode feldespato se muestra general-mente subordinado a la matriz ysolo de forma excepcional se en-cuentra como fenocristal.


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Los datos geoquímicosGénesis y ascenso de magmas

La geoquímica de las rocas basálticas del campo volcá-nico catalán muestra una homogeneidad notable en loselementos mayores, como los óxidos de sílice, de alu-minio, de hierro o de calcio, entre otros. Solo el porcen-taje de óxido de titanio presenta algunas variacionessignificativas, que se atribuyen a las temperaturas varia-bles del magma en el momento de formación de lasrocas.

En el caso de los elementos traza, como son el níquel,el cobalto, el cromo o el estroncio, y en el de las tierrasraras ligeras, como el lantano, el cerio o el neodimio, síse observan variaciones significativas de unas rocas aotras. Esta variabilidad en las composiciones químicasconcuerda en buena medida con las zonas geográficas–L’Empordà, La Selva y La Garrotxa– y refleja diferen-cias en el área fuente de los magmas.

Las variaciones observadas en los análisis geoquímicosde las rocas basálticas permiten establecer algunasconsideraciones sobre la génesis y el ascenso de losmagmas que dieron lugar al vulcanismo de Cataluña.Las zonas de origen de los magmas se sitúan, en gene-ral, en el manto astenosférico. No obstante, los mag-mas que dan lugar a las manifestaciones volcánicas deL’Empordà provienen de un área fuente de carácter máslitosférico.

La presencia de estas dos zonas de origen –astenosfe-ra y parte inferior de la litosfera– se puede relacionar conla evolución del rift europeo. En los primeros estadiosextensivos, el adelgazamiento de la litosfera provoca sudescompresión y fusión parcial. La corteza aún es grue-sa y algunos magmas quedan atrapados en pequeñascámaras magmáticas donde se diferencian y producenlas traquitas de L’Empordà. A medida que progresa elrift y se acentúa el adelgazamiento de la litosfera, la as-tenosfera asciende y favorece el ascenso de materialesfundidos menos evolucionados.

En algunos casos, la ausencia casi total de contamina-ción de los basaltos por rocas de la corteza y la escasadiferenciación que presentan indican que el ascenso,en forma de bolsas de magma desde el punto de origenhasta la superficie, fue muy rápido.

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Los enclavesEn algunas coladas de lava y depósitos piroclás-ticos se encuentran fragmentos de rocas quequedaron englobados por el magma durante suascenso. Estos fragmentos, denominados encla-ves o xenolitos, son principalmente de rocas plu-tónicas, aunque también los hay metamórficos ysedimentarios (figura 63). Son bloques general-mente centimétricos de materiales de la litosfera,o en algunos casos del manto. El magma losarrancó de las paredes del conducto volcánico,los englobó y los transportó hasta la superficie.

En algunos casos también se habla de enclavespara describir los fragmentos líticos que se en-cuentran en los depósitos piroclásticos. De todosmodos, dado su origen explosivo, es recomen-dable no usar este término en este caso.

Cabe destacar la presencia de xenolitos ultra-básicos (figura 64) derivados del manto o derestos de la diferenciación magmática de losbasaltos en la corteza inferior en los volcanesde Rocanegra, del Puig de la Banya de Boc odel Puig d'Adri. Estos xenolitos son más den-sos que el líquido de composición basáltica,pero, a causa del rápido ascenso del magma,son arrastrados en su interior hasta la superfi-cie. Los cálculos realizados de acuerdo con laflotabilidad de estos fragmentos en el fluidomagmático permiten estimar que, en estecaso, la velocidad de ascenso de los magmasdebió de ser del orden de 0,2 m/s para man-tener los enclaves en suspensión.

Figura 63. Enclave de roca plutónica: granitoide Figura 64. Enclave ultrabásico: dunita


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Cada uno de los volcanes de la Zona Volcánica de LaGarrotxa se formó a partir de una única erupción. Así pues,se puede hablar de volcanes monogenéticos formados porla salida de una bolsa de magma que, al agotarse, marca laextinción de la actividad en aquel punto.

Sin embargo, se pueden reconocer diferentes fases de ac-tividad a lo largo de la erupción, marcadas por el cambio deestilo de la salida del magma al exterior. Entre cada una deestas fases no hay lapsos de tiempo que permitan estadioserosivos o desarrollo de suelos.

Las erupciones de la Zona Volcánica de La Garrotxa

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Los volcanes y sus fases deactividad eruptivaLa actividad eruptiva que dio lugar a los volcanes de estazona combinó las fases hidromagmáticas con las puramen-te magmáticas. Esto hace que los productos volcánicossean muy diversos, pese a la monotonía de las composi-ciones de los magmas. Las fases de actividad eruptivaidentificadas, de acuerdo con estos depósitos de materia-les eruptivos, son de tipo efusivo, estromboliano y freato-magmático.

Un proceso evolutivo que se repite a menudo es el que seinicia a partir de una actividad estromboliana que acabasiendo efusiva cuando el magma se ha desgasificado (figu-ra 65). Los principales ejemplos de este proceso son losvolcanes del Croscat, de Montolivet y de Sant Marc.

En otros casos, la erupción empieza con actividad de tipofreatomagmático, que pasa a ser estromboliana y, finalmen-te, efusiva. Es el caso de los volcanes del Traiter, de laGarrinada y del Puig d’Adri (figura 66).

Más raramente encontramos algunos volcanes que se for-maron a partir de una única fase eruptiva, ya sea estrombo-liana, como el volcán del Puig Astrol (figura 67), o freato-magmática, como el volcán del Clot de l’Omera.

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Figura 65. El volcán del Croscat, con cráter abierto, y su colada de lava, subsuelo de la Fageda d’en Jordà


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Las erupciones donde la actividad inicial es estrombolianapueden pasar a ser freatomagmáticas como consecuenciade la entrada de agua en el conducto por la pérdida de in-tensidad en la salida del magma. Este es el caso del volcánde Can Tià. Por último, también se han constatado algunasfases estrombolianas intercaladas en secuencias claramen-te freatomagmáticas, hecho que se relaciona con el agota-miento momentáneo del agua del acuífero.

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Figura 66. Volcán del Puig d’Adri

Figura 67. Volcán del Puig Astrol


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Pese a la variedad de posibles combinaciones deestilos eruptivos que pueden sucederse a lo largode una erupción, el caso más frecuente en laZona Volcánica de La Garrotxa cuando intervienela actividad freatomagmática es el siguiente:

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Ejemplo de una erupción

Figura 68a. Fase eruptiva freatomagmática

Figura 68b. Fase eruptiva estromboliana

Figura 68c. Fase eruptiva efusiva

Se inicia la erupción con una fase explosiva frea-tomagmática. El magma rico en gases juvenilesve incrementado el contenido en volátiles por lavaporización del agua presente en el subsuelo.En este primer estadio se pueden intercalar fasespuramente estrombolianas cuando la interacciónagua-magma se interrumpe momentáneamente(figura 68a).

La misma salida de nuevo magma impermeabilizael conducto volcánico, y así extingue el freato-magmatismo. Sin embargo, el magma de la bolsatodavía esta suficientemente gasificado para ge-nerar actividad explosiva de tipo estromboliano(figura 68b).

Finalmente, cuando se agota la mayor parte delgas juvenil, tiene lugar la actividad efusiva quecierra la secuencia eruptiva. En este último esta-dio, la erupción es tranquila y se caracteriza por lasalida de coladas de lava (figura 68c).


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La actividad eruptiva y los edificios volcánicosA lo largo de una erupción, la alternancia en los tipos de activi-dad a menudo da lugar a la formación y la superposición dediferentes edificios volcánicos. En el parque natural encontra-mos el volcán del Puig de Martinyà, entre otros, donde dosconos de escorias cubren gran parte de una construcción fre-atomagmática previa. Sin embargo, los mejores ejemplos deesta interferencia entre edificios volcánicos fruto de una mismaerupción los encontramos en los volcanes de la Crosa deSant Dalmai (figura 69) y del Puig d'Adri. En ambos casos sonedificios formados por la actividad estromboliana que se su-perponen a edificios freatomagmáticos anteriores.

En otras ocasiones, edificios volcánicos generados durante laerupción quedan parcial o totalmente destruidos por fasesposteriores. Las fases efusivas terminales de volcanes comoel del Croscat, el de Montolivet, el de Aiguanegra o tantosotros presentan conos de escorias parcialmente desportilla-dos por sus emisiones de coladas de lava (figura 70). La sali-da del magma, ya sea por el cráter o por la base del cono,arranca y arrastra los piroclastos de un sector del edificio. Laforma final, vista en planta, recuerda a una herradura.

En la actividad estromboliana, el tramo final del conducto volcá-nico se puede ramificar y provocar la salida del magma a travésde diversas bocas eruptivas. Estas forman los conos adventi-cios (1), como los que rodean al volcán del Croscat (figura 71).

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Figura 69. Volcán de la Crosa de Sant Dalmai Figura 70. Volcanes de Rocanegra y del Puig Subià

Figura 71. Volcán del Croscat

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En la Zona Volcánica de La Garrotxa, las rocas resultantesde la actividad efusiva son poco variadas como conse-cuencia de la uniformidad de los magmas que las gene-ran. Las coladas de lava son de colores grises y negros, ypresentan diaclasas típicas de la disyunción columnar,lenticular y esferoidal. Sus superficies suelen ser planas.Las pocas rugosas que hay, de tipo malpaís, son difícilesde observar, debido a la densa cobertura vegetal y al re-trabajamiento antrópico.

La actividad volcánica explosiva dio lugar a una gran di-versidad de depósitos piroclásticos (figuras 72 y 73). Laviolencia de las explosiones y su origen, ya sea magmá-tico o hidromagmático, controlan la granulometría de lasrocas piroclásticas y el tipo de componentes que lasforman.

En los afloramientos de la zona se puede observar la su-perposición de varios tipos de depósitos como resultadode la sucesión de diferentes pulsos y fases de actividaderuptiva (figura 74). Cabe tener muy presentes las carac-terísticas de cada uno de los materiales volcánicos paraidentificarlos.

Los materiales volcánicosl2 l5 l

Figura 72. Depósitos freatomag-máticos del volcán del Puig d’Adri

Figura 73. Depósitos de escoriasen la cantera del volcán del Croscat

Figura 74. Secuencia de materia-les volcánicos en la Pomereda


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Actividad explosiva magmáticaDepósitos de caída estrombolianos

Fragmentos juveniles, en gene-ral muy vesiculares, predomi-nantemente de medida de blo-que (bombas), con un porcen-taje variable de lapilli. Solo seencuentran muy cerca del cen-tro eruptivo y están soldadostérmicamente.

Fragmentos juveniles angulososmuy vesiculares predominante-mente de medida de lapilli. Amenudo presentan niveles deacumulaciones de bombas, sedisponen radialmente desde elcentro eruptivo con una exten-sión poco significativa y formanel cono volcánico.

Fragmentos juveniles angulososy vesiculares de medida de ce-niza. Se disponen radialmenteen torno al centro de emisión,sobre todo en las zonas distalesdel cono.

Figura 75. Depósito piroclásticode caída estromboliano.Aglomerado volcánico.

Figura 76. Depósito piroclásticode caída estromboliano. Depósitode escorias.

Figura 77. Depósito piroclásticode caída estromboliano. Depósitode cenizas.

Actividad explosiva hidromagmática

Fragmentos juveniles y líticos demedidas diversas con un nota-ble contenido de bloques. Sereparten alrededor del cráter.

Fragmentos juveniles y líticos demedida de ceniza o lapilli fino.Los fragmentos pueden tenerdiversos grados de redondez ylos piroclastos juveniles mues-tran un grado de vesiculaciónbajo. Su dispersión es conside-rable y suelen presentar un ele-vado grado de compactación.

Fragmentos juveniles y líticos demedidas de lapilli y bloques en-globados en una matriz de ceni-zas. Están compactados y relle-nan depresiones preexistentes.

Figura 78. Depósito piroclásticode caída freatomagmático.Depósito de brecha.

Figura 79. Depósito de oleada pi-roclástica. Depósito de cenizas conlíticos.

Figura 80. Depósito de colada pi-roclástica. Depósito de toba volcáni-ca.



La Zona Volcánicade La Garrotxa Fichas de afloramientos

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3. Fitxes.ES baixa 31/5/12 09:22 Página 61

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Interpretación de las fichas

Las fichas de los afloramientos se han ordenadosegún criterios geográficos (figura 81) para facili-tar su seguimiento sobre el terreno.

La observación puede ser de dos tipos: paisaje yafloramiento.En los afloramientos se pueden interpretar dife-rentes tipos de actividad eruptiva: efusiva, es-tromboliana y explosiva hidromagmática.

Además, cada ficha incluye una localización delafloramiento, una descripción del volcán con elque está relacionado, una descripción de los ma-teriales que presenta y una interpretación de lasecuencia o la morfología que se observa.

