LAS ISLAS CANARIAS Y EL ORIGEN Y CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS

José Antonio Rodríguez Losada

GEOLOGÍA DE LAS ISLAS CANARIAS ..............................................................................................3 Características Generales ......................................................................................................................3 Origen de las Islas Canarias ..................................................................................................................3 Etapas de formación de las Islas Canarias ...........................................................................................4 Materiales rocosos más comunes en el archipiélago canario. .............................................................6

ORIGEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS .......................................................................................................7 Diferenciación por cristalización -Cristalización de un magma de silicatos .....................................9 Las plagioclasas en el sistema magmático ..........................................................................................12 Clasificación de la secuencia magmática ............................................................................................13 Fase pegmatítica (500 - 600°C)............................................................................................................13 Fase hidrotermal...................................................................................................................................14 Origen del magma en el contexto de la tectónica de placas ..............................................................14

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS ........................................................................15 Introducción..........................................................................................................................................15 Clasificación por el contenido de SiO2 ...............................................................................................15 Diagrama de STRECKEISEN (Triangulo doble de STRECKEISEN): ..........................................16 Uso del diagrama:.................................................................................................................................17 Ejemplo del cálculo para encontrar el punto en el triangulo............................................................17 Los cuatro parámetros del triángulo doble de Streckeisen son :......................................................18 El problema de campo 9 y 10 (Andesita-Basalto/Diorita-Gabro).....................................................18 Contenido de minerales amorfos.........................................................................................................18 Los minerales máficos ..........................................................................................................................19 Diagrama de la clasificación basada en los contenidos de Olivino-Piroxenos.................................20 Diques y rocas subvolcánicas (hipoabisales) ......................................................................................20 Denominación: ......................................................................................................................................20 Piroclásticos ..........................................................................................................................................20 Clasificación de las piroclásticos : .......................................................................................................21 Nombres especiales...............................................................................................................................21 Las rocas volcánicas (extrusivas) ........................................................................................................21

GÉNESIS DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS.........................................................................................27 Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento .........................................................................................28

LAS ROCAS VOLCANOCLÁSTICAS (O PIROCLÁSTICAS).........................................................28 Ambiente de génesis .............................................................................................................................28 Depósitos de tefra transportada en una nube de ceniza en altura alta de la atmósfera .................29 Depósitos de una nube de forma anular .............................................................................................30 Depósitos de corrientes piroclásticas ..................................................................................................30 Textura ..................................................................................................................................................30 Ejemplos de rocas:................................................................................................................................31

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GEOLOGÍA DE LAS ISLAS CANARIAS Características Generales El archipiélago canario, está formado por un conjunto de 7 islas y 4 islotes, cubriendo un área total de unos 7500 km2. Se encuentra situado por término medio a 1400 Km de las costas más próximas de la península ibérica y a 100 Km al Oeste de la costa occidental africana. Desde el punto de vista biogeográfico, las Islas Canarias forman parte de la región de Macaronesia (del griego “Islas Felices”). Esta región está formada por los archipiélagos de Azores, Madeira, Islas Salvajes, Canarias y Cabo Verde. Desde el punto de vista geológico, Canarias representa un buen ejemplo de control estructural en el desarrollo del volcanismo asociado a islas oceánicas. El área volcánica de Canarias, está asentada en una zona de transición oceánico-continental, en el interior de la litosfera africana, sobre la corteza oceánica y muy próxima al límite entre la corteza oceánica atlántica y la corteza continental africana. Actualmente, parecen evidentes los efectos que sobre el archipiélago canario han ejercido las vecinas montañas del Atlas y el lento desplazamiento hacia el Este de la placa litosférica africana (del orden de 1 a 2 cm/año durante al menos los últimos 60 Ma). Desde el punto de vista geoquímico, las rocas volcánicas de Canarias, pertenecen a la serie ígnea alcalina, en este caso, asociada a volcanismo de intraplaca. Esta serie ígnea está formada por una secuencia de rocas cuya composición evoluciona desde términos indiferenciados, representados por basaltos, términos intermedios, representados por traquibasaltos y finalmente, términos más diferenciados o evolucionados, representados por traquitas y fonolitas.