Localización de los afloramientos

Los afloramientos seleccionados pueden agru-parse, según su localización, en dos grandesgrupos: los situados en el ámbito del ParqueNatural de la Zona Volcánica de La Garrotxa y losubicados en el valle del Llémena, donde, ade-más, se incluye el volcán de la Crosa de SantDalmai.

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Figura 81. Localización de los afloramientos


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Los afloramientos

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1 Las coladas de lavade Castellfollit de laRoca

2 Las brechas piroclásti-cas del volcán delCairat

3 Los materiales masi-vos de Sant Joan lesFonts

4 La morfología del conovolcánico del volcán delMontsacopa

5 El cono de escoriasdel volcán del Croscat

6 La secuencia eruptivadel Turó de laPomereda

7 Los depósitos piro-clásticos del volcánde Santa Margarida

8 La secuencia eruptivadel volcán de Can Tià

9 La colada piroclásticadel valle de Els Arcs

10 Situación y morfologíade los conos volcáni-cos desde el PuigRodó

11 El maar del volcán delClot de l’Omera

12 La colada piroclásticadel volcán del Puigd’Adri

13 Las oleadas piroclásti-cas del volcán delPuig d'Adri

14 La morfología del vol-cán de la Crosa deSant Dalmai

15 Las oleadas y bre-chas piroclásticas delvolcán de la Crosa deSant Dalmai


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El pueblo de Castellfollit de la Roca está aunos 7 km de la ciudad de Olot, entre lariera del Turonell, al sur, y el río Fluvià, alnorte. Para llegar a Castellfollit, desde Girona, setoma la carretera N-260, que pasa porBanyoles y Besalú. En el kilómetro 45, junto alcruce con la carretera hacia Oix, se puede

disfrutar de una buena panorámica del riscalbasáltico. En este punto, donde se deja elvehículo, empieza el itinerario n.º 13 del par-que natural, que conduce a orillas del ríoFluvià (figura 82). Si se continúa unos 500metros, después de cruzar una pasarela demadera, se llega al pie del risco y se puederealizar una observación de detalle.

Las coladas de lava deCastellfollit de la Roca1

Punto de interés l Observación panorámica del riscal basálticoTipo de actividad l EfusivaTiempo de acceso a pie l 10 minutos

Localización y acceso

La columnata basáltica es el re-sultado de la superposición dedos coladas de lava y la poste-rior erosión del río Fluvià y lariera del Turonell. El afloramien-to, que presenta una altura má-xima de 50 metros y una longi-tud de 1 km, permite la obser-vación de la estructura internade las coladas.Desde hace miles de años,el risco experimenta un con-tinuo retroceso como conse-cuencia, principalmente, dela acción erosiva del Fluvià. Aesta erosión se suma el pro-ceso de gelifracción (hielo-deshielo), que se muestramucho más efectivo comoconsecuencia de la disyun-ción existente en los materia-les masivos. Estas fisurasconstituyen zonas de debili-dad donde se concentraeste proceso de meteoriza-ción, que al final provoca lacaída gravitatoria de los blo-ques. Por último, las aveni-das periódicas del río Fluviàarrastran los bloques caídos,

lo cual evita que se acumu-len en la base del risco y loestabilicen.

Castellfollit de la Roca

Figura 82. Mapa geológico esquemático de Castellfollit de la Roca


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Interpretación

Sobre el sustrato eocénico se depositaronaluviones de los ríos Fluvià y Turonell, ade-más de dos coladas de lava fluida.Hace unos 217.000 años, las lavas emiti-das por los volcanes de Batet fluyeron si-guiendo el antiguo valle del río Fluvià hastamás allá de donde hoy se encuentra SantJaume de Llierca. El segundo flujo de lavadiscurrió hace 192.000 años por lo que erael valle del Turonell, desde los volcanes deBegudà hasta la zona de Castellfollit de laRoca. En ambas coladas el enfriamiento di-

ferencial de la lava da lugar a diversos nive-les en su interior. El lapso de tiempo entrelas dos coladas está marcado por el desa-rrollo de un suelo y la acumulación de mate-riales sedimentarios que formaron un depó-sito que las separa claramente.La obstrucción de los cursos del Fluvià y delTuronell fue superada cuando las aguas deestos ríos iniciaron una acción erosiva en ellímite entre los materiales basálticos y lasrocas sedimentarias.

Descripción

La base del risco está constituida porcapas de areniscas y margas del Eoceno.Por encima hay gravas formadas porabundantes guijarros de calizas, areniscasy, excepcionalmente, alguno de basalto.Sobre estos materiales se asientan unos40 metros de basalto gris o negro. A unos9 metros del principio de los materialesvolcánicos masivos se observa un nivel,de entre 0,2 y 1,5 metros, de arcillas y pi-roclastos, fácilmente identificable porquecrece abundante vegetación herbácea (3).Este nivel divide la escarpa en dos unida-des:

a. La unidad inferior presenta tres nivelesbien diferenciados. El primero, con hábitode retracción columnar, a menudo cubier-

to por vegetación de ribera, tiene un gro-sor de 5,5 metros y está formado por pris-mas de unos 50 centímetros de diámetro.El segundo nivel muestra hábito lenticulary mide 3,5 metros de grosor. El último nivelestá formado nuevamente por prismas co-lumnares, pero en este caso la potenciano llega a un metro y el diámetro de lascolumnas es de 30 cm (1).

b. La unidad superior tiene cuatro niveles.Los tres primeros, con un grosor de unos5 a 9 metros cada uno, presentan unamarcada disyunción columnar. En la partesuperior se encuentra un nivel de 9 metrosde grosor, con una desarrollada disyun-ción esferoidal como consecuencia de sualteración (2).

Coladas de lava

Figura 83. Riscal de Castellfollit de la Roca

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El centro eruptivo del volcán del Cairat se en-cuentra en la línea de cresta de la sierra deMolera, un ramal de la sierra de Aiguanegra.Los materiales piroclásticos expulsados poreste volcán fueron explotados, durante la dé-cada de 1980, en la cantera de Can Barranc,lo cual permite observarlos en este sector endiferentes afloramientos.Para llegar a la cantera hay que seguir la ca-rretera GI-522, que va de Castellfollit de la

Roca a Sant Joan les Fonts. Un kilómetroantes de llegar a Sant Joan, hay una pistaque da acceso a la antigua extracción. Sepuede dejar el vehículo en el polígono in-dustrial que hay a mano derecha de la ca-rretera y caminar unos 100 metros por lapista hasta llegar a los afloramientos de losmateriales volcánicos que se observan enlos taludes (figura 84).

Las brechas piroclásticas delvolcán del Cairat2

Punto de interés l Afloramiento de la cantera de Can BarrancTipo de actividad l FreatomagmáticaTiempo de acceso a pie l 5 minutos


Desde Begudà o Batet seobserva el cráter delCairat, que presenta unaestructura de tipo maar.Con un cráter de unos 120metros de diámetro en-gastado en el sustrato se-dimentario eocénico, seconsidera el único volcándel parque natural consti-tuido por un solo edificiode origen freatomagmáti-co. Sus materiales piro-clásticos se extiendenprincipalmente hacia elnorte, pero también se en-cuentran al sur del centroeruptivo. La única fase deactividad eruptiva detecta-da fue de carácter freato-magmático con diversasetapas de intensidad quedepositaron un conjuntode materiales piroclásticospoco comunes en la ZonaVolcánica de La Garrotxa.

El volcán del Cairat

Figura 84. Mapa geológico esquemático del volcán del Cairat


Figura 85. Cantera de Can Barranc

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Interpretación

La actividad freatomagmática del volcándel Cairat proyectó sobre todo brechaspiroclásticas con algunos pulsos másenergéticos que generaron oleadas piro-clásticas. La situación del centro eruptivoen una línea de cresta, con fuertes pen-dientes a ambos lados, condicionó laacumulación de los materiales volcáni-cos. Así, los piroclastos expulsados sedeslizaron pendiente abajo hasta una

zona más estable, antes de su deposi-ción final. En realidad, hubo una removili-zación instantánea y continua de los piro-clastos que se acumulaban en la partealta. Durante su emplazamiento en el flan-co norte, esta avalancha de materialesfragmentarios se canalizó por una torren-tera que provocó una erosión considera-ble y arrastró parte de los sedimentosque había en el fondo de este torrente.

Descripción

La secuencia de materiales volcánicos quese puede observar reposa sobre limos y arci-llas de color marrón, que afloran junto a unapista, justo donde hay una pequeña fuente.Por encima de esas capas está el depósitovolcánico fragmentario, que destaca por sudiversidad granulométrica, con clastos demedidas que van desde milimétricas hastamétricas.La acumulación de piroclastos en esta zonatiene un grosor de unos 10 metros, y no seaprecia una estratificación clara, aunque la al-ternancia en las variaciones de la medida delos fragmentos diferencia un conjunto de ni-veles de grosor irregular. Estas capas presen-

tan cierta inclinación hacia el norte y estánafectadas por algunas fallas de movimientonormal.El análisis en detalle del depósito volcánicopermite distinguir unos fragmentos juvenilesnegros, con poca vesiculación, mezcladoscon una diversidad compositiva de líticos. Deestos, los más abundantes son las arcillas ylos conglomerados de color rojizo, que co-rresponden a la formación de Bellmunt, lasmargas azuladas de la formación deBanyoles, y las areniscas, los limos y las mar-gas de la de Bracons, correspondientes a lasecuencia sedimentaria de edad eocena.

Brechas piroclásticas


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Se propone la observación de tres afloramien-tos situados en el término municipal de SantJoan les Fonts. El del Boscarró se encuentraen la orilla derecha de la riera de Bianya y co-rresponde a una antigua cantera de basaltoque dejó de explotarse a principios de estesiglo. En esta misma riera se sitúa la antiguacantera del riscal de Fontfreda. Por último, enla orilla izquierda del Fluvià, en el Molí Fondo,la erosión del agua ha dejado al descubiertouna secuencia de coladas de lava.

Para llegar a Sant Joan les Fonts, desdeOlot, se toma la carretera comarcal GI-522en dirección a La Canya. Viniendo deGirona por la N-260, se toma esta comar-cal justo después de Castellfollit de laRoca, en un desvío a mano derecha. A losafloramientos se llega a pie, siguiendo elitinerario n.º 16 del parque natural, queempieza en la plaza mayor del pueblo,donde hay que dejar el vehículo (figura 86).

Los materiales masivos de Sant Joan les Fonts3

Punto de interés l Afloramientos del Boscarró, Molí Fondo y FontfredaTipo de actividad l EfusivaTiempo de acceso a pie l 30 minutos


La riera de Bianya desem-boca en el río Fluvià a la altu-ra de Sant Joan les Fonts.La acción erosiva de estoscursos de agua ha dejado aldescubierto la superposi-ción de tres coladas de lavaque fluyeron por los anti-guos cauces de estos ríos.Asimismo, el aprovecha-miento de los materialesmasivos basálticos a princi-pios del siglo XX supuso laapertura de canteras quepermiten observar las rela-ciones entre las diferentescoladas y su estructura in-terna y, por último, recons-truir la historia de su empla-zamiento.

Sant Joan les Fonts

Figura 86. Mapa geológico esquemático de Sant Joan les Fonts


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Descripción

El BoscarróEn este afloramiento se pueden observar di-ferentes hábitos de retracción en la últimade las tres coladas emplazadas en el valledel Fluvià. Pueden distinguirse cinco niveles:el inferior presenta una disyunción columnarclara con prismas hexagonales o pentago-nales de 20 a 40 cm de diámetro y entre 2 y3 metros de altura. Los niveles segundo ycuarto presentan un hábito en lajas. Entreestos dos se observa el tercer tramo, dondeel material masivo presenta pocas fisuras deenfriamiento. El último de los cinco niveles,justo por debajo del suelo, está mucho másalterado por la proximidad con la superficie ypresenta una marcada estructura esferoidal.Al otro lado del frente de explotación de lacantera se puede ver cómo la riera deBianya se encaja en el contacto entre losmateriales volcánicos y los materiales sedi-mentarios rojizos del Eoceno.

Molí FondoEn el cauce del río Fluvià se encuentra la pri-mera colada; encima se construyó la presa.A su derecha se observa cierta disyuncióncolumnar en el basalto, de color gris azula-do. Si caminamos por la orilla del río, en elsentido de la corriente, pisaremos unaslosas que constituyen el nivel basal de la se-gunda colada de lava (1). En algunos puntoshay pequeñas protuberancias donde se vesu base escoriácea y rugosa. En la escarpadel cauce se observa el resto de la colada,que presenta hábito columnar. Justo encimahay una capa de sedimentos formada porguijarros de areniscas y basalto, engloba-

dos por una matriz limosa (2). Por último, enla parte superior aflora la tercera colada des-crita en el Boscarró (3).

Riscos de FontfredaLos niveles que se reconocen aquí corres-ponden a la tercera colada de lava, la mismaque se observa en el Boscarró. El nivel infe-rior presenta una clara disyunción columnarcon prismas de más de tres metros de altu-ra; por encima hay un tramo de hábito lenti-cular. A diferencia del Boscarró, el paso deuno a otro muestra cierta transición.

Superposición de coladas de lava

Figura 87. Afloramiento del Molí Fondo

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Interpretación

La primera colada de lava,emitida por los volcanes deBatet, siguió el antiguo caucedel río Fluvià y llenó parte de sucuenca.

La acción erosiva del río formóun nuevo curso fluvial que ero-sionó esta colada de lava y dejósedimentos encima.

Miles de años después, elcauce del río fue de nuevo ocu-pado por una segunda coladade lava, cuya procedencia aúnno se ha podido determinar.

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Con el tiempo, el río volvió a se-dimentar materiales (limos, are-nas y guijarros) sobre la segun-da colada de lava, hasta formaruna terraza fluvial.

Hace unos 133.000 años,sobre los sedimentos del río seemplazó una tercera colada delava, que procedía del volcán dela Garrinada y se detuvo pocomás allá de donde hoy está elpueblo de Sant Joan les Fonts.

Esquema actual del Molí Fondo.

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El Montsacopa es uno de los cuatro volca-nes que hay en el núcleo urbano de Olot, si-tuado justo en el centro de la ciudad, entrelos volcanes de la Garrinada, al nordeste, yel de Montolivet, al sudoeste. En el siglo XIXse construyó en su cima la ermita de SantFrancesc y dos atalayas.

El itinerario n.º 17 del Parque Natural de laZona Volcánica de La Garrotxa empieza en elMuseo de los Volcanes y, tras cruzar toda laciudad, conduce a la parte alta del volcán (fi-gura 94). También se puede dejar el vehículoen el aparcamiento del cementerio de Olot,justo en la base del cono volcánico, dondehay una cantera y la subida hasta el cráter.

La morfología del cono volcánico delvolcán del Montsacopa4

Punto de interés l Observación del cráter del volcánTipo de actividad l EstrombolianaTiempo de acceso a pie l 10 minutos


El volcán está formado por un único edificio,de tipo cono de escorias, con una morfologíaregular. Si se bordea su cráter, puede admirar-se una buena panorámica de los volcanes dela Garrinada, Montolivet y Les Bisaroques. Alnordeste se ven los tres cráteres de laGarrinada. En la base del volcán se distingueel primero, que forma parte de un anillo detoba, de origen freatomagmático. Está casi ta-pado por el cono de escorias construido enlas fases estrombolianas posteriores, quetambién dieron lugar a los otros dos cráteresque se aprecian en la parte alta, uno en la ver-tiente sur y otro en la vertiente norte.Hacia el sudoeste está el volcán deMontolivet, formado por un cono de esco-rias, adosado a las estribaciones de la sierrade la Pinya. Tiene un cráter abierto hacia elnordeste.El volcán de Les Bisaroques, que se puedever al sudeste, se encuentra en la vertientenorte de la sierra de Batet y también presen-ta un cráter en forma de herradura. Durantesu erupción debieron de producirse fasesfreatomagmáticas, por los depósitos que en-contramos, pero fue una fase estrombolianala que formó el cono de escorias. La salidade una pequeña colada de lava que se em-plazó hacia el norte, donde hoy está elcauce del Fluvià, destruyó parcialmente el

cono en los estadios finales de su funciona-miento.Los volcanes del Montsacopa, Montolivet yla Garrinada están alineados sobre la mismafractura, aprovechada por el magma paraascender hasta la superficie.

Vista panorámica desde el Montsacopa

Figura 94. Mapa geológico esquemático de los cua-tro volcanes de Olot


Figura 95. Volcán del Montsacopa 3 lL

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Interpretación

Durante la erupción del Montsacopa se pro-dujeron como mínimo dos fases de activi-dad eruptiva: una efusiva y otra explosiva. ElMontsacopa emitió una corriente de lavaque fluyó hasta los pies de la sierra de SantValentí. Puede observarse una buena sec-ción, con hábito lenticular, en los márgenesdel campo de fútbol de Olot, aunque el itine-rario propuesto no conduce hasta ahí. Lasegunda fase fue principalmente estrombo-liana, si bien la presencia de fragmentospoco vesiculares en los niveles superiores

de la secuencia indica la existencia de algúnpulso freatomagmático. Las explosionesque se produjeron arrancaron e hicieron añi-cos parte de la colada y los fragmentos seintegraron en los depósitos de oleada piro-clástica como líticos.El desarrollo del mecanismo estrombolianoconstruyó finalmente el cono de escorias.La inexistencia de una fase efusiva final, conla emisión de una colada de lava, permitió laconservación de la morfología circular delcráter.

Descripción

El Montsacopa presenta un cráter circular,de unos 120 metros de diámetro y 12 me-tros de profundidad, y un cono de flancosinclinados con una altura relativa de 94 me-tros. El fondo del cráter es plano y actual-mente está ocupado por campos de cultivo.En los flancos sur y sudoeste del cono hayantiguas extracciones de piroclastos. Estascanteras ya se explotaban en el siglo XVI, yel material volcánico se utilizó principalmentepara la construcción. En el que hay al lado

del cementerio se pueden observar los dife-rentes niveles que se formaron durante laerupción. La mayoría están constituidos porfragmentos de medida de bloque y lapilli,con alguna bomba intercalada. Son piro-clastos juveniles que presentan una notablevesiculación. En el techo de la secuencia demateriales, algunos componentes, pese aser de magma solidificado, presentan unavesiculación incipiente y son mayoritaria-mente de tamaño de ceniza.

Morfología del cono de escorias


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El volcán del Croscat se encuentra entre Oloty Santa Pau, en una zona relativamente planarodeada por la sierra del Corb-Finestres al sur,la de Sant Julià del Mont al nordeste y el alti-plano basáltico de Batet al norte. Las cante-ras, situadas en el flanco norte del volcán,constituyen un afloramiento excepcional quepermite la observación de la estructura internade un cono de escorias.

Para llegar a Can Passavent, al pie de lascanteras, desde Olot hay que tomar la co-marcal GI-524 en dirección a Santa Pau. Enel kilómetro 7 de esta carretera, a mano de-recha, está el aparcamiento de SantaMargarida, donde se deja el vehículo. Aquíempieza el itinerario n.º 15, que conduce aesta casa, hoy acondicionada como centrode información del parque natural (figura 96).

El cono de escorias del volcán del Croscat5

Punto de interés l Afloramiento de la cantera del volcánTipo de actividad l EstrombolianaTiempo de acceso a pie l 20 minutos


Se trata del volcán más altode la Península, con 160 me-tros de altura relativa y unabase de 950 metros de diá-metro. Está formado por unúnico edificio de tipo cono deescorias y presenta una mor-fología cónica, desfiguradapor su cráter en forma de he-rradura, abierto hacia eloeste.Durante la erupción se suce-dieron tres fases eruptivas,las dos primeras de carácterestromboliano y la última efu-siva. La segunda fase es-tromboliana construyó elcono y emitió piroclastos, querecubrieron los volcanes veci-nos de Santa Margarida y delPuig de Martinyà. La fase efu-siva generó un flujo de lavade composición basaníticaque fluyó unos 6 km hacia eloeste, abrió el edificio y formóel cráter en herradura. Lashayas de la Fageda d’enJordà han crecido sobre esta

colada de superficie rugosacon numerosos montículosde lava petrificada. La data-ción de los materiales emiti-dos en la Pomereda les atri-

buye una edad de11.500±1.500 años, por loque se considera la manifes-tación más reciente delcampo volcánico catalán.

El volcán del Croscat

Figura 96. Mapa geológico esquemático del volcán del Croscat


Figura 97. Cantera del volcán del Croscat

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Interpretación

La primera fase de la erupción del Croscatfue una actividad explosiva de carácter es-tromboliano, que acumuló muy cerca delcentro emisor el depósito de escorias sol-dadas, que pueden reconocerse en labase de la secuencia de materiales obser-vados. Luego la actividad estromboliana sevolvió más explosiva y construyó el conode escorias. Al principio los piroclastos seacumulaban formando capas casi horizon-tales, pero el crecimiento gradual del conohizo que fuesen adquiriendo más pendien-te. Esporádicamente, la menor intensidad

en la salida de gases provocó la expulsiónde bombas. Por último, se produjo la emi-sión de la colada de lava que fluyó haciaponiente.Las diferentes coloraciones de los piro-clastos se deben principalmente a su alte-ración térmica. En los últimos estadios dela erupción, como consecuencia de la emi-sión de gases calientes, se dio un procesode oxidación en torno a la chimenea, quees la parte más caliente. Entonces el gris-negro original de los piroclastos se vuelverojizo u ocre.

Descripción

La cantera del volcán del Croscat, en funcio-namiento desde la década de 1950 hastaprincipios de la de 1990, constituye un aflora-miento de materiales piroclásticos de aproxi-madamente 150 metros de altura y 500 me-tros de anchura. A la derecha se observa unescalonamiento, resultado del proceso de ex-tracción, que proporciona una mejor estabili-zación de los materiales. En el lado opuesto yen la parte central, los desprendimientos sonmás frecuentes.Es fácil reconocer los diferentes niveles centi-métricos de escorias, formados por fragmen-

tos juveniles irregulares muy vesiculares y, ensu mayoría, de medida de lapilli (figura 97). Lainclinación de estos niveles aumenta desde elnúcleo hacia la parte externa del cono. En labase de la secuencia se concentran capas in-tercaladas donde las bombas son más abun-dantes. Predomina el color gris oscuro onegro, si bien los materiales del sector máspróximo al centro del edificio volcánico pre-sentan tonalidades rojizas y ocres (1).Siguiendo el recorrido por la cantera, en lazona más baja hay un nivel de escorias sol-dadas de color rojo (2).

Estructura del cono de escorias

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Al lado de Can Genís, en el Pla deMassandell, hay una antigua extracción derocas volcánicas donde se explotaban losmateriales emitidos por el Turó de laPomereda. En las paredes de la canterapuede verse una secuencia de depósitospiroclásticos y una colada de lava que losrecubre.

Para llegar aquí hay que seguir el itinerario n.º1 del parque natural en dirección a la Fagedad’en Jordà, que bordea todo el cono volcáni-co del Croscat por el norte. A la altura de CanPelat, el itinerario se bifurca y hay que conti-nuar por el camino que conduce a la carrete-ra de La Canova. A unos 20 metros está lacantera, a mano izquierda (figura 96).

La secuencia eruptiva del Turó de la Pomereda6

Punto de interés l AfloramientoTipo de actividad l Estromboliana y efusivaTiempo de acceso a pie l 30 minutos


El Turó de la Pomereda es un altozano situa-do a los pies del volcán del Croscat, uno delos cinco conos adventicios del volcán.Antes de la extracción de los materiales desu parte central, la forma de este pequeñocono volcánico era tumularia.En el mapa puede observarse la alineacióndel Turó de la Pomereda con los volcanesde Santa Margarida, del Croscat y del Puig

Astrol, que se corresponde con una su-puesta falla de orientación noroeste-su-deste.A la colada de lava que fluyó del volcán se leatribuye una edad de 11.500 años. Asípues, con las dataciones existentes hasta lafecha, se considera la manifestación másmoderna del campo volcánico catalán.

Turó de la Pomereda

Figura 98. Afloramiento de la Pomereda

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Interpretación

La erupción de la Pomereda, así como la delCroscat, se inició con una fase estrombolia-na de baja explosividad. Durante esta fasese expulsaron y depositaron, a poca distan-cia del centro eruptivo, bloques escoriáceosque, al estar en estado semifundido, se sol-daron entre sí al caer. Los depósitos resul-tantes de la erupción de la Pomereda y delvolcán vecino del Croscat constituyen elaglomerado volcánico.

La fase siguiente fue típicamente estrombo-liana y acumuló el depósito de escorias demedida de lapilli y cenizas. El grosor reduci-do de estos materiales, que en este aflora-miento se encuentran muy cerca de la bocaeruptiva, indica que esta segunda fase tuvouna duración corta. Por último, una fase efu-siva emitió una pequeña colada de lava quese emplazó en parte sobre los piroclastos.La transferencia de calor de la lava a los ni-veles de lapilli inferiores provocó la soldadu-ra de los piroclastos.

Descripción

En el sector sudeste de la cantera se obser-va el mejor afloramiento de aglomerado vol-cánico del campo volcánico catalán (figura98). Consiste en una acumulación de frag-mentos juveniles, muy vesiculares, en sumayoría de medida de bloque (bombas) ycon un porcentaje variable de lapilli. Estasescorias están soldadas y tienen una conti-nuidad hacia el sector noroeste. El conjuntoes de color gris oscuro o negro, si bien enalgunos tramos los fragmentos presentantonalidades rojizas.