Origen de las Islas Canarias Las teorías científicas sobre el origen del archipiélago canario, surgen en la década de los sesenta de forma paralela al desarrollo de la actual tectónica de placas. La primera de las hipótesis fue la del punto caliente, desarrollada por Morgan en 1971 y Wilson en 1973, aplicada primeramente y de forma satisfactoria, en el archipiélago de Hawaii. Según esta hipótesis, un penacho térmico originado en la base del manto terrestre sería la fuente de todos los magmas del archipiélago. Al estar dicho penacho en posición fija con respecto a la placa africana, desplazándose linealmente de Oeste a Este, se irían formando un conjunto de islas alineadas con edades decrecientes hacia el Oeste. Para acomodar este modelo a las peculiaridades del archipiélago canario, surgieron en la década de los noventa, nuevas ideas que no eran sino modificaciones de la antigua teoría del punto caliente: 1) El modelo de pompas, de Hoernle y Schmincke en 1993 y 2) la anomalía térmica laminar, de Hoernle y otros autores, en 1995. No obstante, como resultado de la gran cantidad de problemas planteados por la teoría del punto caliente, surgen en la década de los setenta, dos hipótesis alternativas al punto caliente y sus posibles variantes: La de la fractura propagante por Anguita y Hernán en 1973 y la hipótesis de los bloques levantados por Araña y otros autores en 1976. La primera de ellas, establece que el archipiélago surgió sobre la prolongación de una gran fractura ENE-WSW procedente del Sur del Atlas y cuya actividad repetida y propagada de Este a Oeste, generó el magmatismo que daría lugar a las Islas Canarias. La segunda considera que las islas se elevaron a modo de bloques levantados a favor de grandes sistemas de fallas inversas.

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En el año 2000 surge la hipótesis más reciente sobre el origen del archipiélago y constituye una propuesta de consenso basada en las anteriores ideas de los bloques levantados, la fractura propagante y la lámina térmica. Esta idea, desarrollada por Anguita y Hernán, establece la existencia, bajo Canarias, de zonas calientes asociadas a un penacho térmico residual, activo desde los comienzos de la apertura del Atlántico, hace 200 Ma. Por las características de este último esquema, en donde se consideran los aspectos más favorables de cada una de las teorías anteriores, ha sido denominada hipótesis de síntesis o unificadora. Con todo ello, todavía existen cuestiones por resolver y es por ello, que a pesar de todas las ideas surgidas, el debate sobre el origen de las islas Canarias todavía sigue en pie. Etapas de formación de las Islas Canarias Todas las islas del archipiélago, pasan, durante su formación, por unas etapas similares a lo largo de su historia y que se reflejan en una serie de grandes unidades volcanoestratigráficas, comunes en todas las islas; si bien, el desarrollo de cada una de ellas se produce en tiempos diferentes en las distintas islas y solo son observables en 3 o probablemente en 4 de las islas. Estas unidades son dos: 1) Complejo Basal y 2) Series volcánicas subaéreas. De ellas, los complejos basales solo son visibles en las islas de Fuerteventura (macizo de Betancuria), La Gomera (caldera de Vallehermoso) y La Palma (caldera de Taburiente). Así mismo, algunos autores han sugerido recientemente, la existencia de complejo basal visible en el Norte de la isla de Tenerife (Taganana), si bien, este último extremo todavía está pendiente de confirmación posterior. Los complejos basales, unidad más antigua de las islas en las que es visible, comienzan a formarse hace 70 Ma en el fondo oceánico de la futura isla de Fuerteventura, proceso que se extenderá a lo largo de 45 Ma hasta sus últimas manifestaciones de hace 25 Ma. En La Gomera, la misma unidad se desarrollará entre los 25 a 19 Ma y en La Palma, en torno a los 4 Ma. La característica común de los complejos basales es que están constituidos por rocas plutónicas, lavas submarinas, sedimentos y densos enjambres de diques. Las series volcánicas subaéreas se desarrollan posteriormente sobre los edificios volcánicos submarinos constituyendo desde sus inicios, las áreas emergidas de las islas. Esta segunda gran unidad volcanoestratigráfica se desarrolla en varias etapas, comenzando todas ellas por la construcción de volcanes en escudo hace entre 20 y 15 millones años en las islas orientales y 2 Ma en La Palma y El Hierro. Restos de estos volcanes en escudo son las denominadas series basálticas antiguas o basaltos tabulares de la Serie I. Posteriormente, se suceden dos ciclos volcánicos conocidos en la literatura como Serie Intermedia y Serie Reciente, esta última coronada por las erupciones históricas de los últimos 500 años. Al final de estos párrafos, se muestran los mapas geológicos simplificados de cada una de las islas en donde se puede ver la distribución de las distintas unidades geológicas. En la isla de Lanzarote se distinguen tres ciclos volcánicos diferentes: 1) El de los basaltos tabulares (entre 15 y 6 Ma) visibles en los macizos de Famara al Norte y los Ajaches al Sur; 2) ciclos volcánico intermedio (entre 2-1 Ma) y 3) ciclo reciente, que incluye las erupciones históricas. En la isla de Fuerteventura, se distinguen tres ciclos importantes: 1) el complejo basal (70-20 Ma), 2) el ciclo antiguo o basaltos tabulares antiguos (entre 19 y 13 Ma) y 3)