Sobre estos materiales fragmentarios hay undepósito de escorias de color gris oscuro(1), de tres metros de grosor. La medida delos clastos es mayoritariamente de lapilli (2),aunque hay un aumento de los materialeshacia la parte superior. En los últimos 30 cmlos fragmentos de lapilli están soldados.Por último, hay un depósito masivo (3), conligera forma de canal, de unos dos metrosde grosor en la parte central. La base deesta pequeña colada es escoriácea y su es-tructura interna a menudo presenta disyun-ción columnar con prismas poco definidos.

Materiales fragmentarios y masivos

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Al pie de los contrafuertes de la sierra deLleixeres encontramos el volcán de SantaMargarida, uno de los más conocidos de LaGarrotxa. Muy cerca de allí pasa la carreteraGI-524 que va de Olot a Santa Pau. Justo enla base del volcán, en el kilómetro 8, hay unaparcamiento donde se puede dejar el vehí-culo, para acceder a pie al afloramiento cuyavisita se propone.Desde este aparcamiento se toma el itinerarion.º 4 del parque natural. Tras caminar unos

200 metros en dirección a Santa Pau, a manoderecha se encuentra una pista que conduceal cráter del volcán de Santa Margarida, peropara observar los materiales volcánicos deeste afloramiento hay que continuar por lapista que conduce a Mas el Cros, hasta llegaral sector este del volcán. En el talud derechode la carretera se pueden ir observando lospiroclastos, pero la mejor secuencia de depó-sitos volcánicos se encuentra tras recorrerunos 400 metros más (figura 99).

Los depósitos piroclásticos del volcán de Santa Margarida7

Punto de interés l Afloramiento de la pista de Mas el Cros Tipo de actividad l Freatomagmática y estromboliana Tiempo de acceso a pie l 15 minutos


Se trata de un edificio vol-cánico de tipo freatomag-mático que descansa sobrelas areniscas eocénicas.Destaca la morfología circu-lar del cráter, con aproxima-damente 350 metros dediámetro y 70 metros deprofundidad. Pero el conono está formado solo pormateriales volcánicos, sinoque en su borde internomeridional afloran las rocasprevolcánicas a causa delengaste del cráter por de-bajo del sustrato. En mediodel cráter hay una ermita deorigen románico, con modi-ficaciones posteriores.Durante la erupción del vol-cán de Santa Margarida seprodujo inicialmente unafase estromboliana de pocaentidad, y enseguida se de-sarrolló una actividad frea-tomagmática de violenciavariable, ocasionalmente de

escasa explosividad. La ve-getación de la zona dificultala apreciación de una pe-

queña colada piroclásticaque se encuentra en el sec-tor sudeste del volcán.

El volcán de Santa Margarida

Figura 99. Mapa geológico esquemático del volcán de Santa Margarida


Figura 100. Afloramiento de la pista de Mas el Cros

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Interpretación

Según la cartografía de los materiales volcá-nicos de este sector, se ha comprobadoque no todos los depósitos que se encuen-tran en estos afloramientos proceden delvolcán de Santa Margarida.Los niveles basales corresponden a olea-das piroclásticas expulsadas durante la fasefreatomagmática del volcán, con una dis-persión predominante hacia el este. Se for-maron como consecuencia de la interaccióndel magma con el agua del acuífero de laformación de Bellmunt (Eoceno). El SantaMargarida también originó la capa interme-dia, pero la violencia de la erupción en esta

etapa fue mucho menor. Se formó un depó-sito de caída, casi estromboliano, si bien lapresencia de algunos fragmentos líticos in-dica una leve actividad freatomagmática. Ladispersión de estos materiales es radialdesde el centro eruptivo. Por último, las es-corias de la parte superior corresponden aun depósito de caída estromboliano que noprocede de este centro eruptivo, sino delvolcán del Croscat, situado a un kilómetro.La ausencia de paleosuelo que separeestos materiales de los anteriores permitededucir que las erupciones de estos dosvolcanes fueron simultáneas.

Descripción

En el afloramiento de la pista de Mas el Crosse reconocen tres tipos de materiales volcá-nicos, que se suceden de derecha a iz-quierda a causa de la inclinación de lascapas (figura 100).Sobre un suelo limosoque constituye el sustrato prevolcánico, hayun nivel de cenizas compactadas. A conti-nuación se observan fragmentos juveniles,de color negro, y líticos, de tonos marrones-rojizos, con un notable grado de redondez(1). Después hay una capa formada por

fragmentos líticos y juveniles de medida delapilli. Los fragmentos juveniles predominan-tes son de color negro, presentan morfologí-as ligeramente redondeadas y una vesicula-ción poco desarrollada, mientras que los líti-cos son mayoritariamente de areniscas roji-zas (2). En el techo de la secuencia hay undepósito de aspecto muy similar al nivel an-terior, pero sin líticos. Se trata de un depósi-to de escorias de granulometría fina y sin es-tratificación (3).

Depósitos de caída y oleada piroclástica

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La masía de Can Tià da nombre al volcán quese encuentra cerca de la línea de cresta de lasierra del Corb-Lleixeres. Su centro eruptivoestá en la cabecera del valle de Sant Iscle deColltort, donde afloran muchos de los materia-les piroclásticos expulsados. No obstante,centraremos las observaciones en una peque-ña cantera justo al lado de Can Tià.Para acceder al punto de observación hay quedejar el vehículo en el aparcamiento de delante

de Can Xel, en el kilómetro 5 de la carretera GI-524 que va de Olot a Santa Pau. Desde allí hayque caminar aproximadamente una hora, si-guiendo el itinerario n.º 5 del parque natural,que nos llevará directamente a nuestro objetivo(figura 101). Durante la subida se pueden ir ob-servando los sedimentos eocénicos constitui-dos por areniscas, inicialmente rojizas y marro-nes en el tramo superior, de las formaciones deBellmunt y Folgueroles, respectivamente.

La secuencia eruptiva del volcán de Can Tià8

Punto de interés l Afloramiento de Can TiàTipo de actividad l Freatomagmática y estrombolianaTiempo de acceso a pie l 60 minutos


Este volcán, situado junto alos centros eruptivos deFontpobra y de la Tuta, pre-senta un edificio volcánico detipo maar, con un cráter deexplosión circular de unos270 metros de diámetro. Sumorfología está representadapor una hondonada, de unos20 metros, con el fondoplano, actualmente ocupadapor pastos. El cono, de pocaaltura, presenta su máximodesarrollo hacia el sur.Durante la erupción del volcánde Can Tià no hubo fases efu-sivas, por lo que todos losmateriales emitidos son detipo piroclástico. Abundan losde origen freatomagmático,pero también los hay que sonproducto de actividad eruptivaestromboliana. La máximaacumulación de depósitos pi-roclásticos se da en la riera deSant Iscle, donde encontra-mos toba volcánica, posible-mente originada por una cola-da piroclástica.

El volcán de Can Tià

Figura 101. Mapa geológico esquemático del volcán de Can Tià


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Interpretación

La erupción del volcán de Can Tià se iniciócon una fase de actividad estromboliana (fi-gura 103a). Esta primera fase formó un edifi-cio de tipo cono de escorias como conse-cuencia de la deposición de los piroclastosde caída escoriáceos.Cuando disminuyó la presión en el conduc-to volcánico, el magma pudo interaccionarcon el acuífero de la formación deFolgueroles, dando lugar a una actividad detipo freatomagmático (figura 103b). En estasegunda fase, la erupción se vuelve másviolenta y expulsa brechas y oleadas piro-clásticas. Las explosiones en el centro erup-tivo destruyeron el cono de escorias y se ini-ció la construcción del maar. El ahonda-miento de la zona de interacción agua-magma permitió la participación en la activi-dad freatomagmática del acuífero de la for-mación de Bellmunt (figura 103c). En estafase de la erupción se formó una colada pi-roclástica, además de varios flujos de tipooleada y brecha.

Descripción

En la secuencia de depósito de la cantera deCan Tià (figura 102), de unos 10 metros depotencia, se reconocen básicamente dosconjuntos de materiales fragmentarios.En la base, con un grosor de 6 metros, hay undepósito de escorias de color negro donde

no se observan capas. Está formado por frag-mentos de medida de lapilli y bloque, con unavesiculación muy notable. Esporádicamentehay algunos clastos líticos que pueden llegara ser de dimensiones decimétricas (1). Encima hay una serie de capas donde alter-nan las brechas y las cenizas. Aquí los frag-mentos juveniles, ligeramente redondeados,presentan una vesiculación incipiente. Losfragmentos líticos más abundantes en los pri-meros niveles son los de color marrón, que secorresponden con las areniscas eocénicasde la formación de Folgueroles. En las bre-chas y cenizas del tramo superior, los líticosdominantes también son areniscas, pero eneste caso de color rojizo, y proceden de la for-mación de Bellmunt, de la misma época geo-lógica (2).Por último, hay un depósito de toba volcánicamuy compacta que se puede seguir más deun kilómetro hacia abajo (3).

Secuencia eruptiva

Figura 102. Afloramiento de Can Tià

Figura 103. Secuencia eruptiva del volcán de Can Tià

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En la vertiente norte de la sierra de Finestresestá la riera de Els Arcs, que da nombre al vallepor el cual discurre. En el fondo del valle se lo-calizan una serie de afloramientos discontinuosde materiales volcánicos. Uno de los lugaresdonde pueden observarse es en el cauce de lariera, a la altura de Mas el Carrer.

Para acceder a este punto, hay que dejar el ve-hículo en Santa Pau y seguir el itinerario n.º 7 delparque natural en dirección al valle de Els Arcs.Al llegar a Mas el Carrer, hay que continuar unos10 metros y, a mano derecha, se encuentra unsendero que conduce hasta la riera donde sepueden realizar las observaciones (figura 104).

La colada piroclástica del valle de Els Arcs9

Punto de interés l Afloramiento de Mas el CarrerTipo de actividad l FreatomagmáticaTiempo de acceso a pie l 60 minutos


No se ha identificado el centro eruptivo deeste volcán y tan solo se encuentran los de-pósitos piroclásticos que expulsó. Es posi-ble que el punto de emisión de estos mate-riales se encuentre sobre la fractura de di-rección norte-sur que controla la morfologíadel valle de Els Arcs. Lo que resulta eviden-te es que el cráter se sitúa por encima de lacota 475, límite superior de los depósitos pi-roclásticos. Los numerosos sedimentos alu-viales y de piedemonte procedentes de lavertiente norte de la sierra de Finestres quese han acumulado en la parte alta de la rierahacen pensar que el aparato volcánico estátotalmente cubierto.El volcán de Sant Jordi tuvo diversas fasesde actividad. La última generó un depósitode unos 1.700 metros de longitud, comomínimo, y una anchura máxima aflorante de350 metros. Su grosor máximo se encuen-tra en la parte alta, con unos 7,5 metros. Enla zona de confluencia entre el río Ser y lariera de Els Arcs, este depósito desaparece,al quedar cubierto por las coladas de lavaprocedentes de otros volcanes del valle deSanta Pau.

El volcán de Sant Jordi

Figura 104. Mapa geológico esquemático del vallede Els Arcs


La erosión provocada por la riera de Els Arcspermite ver una secuencia completa de losmateriales expulsados por el volcán de SantJordi. En esta parte alta del valle, los mate-riales piroclásticos descansan sobre unasgravas con guijarros de areniscas y una ma-triz de arena y limos.Se distinguen tres depósitos fragmentariosen los que pueden identificarse doce niveles(figura 105). En la base está el primer depósi-to, constituido por dos capas muy compacta-das, de 5 cm cada una, con fragmentos demedida de ceniza juveniles y líticos (areniscasrojizas de la formación de Bellmunt).En la superior hay algunos clastos más bas-tos, de medida de lapilli (1). Por encima hayun depósito formado por escorias, con algu-nas pasadas de cenizas de componentesjuveniles y los mismos líticos rojizos (2). El úl-timo depósito está constituido por cuatrocapas, con un grosor total de 7,5 metros.Hay dos capas en la base, de unos 5 cm depotencia cada una, formadas por clastos demedida de lapilli y ceniza, con componentesjuveniles y líticos de rocas sedimentarias roji-zas. Los niveles que más llaman la atenciónson los dos que coronan la secuencia, con2 y 4 metros de grosor, respectivamente.Ambos son tobas volcánicas con fragmen-tos juveniles y líticos de medida centimétrica,

y algunos decimétrica, englobados por unamatriz de cenizas alteradas de color rojizo (3).La base de la última capa es erosiva y pre-senta un techo plano.

Figura 105. Afloramento del Carrer

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Interpretación

Las manifestaciones freatomagmáticas fueronlas más importantes en la erupción del volcánde Sant Jordi, durante la que se sucedieroncomo mínimo tres fases de actividad.En la primera, la interacción agua-magma diolugar a oleadas piroclásticas que formaron eldepósito de la base. Luego se interrumpió elfreatomagmatismo y hubo una fase estrom-boliana que expulsó las escorias. Duranteesta fase pequeñas cantidades de agua en-traron en el conducto y provocaron pequeñosflujos piroclásticos.

Cuando terminaba la erupción, se reactivó elfreatomagmatismo y se generó una coladapiroclástica que se encajó en la antigua rierade Els Arcs. Los dos niveles de toba de estedepósito corresponden a dos pulsos quehubo durante la fase de formación del flujo pi-roclástico. El emplazamiento de este flujo agran velocidad provocó una importante in-gestión de aire frío en la parte delantera. Sucalentamiento instantáneo por la alta tempe-ratura del flujo provocó explosiones continuasque crearon oleadas piroclásticas, que seemplazaron en los niveles que forman la basedel tercer depósito.

Descripción

Colada piroclástica

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Situación y morfología de los conos volcánicos desde el Puig Rodó10

Punto de interés l Observación panorámica desde el miradorTipo de actividad l Estromboliana y efusivaTiempo de acceso a pie l 20 minutos


Subiendo por la pista que conduce aXenacs hay una buena panorámica delvalle de En Bas (1). Esta llanura agrícolatiene origen lacustre. La colada de lavaemitida por el volcán del Croscat fluyóhasta el cauce del río Fluvià. La obstruc-ción del curso del río formó una presa na-tural que dio lugar a un lago de presa vol-cánica. Con el tiempo, los sedimentosprocedentes de la erosión de las vertien-

tes rellenaron el lago. Durante el siglo XVIIIesta llanura con lagunas y marjales se ter-minó de drenar para poderla aprovecharagrícolamente.Desde el Puig Redon se puede descubrirla colada del Croscat en el paisaje por lamasa boscosa que la cubre, gran parte dela cual corresponde a la Fageda d’enJordà (2).

El valle de En Bas

Figura 106. Panorámica desde el Puig Rodó, en Xenacs

El Puig Rodó, con una altura de 909 metros, se alzaen el extremo oeste de la sierra del Corb. Acoge elÁrea Recreativa de Xenacs y es uno de los lugarescon mejores vistas del Parque Natural de la ZonaVolcánica de La Garrotxa. Desde esta zona se pue-den observar las grandes unidades del relieve, comoel Pirineo axial, el Prepirineo y el Subpirineo, ademásde disfrutar de una panorámica bastante completade la fosa de Olot y el valle de En Bas (figura 106).Para acceder desde Olot, se toma la carretera C-152y, pasado el pueblo de Les Preses, a unos 300 me-

tros a mano izquierda se encuentra una pista queconduce al Puig Redon. Al cabo de unos 5 km sellega al aparcamiento del área recreativa, donde hayque dejar el vehículo. Desde este punto se sigue uncamino señalizado que va hasta el mirador del PuigRedon. La pista no es practicable para los autobusesy está cerrada a los vehículos los días laborables,pero se puede solicitar autorización de acceso alAyuntamiento de Les Preses. También se pude subira Xenacs a pie por los itinerarios n.º 10 y 11 del par-que natural, que parten del pueblo de Les Preses.

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Volcán deMontolivet

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Volcán delRacó

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Grandes unidades del relieve

Es el relieve deprimido limitado por la AltaGarrotxa al norte, la sierra del Corb al sur, la sie-rra de Sant Julià del Mont al este y los relievesdel Collsacabra y del Puigsacalm al oeste. En elfondo y los márgenes de esta fosa, de origentectónico, se localizan la mayor parte de los vol-canes de La Garrotxa.Todos los valles que se pueden observar sonde fondo plano, ya que han sido rellenados porcoladas de lava emitidas durante las erupcio-nes o por sedimentos acumulados en los lagosde presa volcánica. Desde el Puig Redon sepuede admirar casi todo el sector norte de la

zona volcánica de La Garrotxa. Se pueden verbien catorce volcanes (8) de los cuarenta queincluye el parque natural. Un rasgo característi-co de los edificios volcánicos es su morfologíacónica y la forma de sus cráteres, ya sean cir-culares o en forma de herradura. Están recu-biertos por bosque y casi siempre resaltanentre los campos de cultivo que se extiendenen sus bases. Destaca el altiplano de Batet (9),al nordeste, formado por la acumulación de su-cesivas coladas de lava emitidas por los volca-nes más antiguos de la zona, la mayoría de loscuales están hoy erosionados.

La fosa de Olot

En un día claro se puede ver gran parte dela comarca de La Garrotxa, así como secto-res de El Ripollès al oeste y de El Pla del’Estany y L’Alt Empordà al este. Mirandohacia el norte se distinguen:

a. Pirineo axial (3): Corresponde a los re-lieves que se ven en último plano. Estáncompuestos por rocas antiguas delPaleozoico que forman los picos más eleva-dos, nevados buena parte del año.

b. Prepirineo y Subpirineo (AltaGarrotxa) (4): Representados por cordillerascon alturas comprendidas entre 1.000 y1.500 metros que se pueden ver por delan-te del Pirineo axial. Están constituidas bási-

camente por rocas de edades eocénicasque se vieron afectadas por plegamientosintensos y fallas durante la orogenia alpina.

c. Serralada Transversal: Son los relievesmás próximos, de los que forma parte lapropia sierra del Corb (5), integrados exclu-sivamente por rocas de edad eocénica. Setrata de una serie de bloques elevados yhundidos, producto de un sistema de fallasnormales. El Collsacabra, al este, y elPuigsacalm (6), al oeste, son las cumbresmás altas que se observan.

Por otro lado, toda la zona deprimida que seve en primer plano, al norte, corresponde ala fosa de Olot (7).

Volcán delMontsacopa

Volcán de laGarrinada

Volcán de LesBisaroques

Volcanes deCabrioler

Volcán delPuig Astrol

Volcán dePujalòs

Volcán del Puig de la Garsa

Volcán delCroscat

Volcán delPuig Jordà

Volcán del Puig de la Costa

Volcán de Santa

Margarida

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El Mas de la Pallonera se encuentra dentrodel Clot de l’Omera, una depresión circularsituada a la izquierda de la riera deLlémena, entre el pueblo de Llorà y El Plade Sant Joan. Desde Girona se accedepor la carretera GI-531, que atraviesa elvalle de Llémena. En el kilómetro 15 deesta carretera, antes de llegar a El Pla deSant Joan, hay una pista que conduce al

Mas de la Pallonera (figura 107). Hay quedejar el vehículo en El Pla de Sant Joan ybajar por esta pista hasta encontrar unazona libre de árboles desde donde hayauna buena panorámica del Clot del’Omera. Si se sigue bajando, antes de lle-gar a la masía se encuentra un torrente queofrece un buen afloramiento de materialesvolcánicos.

El maar del volcán del Clot de l’Omera11

Punto de interés l Observación panorámica del cráterTipo de actividad l FreatomagmáticaTiempo de acceso a pie l 5 minutos


Es un edificio volcánico de dimensiones re-ducidas, parcialmente recubierto por unacolada de lava del volcán del Puig de laBanya del Boc (figura 107). Este último estáadosado a la vertiente sur de la sierra deBoratuna, justo sobre la falla de Llorà, quepone en contacto los materiales sedimenta-rios terciarios con los metamórficos paleo-zoicos. Durante la formación del Puig de laBanya del Boc se sucedieron diversasfases eruptivas. La actividad inicial fue frea-tomagmática, luego estromboliana y, por úl-timo, efusiva. Durante la etapa freatomag-mática se expulsaron los piroclastos queafloran, principalmente, en los márgenesdel torrente de Bosquerós y de la riera deLlémena. Coetáneamente a estas primerasfases freatomagmáticas se produce laerupción del volcán del Clot de l’Omera. Acontinuación, la fase estromboliana del Puigde la Banya del Boc edificó un cono de es-corias, formado por lapilli y bombas, con uncráter de forma elíptica. Por último, la activi-dad efusiva emitió tres coladas de lava. Dosde estas coladas se encajaron en los anti-guos cauces de los torrentes deBosquerós, en dirección sudoeste, y deCan Pere Boé, en dirección este. Una ter-

cera colada se emplazó en sentido sur,hasta el cauce de la riera de Llémena.Sobre esta última colada hoy se alza El Plade Sant Joan. Justo al lado de El Pla está elClot de l’Omera, separado del centro erup-tivo del Puig de la Banya del Boc por la co-lina metamórfica de Rasos de Llorà.

El volcán del Clot de l’Omera

Figura 107. Esquema geológico del volcán del Puigde la Banya del Boc y del volcán del Clot de l’Omera


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Interpretación

El edificio volcánico del Clot de l’Omera, detipo maar, se formó a partir de una únicafase eruptiva freatomagmática. La extensiónpredominante de las proyecciones hacia elsur estuvo condicionada por la barrera quesupusieron, para los flujos piroclásticos, lasmarcadas pendientes de la colina de Rasosde Llorà, al norte del volcán. Sin embargo,esta asimetría también puede responder a lainclinación de la fractura por donde ascen-dió el magma. La morfología plana del fondode este cráter es producto del desprendi-miento de bloques de materiales piroclásti-cos que formaban los márgenes del cráterhacia su interior. Uno de estos bloques noterminó de inestabilizarse, pero su movi-miento queda patente en la cicatriz de lafractura circular que corresponde al torrentede detrás del Mas de la Pallonera.La marcada alternancia de depósitos de ce-nizas y brechas se debe a los diferentes pul-sos durante la erupción del volcán. Algunosde los depósitos tienen un elevado porcen-taje de fragmentos líticos, lo cual permiteatribuirlos a pulsos prácticamente freáticos.El hecho de que la mayoría de los líticossean metamórficos hace suponer la existen-cia de un acuífero importante en el sustratoformado por estas rocas.

Descripción

El rasgo más significativo de este volcán es elcráter de explosión de su único edificio volcá-nico. Está adosado a la vertiente meridionalde la colina de Rasos de Llorà y en las pare-des internas afloran los materiales metamórfi-cos, por debajo de los depósitos piroclásticosexpulsados. Así, el cráter, excavado por de-bajo de la superficie topográfica preeruptiva,presenta un fondo plano y sus dimensionesson de unos 500 metros de diámetro y unos20 metros de profundidad (figura 108).Actualmente una galería de drenaje impideque la depresión se llene de agua.Resulta difícil observar el cono del edificio vol-cánico, recubierto en parte por una colada delava, pero hay una secuencia de depósitos pi-

roclásticos alrededor del cráter de explosión,que aumentan de grosor y de extensión desdeel margen norte hasta el sur. Detrás del Mas dela Pallonera, en un pequeño torrente, se puedever una secuencia de materiales piroclásticosde hasta 10 metros de espesor, constituidapor una sucesión de depósitos de brechas ycenizas. La composición de estos depósitoses muy heterogénea, tanto en cuanto a la gra-nulometría como en cuanto al tipo de fragmen-tos líticos que lo componen. Estos líticos, engeneral muy angulosos, son de rocas meta-mórficas (esquistos y mármoles, entre otros).También se encuentran mezclados fragmen-tos de basalto, escasos en algunos depósitos,y poco vesiculares en general.

El Maar

Figura 108. Volcanes del Clot de l’Omera y del Puigde la Banya del Boc

Clot del’Omera

Puig de la Banyadel Boc


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La fuente de la Torre está en Canet d’Adri(Gironès), en el punto donde confluye lariera de Rocacorba y el torrente del Rissec(figura 109). Para llegar aquí, desde Gironahay que tomar la carretera GI-531 en direc-ción al valle de Llémena. Una vez pasada lapoblación de Sant Gregori, a unos 3 km seencuentra el desvío de la carretera GIV-

5313 que va a Canet d’Adri. La calle quehay a mano izquierda, unos 300 metrosdespués de salir del núcleo principal delpueblo, conduce al Mas de la Torre. Al ladode esta masía, donde se puede dejar el ve-hículo, hay un sendero que conduce hastala fuente de la Torre, en el cauce de la rierade Rocacorba.

La colada piroclástica del volcán del Puig d'Adri

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Punto de interés l Afloramiento de la fuente de la TorreTipo de actividad l FreatomagmáticaTiempo de acceso a pie l 5 minutos


Se encuentra a los pies dela sierra de Rocacorba,entre los pueblos de Canetd’Adri y Adri. Es el másoriental de los volcanes delvalle de Llémena y está atan solo 7 km de Girona.Pueden reconocerse tresedificios volcánicos super-puestos(figura 109) que seconstruyeron durante lasdiferentes fases eruptivas.Un cono de escorias, conuna altura de 408 metrossobre el nivel del mar, es elque más destaca; se ve fá-cilmente al llegar al pueblode Canet d’Adri, justo de-trás de la iglesia.Los productos de la activi-dad freatomagmática sonmuy numerosos y variados.Su dispersión fue notable,ya que se han localizadoafloramientos a distanciasde hasta 5 km del centroemisor. Una emisión delava, en el estadio final dela erupción, generó una co-lada que llegó hasta el pue-

blo de Domeny, cerca deGirona, con un recorrido deunos 11 km.