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edificios volcánicos recientes (conos de cínder y coladas basálticas, desde hace 4 Ma). En el complejo basal se encuentran sedimentos y lavas submarinas con edades de hasta 65 Ma. Las etapas de intrusión plutónica se repiten en varias fases, una en torno a los 55 Ma, otra hace 35 Ma y la última hace 22 Ma y caracterizadas por el emplazamiento de gabros y piroxenitas. En la última de ellas, encontramos todo un cortejo de gabros y piroxenitas, sienitas y carbonatitas. Un evento muy importante en la evolución de Fuerteventura fue el desmantelamiento erosivo hacia el W de parte de los edificios Central y de Jandía hace 12 Ma, quedando el complejo basal expuesto en superficie. La causa de tal desmantelamiento erosivo no está clara, pudiendo haberse tratado de grandes deslizamientos gravitacionales o por la actividad de una gran fractura cortical de dirección aproximadamente similar a la de la costa Oeste. En Gran Canaria, se distinguen cuatro ciclos fundamentales: 1) basaltos tabulares (15-14 Ma), 2) complejo traquítico-sienítico (14-8.5 Ma, 3) ciclo Roque-Nublo (3.5 Ma) y 4) conos volcánicos y lavas recientes (desde hace 3 Ma). En esta isla, mientras que los afloramientos de basaltos tabulares y del complejo traquítico-sienítico de la caldera de Tejeda se extienden a lo largo de la mitad suroccidental, los volcanes recientes se extienden predominantemente a lo largo de la mitad nororiental y las brechas y lavas del ciclo Roque Nublo ocupan preferentemente el sector central, con ramificaciones al NE y hacia el S. En Tenerife, se distinguen cuatro grandes estructuras o unidades volcanoestratigráficas: 1) Arco de Taganana, formado por materiales submarinos, rocas plutónicas félsicas, un complejo filoniano muy denso con diques básicos y félsicos y brechas tectónicas (anterior a 6 Ma), 2) basaltos tabulares (entre 11 y 3.5 Ma), visibles en los macizos de Anaga, Teno y Roque del Conde. Este ciclo, dominado por basaltos, aparece coronado, hacia el final, por la emisión de rocas fonolíticas. 3) edificio Cañadas, estratovolcán formado inicialmente por basaltos y traquibasaltos y coronado finalmente por potentes emisiones fonolíticas (entre 2.5 y 0.15 Ma) 4) dorsal de La Esperanza, formada por estratovolcanes y conos de cínder alineados a lo largo de una dirección NE-SW (entre 1-0.7 Ma) y 5) conos de cínder y lavas recientes basálticas (desde los últimos 0.15 Ma hasta las erupciones históricas de los 500 años más recientes). Entre las grandes estructuras volcánicas constructiva, destaca la del complejo estratovolcánico Teide-Pico Viejo con una cota de 3718 m. Este edificio formado desde hace 0.15 Ma, ha crecido en el interior de otra gran estructura de destrucción: la caldera de las Cañadas, de 16 km de diámetro excavada en el edificio Cañadas en varios episodios entre 0.7 y 0.15 Ma. Sobre su génesis todavía persiste el debate entre dos ideas fundamentales: Una es la que liga el origen de la caldera al colapso de la cúpula del edificio Cañadas tras el vaciado parcial de la cámara magmática y la otra es la que explica su origen como debido a grandes deslizamientos catastróficos o “land-slides” hacia el Norte, tras la desestabilización del estratovolcán Cañadas. Otras estructuras destacables son los valles de Güimar y la Orotava (posterior al anterior), grandes depresiones de deslizamiento gravitacional de 10 km de anchura, abiertas al Sur y al Norte respectivamente, excavados a ambos lados del edificio de la dorsal de la Esperanza hace entre 0.7 y 0.5 Ma aproximadamente. La isla de La Gomera, es la única de todo el archipiélago sin actividad volcánica reconocida en el último millón de años. Está formada por cuatro ciclos magmáticos: 1) complejo basal (entre 20-14 Ma), 2) ciclo antiguo, integrado por los basaltos antiguos y el complejo Traquítico-fonolítico (entre 11-9 Ma), 3) ciclo de los basaltos subrecientes