El volcán del Puig d’Adri

Figura 109. Esquema geológico del volcán del Puig d’Adri


La presencia de abundantes fragmentos líti-cos y los estudios paleomagnéticos que handeterminado una temperatura de emplaza-miento de estos materiales superior a 550 °Cevidencian que este depósito es producto deuna fase eruptiva freatomagmática del volcándel Puig d’Adri. Por otro lado, la forma alarga-da y su sección en canal hacen pensar quese trata de un depósito de colada piroclásticaque rellenó un antiguo valle.Así, durante esa fase freatomagmática, unacantidad significativa de agua interaccionócon el magma y las explosiones resultantes

emitieron un flujo denso en piroclastos canali-zado por la antigua riera de Canet. Por otrolado, los sucesivos pulsos durante esta fasegeneraron una serie de subflujos que origina-ron los incipientes niveles que se observandentro del depósito. Con posterioridad a ladeposición de este flujo piroclástico, una cola-da de lava cubrió esos materiales. Pero el tra-bajo de las aguas de la riera y los torrentes,que buscan nuevamente su perfil de equili-brio, ha erosionado todos estos productosvolcánicos y ha dejado al descubierto la se-cuencia de depósitos (figura 111).

En la fuente de la Torre pueden verse mate-riales volcánicos compactados (toba volcá-nica). Se trata de un depósito donde se dis-tinguen piroclastos juveniles y líticos, de me-dida milimétrica, rodeados por una matrizfina de color marrón rojizo. Los fragmentosjuveniles, negros, son de composición ba-sáltica y poco vesiculares. Los líticos másabundantes son los de areniscas rojas, aun-que también hay de margas azules y algu-nos de calizas de color gris claro.A pesar de la unidad compositiva del depó-sito, pueden reconocerse diferentes niveles.La erosión, más eficiente en los límites entreestas capas, ha dado lugar a un escalona-miento del afloramiento.Esta toba aflora a lo largo de la riera deCanet, hasta unos 3 km aguas abajo de lafuente de la Torre, y llega a tener grosoresde más de 20 metros. Sobre este depósitofragmentario hay una colada de lava, que sepuede observar claramente en el margen iz-quierdo del torrente de Rocacorba o en elsendero de acceso a esta zona.

La acción erosiva a lo largo del tiempo de lariera de Canet y de los torrentes deRocacorba y del Rissec ha dado lugar aunas pozas profundas de morfologías alveo-lares, únicas en el campo volcánico catalán.

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Figura 110. Fuente de la Torre

Figura 111. Etapas en la formación del afloramiento de la fuente de la Torre

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Interpretación

Descripción

Colada piroclástica


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En el sector sudeste del volcán del Puigd’Adri hay un alcornocal conocido como laSureda d’en Toscà, donde afloran buenosejemplos de depósitos de oleadas y brechaspiroclásticas. Para llegar aquí, desde Gironase toma la carretera GI-531 y, unos 3 kmdespués del pueblo de Sant Gregori, se en-cuentra el desvío de la carretera GIV-5313que conduce hasta Canet d’Adri (figura 112).

Dentro del mismo pueblo, hay que tomaruna carretera que conduce al núcleo deCollsacarrera. Unos 400 metros antes dellegar a Collsacarrera, a mano derechaarranca una pista que conduce a CanToscà. En este punto se puede dejar el vehí-culo y, tras caminar unos 25 metros por lapista, detrás del talud izquierdo afloran losmateriales que se propone observar.

Las oleadas piroclásticas del volcán del Puig d'Adri13

Punto de interés l Afloramiento de la Sureda d’en ToscàTipo de actividad l FreatomagmáticaTiempo de acceso a pie l 15 minutos


Este volcán tuvo cinco fasesde actividad eruptiva. La pri-mera fue muy explosiva y decarácter freatomagmático,con acumulación de unagran cantidad de brechas ycenizas. En esta etapa de laerupción se formó el anillode toba –edificio 1– (figura112). Dos conos de escorias–edificios 2 y 3– resultantesde fases estrombolianas pos-teriores se superponen y re-cubren parcialmente aquellaprimera construcción. El diá-metro del cráter de explosióndel anillo de toba es de850 metros y los materialesque forman el cono afloran alo largo de la carretera que vade Canet d’Adri al núcleo deCollsacarrera. En el aflora-miento de la Sureda d’enToscà es donde se puedenobservar los mejores ejem-plos de estos depósitos frea-tomagmáticos.

Erupción del volcán del Puig d’Adri

Figura 112. Mapa geológico esquemático del Puig d’Adri


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Interpretación

Aunque en este afloramiento no se puedenobservar, debajo del depósito de escorias haymás materiales resultantes de la actividad fre-atomagmática. Así pues, estas escorias pro-pias de fases estrombolianas corresponden auna interrupción de la actividad freatomagmá-tica al principio de la erupción del volcán delPuig d’Adri. Los materiales escoriáceos nor-malmente solo se encuentran formando partede un cono de escorias, por lo que su locali-zación en este afloramiento, lejos del centroeruptivo, solo se puede explicar por la removi-lización de las escorias como consecuenciade explosiones freatomagmáticas posteriores.

Los niveles de cenizas que se encuentran acontinuación se formaron durante los pulsosde la fase freatomagmática y su laminaciónindica una elevada energía del flujo que lasemplazó. Estos materiales son depósitos deoleadas piroclásticas, cuya compactaciónindica que, en el momento de su deposi-ción, parte del vapor de agua que contenía elflujo se condensó, motivo por el cual secompactaron.El conjunto de brechas que corona la se-cuencia de materiales corresponde a unaserie de pulsos de menos energía dentro dela fase freatomagmática.

Descripción

En un tramo de unos 20 metros se puedenver materiales dispuestos en capas que pre-sentan unos rasgos característicos. Su obser-vación en detalle permite agrupar estos nive-les en tres conjuntos (figura 113). En la base de la secuencia hay un depósitode escorias formado, casi exclusivamente,por fragmentos juveniles negros muy vesi-culares de medida de lapilli (1). Dentro deeste depósito no hay niveles, pero en laparte superior aparecen gradualmente algu-nos fragmentos líticos centimétricos angulo-sos mezclados, donde prevalecen las are-niscas rojas.Cubriendo las escorias hay una serie de ni-veles de cenizas de grosores milimétricos yun grado de compactación importante (2).Esta cementación hace que este conjuntode capas resalte positivamente dentro delafloramiento. Las dimensiones ínfimas de losfragmentos no permiten identificarlos a sim-ple vista. Con la ayuda de una lupa se puedecomprobar que estas cenizas contienen unagran proporción de fragmentos líticos de are-niscas rojas y algunos de margas. Destacala marcada laminación de las cenizas, a me-nudo cruzada de bajo ángulo. Entre los nive-

les de cenizas a veces hay algunas pasadasde granulometría más basta.Por último, en el techo se distinguen variascapas de brechas piroclásticas. El mayor ta-maño de los piroclastos evidencia la existen-cia de los mismos fragmentos líticos que enlas cenizas (3). Estos niveles son más gruesosy los fragmentos que los componen estánmucho más sueltos. Hay cierta laminación, amenudo marcada por la presencia de pasa-das de cenizas.

Depósitos piroclásticos de la Sureda d’en Toscà

Figura 113. Oleada piroclástica de la Sureda d’enToscà

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En la cantera de Can Guilloteres se explota-ban los piroclastos del volcán de la Crosa deSant Dalmai, situado entre los pueblos deAiguaviva, Estanyol y Sant Dalmai, a caballode las comarcas de La Selva y El Gironès.Para llegar aquí desde Girona hay que tomarla carretera de Santa Coloma (GI-533) quepasa por Aiguaviva. Después del cruce hacia

Estanyol, aproximadamente a 1 km a manoderecha, hay una explanada de donde sehabían extraído materiales volcánicos. En lazona más alejada de la carretera se puedesubir a una lometa de unos 5 metros de altu-ra formada por piroclastos, desde donde sepuede disfrutar de unas buenas vistas delcráter de la Crosa de Sant Dalmai.

La morfología del volcán de la Crosa de Sant Dalmai

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Punto de interés l Vista panorámica desde la cantera de Can GuilloteresTipo de actividad l FreatomagmáticaTiempo de acceso a pie l 5 minutos


Se sitúa en el límite entre ladepresión de La Selva, relle-na de sedimentos pliocéni-cos y cuaternarios, y el ex-tremo meridional de laSerralada Transversal, for-mada en esta zona porrocas graníticas y metamór-ficas de contacto paleozoi-cas. La erupción de la Crosade Sant Dalmai fue funda-mentalmente de carácterfreatomagmático, con unaúltima fase de actividad es-tromboliana. No se conocela edad exacta de este vol-cán, pero, si bien se localizaen La Selva, donde lasrocas volcánicas tienen eda-des superiores a los dos mi-llones de años, su buen es-tado de conservación hacepensar que la erupción seprodujo hace tan solo haceunos cientos de miles deaños. La Crosa de SantDalmai se considera uno delos volcanes más especta-culares de Cataluña por su

morfología y sus grandes di-mensiones.La escasa altura de los edifi-cios volcánicos y el hechode encontrarse en una zonarelativamente llana dificultanla observación de su forma.

El volcán de la Crosa de Sant Dalmai

Figura 114. Volcán de la Crosa de Sant Dalmai

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Las morfologías descritasresponden a los edificiosvolcánicos que constituyenla Crosa de Sant Dalmai.Con el análisis de los depó-sitos volcánicos y de los se-dimentos que se encuentranen este sector, se interpre-tan una serie de etapas quedan lugar al relieve actual.La fase más importante dela erupción de este volcánfue la inicial, de tipo freato-magmático, durante la cualse construyó un edificio vol-cánico de tipo maar, con ungran cráter de explosión. Alprincipio el cráter era muchomás pequeño que ahora (fi-gura 115a). A medida quelas explosiones causadaspor la interacción del aguacon el magma se produje-ron a mayor profundidad (fi-gura 115b), su diámetro au-mentó. El desprendimientode materiales piroclásticosde las paredes internas delcráter hacia el centro deeste acentuaron su ensan-chamiento.

Al agotarse la actividad fre-atomagmática, hubo unafase estromboliana queconstruyó un cono de es-corias sobre el borde nortedel maar (figura 115c). Elcráter de este edificio vol-cánico está abierto hacia elsudeste, posiblemente porla salida de una pequeñacolada de lava en los esta-dios finales de la erupción(figura 115d).Cuando se acabó la activi-dad volcánica, la depresiónconstituida por el cráter deexplosión se llenó de agua yse formó un lago. Empezóentonces un lento procesode relleno por la deposiciónde sedimentos lacustres ycoluviales (figura 115d). En laactualidad este lago cuentacon un sistema de drenajeantrópico a partir de dos ga-lerías que atraviesan el conovolcánico.

Figura 115. Secuencia eruptivadel volcán de la Crosa de SantDalmai

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Interpretación

Descripción

La panorámica desde lo alto de la colina en elsentido este permite observar una depresiónde planta circular con un diámetro máximo de1.250 metros. El fondo de esta hondonada,de unos 800 metros de anchura, es llano yestá por debajo de la rasante topográfica ori-ginal. En la actualidad está ocupada porcampos de cultivo y arboledas. Una alinea-

ción de colinas, cubiertas por bosques depino y encina, rodea esta zona deprimida.En la parte septentrional y adosada al anillode colinas, se distingue una elevación que seadentra ligeramente hacia el interior de la de-presión (1). Con la ayuda de la fotografíaaérea (figura 114) se comprueba que tieneforma de herradura.

Morfología de los edificios volcánicos


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La Crosa de Sant Dalmai se encuentra entrelos pueblos de Aiguaviva, Estanyol y SantDalmai, a caballo de las comarcas de LaSelva y El Gironès. Para llegar desde Gironahay que tomar la carretera de Santa Coloma(GI-533) que pasa por Aiguaviva. En el kiló-metro 10 de esta carretera, antes de llegar aSant Dalmai, hay una pista a mano izquierda

donde se puede dejar el vehículo (figura 110).Desde allí habrá que caminar unos 200 me-tros, en sentido norte, por el camino que atra-viesa un campo de avellanos para llegar a laantigua extracción de piroclastos de CanCosta. No es difícil encontrar el afloramientode materiales volcánicos, pues mide unos400 metros de longitud y 20 metros de altura.

Las oleadas y brechas piroclásticas del volcán de la Crosa de Sant Dalmai

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Punto de interés l Afloramiento de la cantera de Can CostaTipo de actividad l FreatomagmáticaTiempo de acceso a pie l 5 minutos


El cono del volcán de laCrosa de Sant Dalmai estáformado por una secuenciade depósitos piroclásticos,con buzamientos muy laxos,que se extienden radialmentealrededor del cráter. La alturadel cono es de 203 metrossobre el nivel del mar en elsector oeste (colina de SantLlop), con un grueso superiora los 50 metros de materialesfragmentarios. Al oeste la al-tura no supera los 200 me-tros y el grosor del conjuntode depósitos es de unos 30metros.Las explosiones freatomag-máticas expulsaron y distri-buyeron asimétricamente lamezcla de fragmentos demagma y rocas del encajan-te. Hacia el este, la disper-sión llegó hasta más allá dedonde hoy está Vilablareix,superando los 3,5 km, mien-tras que hacia el oeste losmateriales volcánicos tansolo alcanzaron unos pocoscentenares de metros. Esta

asimetría en el emplazamien-to de los flujos de materialesresponde a la diferente com-petencia (resistencia de losmateriales a ser arrancadospor las explosiones) del sub-suelo. Precisamente el sec-tor este es donde se en-cuentran los sedimentos

pliocenos, que son menoscompetentes que las rocasmetamórficas y graníticas. Lainclinación del conducto vol-cánico hacia el este quizátambién supuso una proyec-ción preferencial de los pro-ductos volcánicos en esesentido.

Depósitos freatomagmáticos de la Crosa de Sant Dalmai

Figura 116. Mapa geológico esquemático del volcán de la Crosa de Sant Dalmai


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Interpretación

Durante la fase freatomagmática de la Crosade Sant Dalmai se sucedieron una serie depulsos, cada uno de los cuales formó uno odos niveles de la secuencia. La secuenciade depósitos de brechas y cenizas interca-lados se puede interpretar a partir de la dis-ponibilidad de agua en la zona de interac-ción con el magma. En los pulsos eruptivosfreatomagmáticos se pueden diferenciartres estadios:

1. El acuífero fue capaz de aportar agua su-ficiente para una interacción agua-magmaóptima. En este primer estadio se vaporizóuna gran cantidad de agua y se generó unaoleada piroclástica, que dio como resultadoel depósito de cenizas (figura 117; por ejem-plo, nivel 2).

2. El agua disponible tras el estadio anteriorera menor, por lo que la relación agua-magma fue más baja. Por este motivo, la ex-plosión que se produjo fue menos efectiva ygeneró un depósito de brecha piroclástica(figura 117; por ejemplo, nivel 3). Al final de

este estadio, la presencia de agua en lasrocas del encajante era prácticamente nula.

3. En el tercer estadio, el acuífero se recar-gó y realimentó la zona de interacción con elmagma hasta llegar a un punto en que huboagua suficiente para producir una nueva ole-ada piroclástica.

Estos tres estadios se fueron repitiendo su-cesivamente, en intervalos cortos de tiem-po, hasta formar la secuencia de depósitospiroclásticos que se observa en el aflora-miento. Cabe suponer que el ascenso delmagma fue continuo durante las diferentesfases y, por lo tanto, la recarga del acuífe-ro, con el que interaccionaba el magma,fue lo suficientemente rápida para mante-ner la actividad eruptiva freatomagmática.Se supone que el depósito de escorias (fi-gura 117, nivel 23) fue producto de una faseeruptiva estromboliana, consecuencia dela recarga insuficiente del acuífero, en elestadio 3, para mantener la actividad frea-tomagmática.

Descripción

Se observa una alternancia de hasta treintaniveles de brechas y de cenizas (figura 117),cuyo grosor varía desde pocos centímetroshasta más de un metro.En la base hay un nivel de más de un metrode grosor donde predominan los grandesbloques decimétricos de fragmentos líticos(nivel 1). Por encima se observa un conjuntode capas con fragmentos líticos y juvenilesde medidas centimétricas, y cenizas (delnivel 2 al 22). A continuación destaca unnivel de escorias de un metro de grosor confragmentos de medida de lapilli (nivel 23).Por último, hay otra alternancia de capas debrechas y de cenizas con características si-milares a las anteriores (del nivel 24 al 30),en cuya base hay una brecha con fragmen-tos decimétricos.En los depósitos de brechas, el tamaño delos fragmentos permite diferenciar con clari-dad los clastos juveniles, de color negro y

composición basáltica, ylos líticos de diferentesrocas metamórficas e íg-neas. Los líticos másabundantes son los graní-ticos, los esquistos y lospórfidos. Los fragmentosjuveniles presentan unaescasa vesiculación, ex-cepto los que forman lasescorias (nivel 23), queson claramente más vesi-culares. Los fragmentos lí-ticos presentan morfologí-as angulosas y, en algu-nos casos, llegan a cons-tituir el 60 % del depósito.

Extracciones de Can Costa

Figura 117. Columnaestratigráfica de la can-

tera de Can Costa



l1 l Los volcanesAAccuuííffeerroo

Formación geológica porosa y per-meable en la que se almacena elagua subterránea y que permite sucirculación.

CCrriissttaallSustancia sólida de composiciónquímica definida, formada por áto-mos o moléculas dispuestos deforma regular y periódica en un es-pacio que en condiciones favora-bles puede dar lugar a superficiesplanas denominadas caras.

DDiiaaccllaassaaFractura de una roca sin desplaza-miento relativo de ninguna parte,cuya superficie suele ser plana ymuy discordante con respecto a laestratificación.

DDiiqquueeIntrusión laminar de rocas ígneasdiscordantes en la roca encajanteque han atravesado aprovechandofracturas. Generalmente es verticaly tiene un grosor de decenas acentenares de metros.

DDoommooExtrusión redondeada y de flancosmuy inclinados producida por unaerupción de magma muy viscoso ypobre en gases que ha salido pro-gresivamente del conducto volcá-nico y ha dado lugar a una masaen forma de cúpula.

EEnnccaajjaanntteeRoca preexistente que rodea la in-trusión de otra roca en forma defilón, dique, sill, plutón, etc.

GGeeooqquuíímmiiccaaCiencia que estudia la abundanciay la distribución de los elementosquímicos y los isótopos en laTierra, así como de los materialesque la forman.

IIssóóttooppooCualquiera de las especies de unmismo elemento químico que en elnúcleo tienen un número idénticode protones pero diferente númerode neutrones.

PPeettrroollooggííaaRama de la geología que estudialas rocas en el aspecto descriptivoy en su origen, formación y evolu-ción a través del tiempo.

PPlluuttóónnMasa de grandes dimensiones deroca ígnea intrusiva profunda quese diferencia de otras intrusionesporque tiene una forma más equi-dimensional.

PPrreessiióónn lliittoossttááttiiccaaPresión vertical en un punto de lacorteza terrestre igual a la presiónejercida por una columna de rocay por el suelo que hay sobre dichopunto.

PPrroocceessooss ppeettrrooggeennééttiiccooss Procesos que tienen lugar durantela formación de una roca.

RRooccaa ííggnneeaaRoca que procede de la consoli-dación de un magma en el interioro el exterior de la litosfera.

RRooccaa mmeettaammóórrffiiccaaRoca formada a partir de una pre-existente que, sin ningún estadio lí-quido intermedio, se ha transfor-mado estructural y mineralógica-mente en una roca distinta de laoriginal. Las causas pueden serpor condiciones fisicoquímicas,temperatura, presión, esfuerzostectónicos, etc.

RRooccaa sseeddiimmeennttaarriiaaRoca exógena producto de la acu-mulación de partículas fragmenta-rias (minerales, rocas orgánicas…)o del depósito de precipitacionesquímicas y bioquímicas.

SSiilliiccaattooMineral formado esencialmente porgrupos tetraédricos de SiO4.

SSiillllCuerpo de roca ígnea inyectadoentre dos capas.

TTeexxttuurraa ddee llaa rrooccaaRelación entre los minerales cons-tituyentes y la materia vítrea de unaroca endógena o sedimentaria.

l2 l El vulcanismo enCataluñaAAllccaalliinnoo

Roca magmática donde el óxidode sodio (Na2O) más el óxido depotasio (K2O) superan en porcen-taje al óxido de aluminio (Al2O3).

CCaallccooaallccaalliinnooSe dice del magma que, con uncontenido de SiO2 entre el 55 y el61 %, tiene más óxido de sodio yde potasio que óxido de calcio.

FFeellddeessppaattooiiddeessConjunto de minerales del grupode los silicatos formados por SiO2

y Na, K, Ca y Li, que aparecen enlugar de los feldespatos cuando elmagma es pobre en SiO2.

NNeeóóggeennoo--ccuuaatteerrnnaarriiooTiempo comprendido entre hace23 millones de años y la actualidad.

TTiieerrrraass rraarraassDenominación que se da al grupode los lantánidos (escandio e itrio).

l3 l La Zona Volcánica deLa Garrotxa. Fichas deafloramientosEEoocceennoo

Segunda época del Terciario infe-rior, comprendida entre 56,5 y35,4 Ma.

FFoorrmmaacciióónnUnidad litoestratigráfica establecidade acuerdo con sus caracteres li-tológicos.

FFoorrmmaacciióónn ddee BBaannyyoolleessUnidad de edad eocena formadapor margas azuladas.

FFoorrmmaacciióónn ddee BBeellllmmuunnttUnidad de edad eocena formada,sobre todo, por arcillas, limos,margas, areniscas y conglomera-dos de color rojizo.

FFoorrmmaacciióónn ddee BBrraaccoonnssUnidad de edad eocena formadapor margas, areniscas y conglo-merados.

FFoorrmmaacciióónn ddee FFoollgguueerroolleessUnidad de edad eocena formadapor areniscas.

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Glosario

4. Glossari.es 31/5/12 09:26 Página 97

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PPllaannaagguummàà GGuuààrrddiiaa,, LLlloorreennçç..Coneixem el que trepitgem?: elpatrimoni geològic de laGarrotxa.Olot: Museu dels Volcans:Institut de Cultura de la Ciutatd'Olot, DL. 2005. 36pàg. + 1 discòptic (CD-ROM)

TTOOSSCCAA,, EEqquuiipp dd''EEdduuccaacciióóAAmmbbiieennttaall,, “Estratègia per a lagestió del vulcanisme al ParcNatural de la Zona Volcànica de laGarrotxa”, PNZVG, 2000. 47pàg.

Cataluña

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Bibliografía básica recomendada


100

Documentos inéditos y libros

PPaarrcc NNaattuurraall ddee llaa ZZoonnaa VVoollccàànniiccaaddee LLaa GGaarrrroottxxaa, Pla especial de laZona Volcànica de la Garrotxa:Aprovació definitiva, AcordGOV/161/2010, de 14 desetembre, pel qual s’aprovadefinitivament el Pla especial de laZona Volcànica de la Garrotxa.Barcelona: Generalitat de Catalunya,[2010]. 5 vol. paginació múltiple;21x30 cm. + 13 mapes. També endisc òptic (CD-ROM); 12 cm

PPrraattss SSaannttaafflloorreennttiinnaa,, JJoosseepp MM..;;PPllaannaagguummàà,, LLlloorreennçç;; OOlliivveerr,, XXaavviieerr..Entre volcans. [Olot]: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 2007. 141pàg.

RRCCRR AArraannddaa,, PPiiggeemm,, VViillaallttaaAArrqquuiitteecctteess.. Les cases que nocriden = Las casas silenciosas =Tranquil houses: La casa de pagès alParc Natural de la Zona Volcànica dela Garrotxa. Olot: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 2011. 118pp.

La recerca científica al Parc Naturalde la Zona Volcànica de la Garrotxa:1982-1992. Olot: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 1993. 146pp.

Un Parc de contes: rondallesescrites pels estudiants de primàriade la Garrotxa per ser llegides iescoltades vora dels volcans. Olot :Generalitat de Catalunya. PNZVG,2009. 111pàg.

Folletos

El Centre de Conservació dePlantes Cultivades de Can Jordà[díptico]. Barcelona: Generalitat deCatalunya. PNZVG, [2006].

Centre de Documentació = Centrode Documentación =Documentation Centre [cuadríptico].Olot: Generalitat de Catalunya.PNZVG, 2011.

12 indrets d'interès per visitar alparc: Parc Natural de la ZonaVolcànica de la Garrotxa. [Olot]:Generalitat de Catalunya. PNZVG,[2007]. 1 fullet, mapa; 42x42 cm.plegat

Itineraris pedestres: fageda d’enJordà; volcà de Santa Margarida;volcà del Croscat [tríptico]. Olot:Generalitat de Catalunya. PNZVG,1996. Núm. 1.

Itineraris pedestres: Sender JoanMaragall (la fageda d’en Jordà)[tríptico]. Olot: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 1995. Núm. 2.

Itineraris pedestres: Olot; fagedad’en Jordà; Can Xel [cuadríptico].Olot: Generalitat de Catalunya.PNZVG, 1995. Núm. 3.

Itineraris pedestres: Santa Pau;volcà de Santa Margarida; Can Xel[tríptico]. Olot: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 1995. Núm. 4.

Itineraris pedestres: cingleres deCastellfollit [cuadríptico]. Olot:Generalitat de Catalunya. PNZVG;Ajuntament de Castellfollit, 1996.Núm. 13.

Itineraris pedestres: grederes delvolcà del Croscat [tríptico]. Olot:Generalitat de Catalunya. PNZVG,1995. Núm. 15.

Itineraris pedestres: ruta de les TresColades. El Boscarró, el Molí Fondoi Fontfreda [cuadríptico]. Olot:Generalitat de Catalunya. PNZVG;Ajuntament de St. Joan les Fonts,1997. Núm. 16.

Itineraris pedestres: volcà delMontsacopa [tríptico]. Olot:Generalitat de Catalunya. PNZVG;IMPC, 1997. Núm. 17.

Itineraris pedestres: Sant Feliu dePallerols, itinerari urbà [cuadríptico].Sant Feliu de Pallerols: Ajuntament,1999. Núm. 18.

Itineraris pedestres: valls de SantIscle i del Vallac: volcans i castells[cuadríptico]. Sant Feliu de Pallerols:Ajuntament, 1998. Núm. 19.

Oferta pedagògica del Parc Natural(Vulcanisme, ecosistemes, història iactivitat humana): Curs 2011-2012[díptico]. Olot: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 2011.

Mapas

IInnssttiittuutt CCaarrttooggrrààffiicc ddee CCaattaalluunnyyaa;;PPNNZZVVGG.. Carta vulcanològica de lazona volcànica de la Garrotxa[Documento cartográfico].Barcelona: Institut Cartogràfic deCatalunya; Institut Geològic deCatalunya, 2007. 1 mapa 93 x 96cm en full de 99 x 151 cm, plegat a25 x 14 cm.

Municipi de Sant Feliu de Pallerols[Documento cartográfico]: Plànol-guia. [Olot]: Generalitat deCatalunya. PNZVG, [1998-2001]. 1mapa; 50 x 50 cm

Opúsculos

L'Agricultura i la ramaderia del ParcNatural de la Zona Volcànica de laGarrotxa. Olot: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 2011. 37pàg.

Parc Natural de la Zona Volcànicade la Garrotxa = Parque Natural dela Zona Volcánica de La Garrotxa =Parc naturel de la Zone volcaniquede La Garrotxa = The VolcanicRegion of La Garrotxa Natural Park.2a ed. Barcelona: Generalitat deCatalunya. Servei de Parcs, 2008.[10]pàg.

Postales y puntos de libro

[Postales]: Materials volcànics ,Volcà del Croscat, Fageda d'enJordà, Volcà Montsacopa,Castellfollit de la Roca [Gráfico].[Olot]: Generalitat de Catalunya.PNZVG, 2002.

[Marcapáginas] Centre deDocumentació = Centro deDocumentación = DocumentationCentre [Gráfico]. Olot: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 2009 y 2011

Volcans de la Garrotxa [Gràfic].[Olot]: Generalitat de Catalunya.PNZVG, [2011]. [36] puntos delibro; mapas; 6 x 21 cm

Posters

L’arquitectura del volcànic [Gráfico].Olot: Generalitat de Catalunya.PNZVG, 1995.

El Parc Natural de la ZonaVolcànicade la Garrotxa [panorámico][Gráfico]. Olot: Generalitat deCatalunya. PNZVG, 1997.

El vulcanisme estrombolià de LaGarrotxa [Gráfico]. Olot: Generalitatde Catalunya. PNZVG, 1991.

Vídeos/DVD

GGeeooVViirrttuuaall.. Volcans en 3D [Recursoelectrónico]: vol virtual pel ParcNatural de la Zona Volcànica de LaGarrotxa. [S.l.]: Generalitat deCatalunya. PNZVG, [2008]. 1 discòptic (DVD-Rom)

Publicaciones del Parque Natural de la Zona Volcánica de La Garrotxa


101101

el Ser

EA

WC

WC

WC

WC

EA WC

WCEA

A-26

LA PINYA Volcà delMontsacopa

WC

A-26

VIC

Volcà delCroscat

Volcà de SantaMargarida

Can Xel

SERRA DEL CORB

SERRA DE SANT JULIÀ

Batet de la Serra

Fagedad’en Jordà

Puigsallança 1027

Puig Rodó 936

Sant Feliude Pallerols

Les Planesd’Hostoles

Castellfollitde la Roca

Sant Joanles Fonts

LesPreses

Sant Aniolde Finestres

Mapa de servicios del Parque Natural de la Zona Volcánica de La Garrotxa

Parque NaturalReserva NaturalZona urbana

Centro de documentación

Centro de informació del Parque Natural

Aparcamiento

Itinerario pedestre señalizado

Museo

WC

EA

Lavabos

Area de picnic

Vista panorámica

Entidad de Educación Ambiental


102 102

Servicios de calidad acreditados por el ParqueNatural de la Zona Volcánica de La Garrotxa

Las entidades colaboradoras del Parque Natural de la Zona Volcánica de La Garrotxa sonentidades que dedican mayoritariamente su actividad a la educación ambiental y culturaldentro del Parque Natural. Se caracterizan por la calidad de sus actividades y por la partici-pación y colaboración en el cumplimiento de los objetivos generales del Parque Naturalcomo la protección y mejora de los valores naturales y su conservación con el aprovecha-miento ordenado de los recursos.

Esta calidad se caracteriza por:

• Realizar actividades de descubrimiento, de conocimiento del medio y de investigaciónambientadas alrededor de un centro de interés.

• Tratamiento interdisciplinar de diversas áreas de conocimiento (medio natural y medio so-cial principalmente).

• Actividades con un máximo de 20 alumnos por educador• Educadores con elevados conocimientos del territorio y acreditados como Guías del

Parque Natural de la Zona Volcánica de La Garrotxa, certificado otorgado por el ParqueNatural

• Formación continuada• Dedicación específica a la educación ambiental en el Parque Natural• Servicios cubiertos por seguros de responsabilidad civil• Actividades pedagógicas con trabajo previo y posterior a la visita• Participación activa para el conocimiento científico y la conservación de los valores natu-

rales y culturales de la zona

Responsable: BBeetthh CCoobboo

c/ Antoni Llopis, 6 1r 5a17800 Olot

Tel. (+34) 972 90 38 22(+34) 657 861 805

Fax (+34) 972 27 32 28A/e: [email protected]ágina web:www.verdvolcanic.cat

DDeessccrriippcciióónnDesde el año 2003, Verd Volcànic tiene como objeti-vo principal la mejora de la calidad de los servicios delas distintas empresas de la asociación: estabilidaddel equipo educativo, formación en distintos ámbitosdel conocimiento y mejora constante de los serviciosque ofrece. Además, se compromete a desarrollar suactividad de forma coherente con la conservación delterritorio y asegurar la protección de los valores natu-rales y culturales.

SSeerrvviicciiooss• Itinerarios guiados en catalán, español, inglés y

francés.• Creación de productos turísticos• Seguimientos de flora y fauna• Diseño de itinerarios senderistas• Asesoramiento técnico ambiental y cultural• Proyectos de cooperación internacional• Actividades para grupos escolares de 1/2 jornada

o visitas de hasta 5 días• Programas adaptados al sistema educativo de

otros países como el Reino Unido

VERD VOLCÀNICAssociació per a l’educació ambiental i cultural de La Garrotxa


103103

Responsable: OOccttaavvii BBoonneett

Mas TarutAv. de Santa Coloma, s/n17800 Olot

Tel. (+34) 972 27 00 86Fax (+34) 972 27 04 55A/e: [email protected]

Horario de atención:9-14 h y 16-18 h

DDeessccrriippcciióónnTOSCA es una empresa de servicios que trabaja por lamejora del territorio a partir de la educación, la comuni-cación, la interpretación e información socioambiental, laelaboración de estudios técnicos y la realización de ac-ciones de temática ambientalista en La Garrotxa. Unequipo de 10 personas formadas en los campos de lageología, la biología, la educación y el turismo, con am-plia experiencia en temas ambientales, forma la columnavertebral de la empresa TOSCA.

SSeerrvviicciiooss• Gestión de los Servicios Pedagógicos e

Informativos del Parque Natural de la ZonaVocánica de La Garrotxa

• Desarrollo de actividades pedagógicas e itinerariosguiados adaptados a los distintos niveles educati-vos. Elaboración de materiales didácticos

• Formación destinada a docentes, educadores am-bientales, estudiantes...

• Elaboración de estudios sobre la EducaciónAmbiental en los espacios naturales protegidos

• Confección de itinerarios de Geoturismo• Valorización del patrimonio vulcanológico• Participación en proyectos relacionados con la

Sostenibilidad, la Agrobiodiversidad, el TurismoSostenible, los estudios de zonas sensibles, la re-cuperación de espacios naturales...

• Participación en publicaciones relacionadas con laEducación Ambiental y para la sostenibilidad

TOSCAServeis ambientals d’educació i turisme

Responsable: EEsstteerr MMoorrcchhóónn

Avda. RepúblicaDominicana 3, bajos17800 Olot

Tel. (+34) 972 27 32 23Móvil:

(+34) 636 667 381Fax (+34) 972 26 22 33A/e: [email protected]

DDeessccrriippcciióónnCooperativa de educación ambiental creada el año2006 y formada por licenciados en CienciasAmbientales, Psicología y Geografía con dilatada ex-periencia en el campo de la Educación ambiental.

SSeerrvviicciiooss• Actividades dirigidas al público escolar: diseñadas

para alumnos desde Ciclo inicial hastaBachillerato por los rincones más especiales delPNZVG.

• Actividades dirigidas al público adulto: visitas guia-das por los espacios más característicos (volcándel Croscat, volcán de Santa Margarida o Fagedad’en Jordà) o las zonas más desconocidas (cola-das de Sant Joan les Fonts, ermitas del Corb,etc.)

• Idiomas: las actividades citadas anteriormente sepueden realizar en distintos idiomas: catalán, cas-tellano, inglés y alemán.

• Actividades técnicas: elaboración de estudios rela-cionados con la educación o el turismo, coordina-ción de programas formativos y/o educativos, etc

LA CUPP, SCCL


Notas

104 104


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El Parque dispone de una extensa redde itinerarios pedestres señalizados.Si los siguen podrán visitar los lugaresmás significativos de esta zona.

El territorio del Parque es de propie-dad privada en su mayor parte.Procuren que su visita no perturbe a lagente que vive en él.

No se permite la acampada. En el ám-bito del parque natural hay numerososcámpings, hoteles y hostales dondepernoctar.

Por motivos de seguridad y conserva-ción, está rigurosamente prohibidoencender fuego.

El servicio de mantenimiento realiza ungran esfuerzo por conservar limpioslos lugares más frecuentados. Utilicensiempre las papeleras o llévense labasura que generen.

La captura y recolección de animales,rocas, minerales y plantas no estápermitida en el ámbito del ParqueNatural.

Hay zonas de acceso restringido sólopara servicios y vecinos, que estánperfectamente señalizadas. El accesocon vehículo motorizado está prohibi-do.

Los centros de información delParque conceden autorizaciones es-peciales para que personas con difi-cultades de acceso a pie puedanacercarse con vehículo a las zonas deacceso restringido.

Recomendaciones y normas para los visitantes


ISBN 978-84-393-8851-7

9 788439 388517

Servicios del Parque Natural

Centros de información

Casal dels VolcansAv. de Santa Coloma, s/n17800 OlotTel. (+34) 972 26 81 12Fax (+34) 972 27 04 [email protected] SerraFageda d’en JordàCan PassaventVolcán del Croscat

Centro de Documentación

Horario: días laborables de 9 a 14 h.Con reserva previa Tel. (+34) 972 26 46 66Fax (+34) 972 26 55 [email protected]

Servicios Pedagógicos

Casal dels VolcansAv. de Santa Coloma, s/n17800 OlotInformación y reservas:días laborables de 9 a 14 hy de 16 a 18 hTel. (+34) 972 27 00 86 (+34) 972 26 81 [email protected]

Páginas webInformación general: www.gencat.cat/parcs/garrotxa

Consultas al catálogo del Centro de Documentación: http://beg.gencat.net/

Generalitat de CatalunyaDepartament d’Agricultura, Ramaderia,Pesca, Alimentació i Medi Natural

Documents

El vulcanismo: Guía de campo de la Zona Volcánica de La Garrotxa