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(entre 9-7 Ma) y 4) ciclo reciente (4.5 Ma), formado por los basaltos horizontales y las intrusiones félsicas en forma de domo (serie de los Roques). La isla de La Palma, está constituida por 3 grandes conjuntos de edificios subvolcánicos y volcánicos: 1) complejo basal (entre 4-3 Ma), 2) El conjunto de Cumbre Nueva al Norte (edificios de Taburiente I y II, Cumbre Nueva y Bejenado construidos hace entre 1.7-0.3 Ma) y 3) Cumbre Vieja (edificio más reciente, situado al Sur y construido desde hace 0.1 Ma). En esta isla cabe destacar un período destructivo de gran magnitud como fue el desplome hacia el SW de parte de Cumbre Nueva hace 0.5 Ma, dejando en la morfología una gran cicatriz en forma de arco de 10 km de largo, cóncavo al Oeste. La isla del Hierro, es la de menor extensión del archipiélago (270 km2) y aparentemente presenta una mayor simplicidad geológica, destacando en ella, la emisión casi exclusiva de basaltos. Se pueden separar dos grandes conjuntos volcánicos: 1) basaltos antiguos del edificio Tiñor (entre 1.1 y 0.9 Ma), 2) El edificio de El Golfo (entre 0.5-0.1 Ma) y 3) volcanes post-Golfo (desde hace 15000 años). En la evolución de esta isla, destacan una serie de acontecimientos catastróficos en forma de grandes deslizamientos en masa gravitacionales y que dejaron en el Hierro unas cicatrices fácilmente reconocibles en la morfología isleña. Estos son los deslizamientos de El Julan (hace más de 0.16 Ma ), el de Las Playas (aproximadamente hace 0.15 Ma) y por último el de El Golfo (hace 15.000 años) y que excavó la caldera del mismo nombre en forma de depresión semicircular de 15 km de diámetro.

Materiales rocosos más comunes en el archipiélago canario. De forma general, en Canarias existen tres tipos de materiales con comportamientos mecánicos bien diferenciados: 1) los depósitos de lluvia piroclástica, de cínder, iginimbritas no soldadas, oleadas piroclásticas (“surges”), brechas y cineritas en general, 2) coladas basálticas, traquíticas, fonolíticas, ignimbritas soldadas y autobrechas y 3) formaciones sedimentarias. Los primeros, son materiales fragmentarios con tamaños de grano y texturas muy diversas y en general poco compactos y de baja densidad. Presentan baja resistencia mecánica y son fácilmente alterables. Los materiales piroclásticos de tipo cínder (lapilli y escorias) son muy comunes en todas las islas del archipiélago canario y aparecen en forma de conos volcánicos de pequeñas dimensiones. Las ignimbritas no soldadas, aparecen más comúnmente en las islas de Tenerife y Gran Canaria en forma de paquetes de un espesor que puede variar entre 1 m hasta 5 m por término medio. A diferencia de las anteriores, los depósitos de oleada piroclástica, corrientemente denominados cineritas, son depósitos que en general tienen menor extensión superficial y menor espesor individual (generalmente menos de 1 m). Su distribución se extiende por todas las islas, si bien presentan una abundancia marcadamente más limitada en cada una de ellas. Están asociados a volcanes freatomagmáticos (“tuff-cones” y “tuff-rings) y su acumulación, puede formar paquetes, en torno al centro de emisión de varias decenas de metros. Los materiales lávicos, se caracterizan por una resistencia marcadamente más elevada, son más compactos, más densos y masivos. Sus espesores varían en torno a 1-2 m en el caso de las coladas basálticas, hasta varias decenas de metros, en el caso de potentes coladas fonolíticas. No obstante, su comportamiento global puede verse empeorado,

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debido a la presencia de autobrechas y depósitos piroclásticos intercalados, de escasa cohesión. Así mismo, el grado de alteración afecta de manera muy significativa a las propiedades mecánicas de estos materiales. Si bien las coladas basálticas son comunes en todo el archipiélago, solo las islas centrales de Gran Canaria y Tenerife, concentran la mayoría de lavas traquíticas y fonolíticas. Los depósitos de ignimbrita soldada, también presentes en Gran Canaria y Tenerife, son, sin embargo, mucho más escasos y sus afloramientos superficiales marcadamente más reducidos. Las formaciones sedimentarias pueden presentar comportamientos muy variados dependiendo del grado de cimentación, textura de los fragmentos y grado de selección granulométrica, aunque se podría asimilar su comportamiento como más próximo al de los materiales del primer caso. Estas formaciones, en algunos casos, aparecen asociadas con intensos procesos erosivos, como en el caso de los potentes depósitos de pie de monte y avalancha, muy caóticos y de nula granoselección extendidos a todo lo largo del litoral del Norte de Anaga, especialmente en el área de Taganana. Cabe destacar también los depósitos de barranco del valle de Güimar, los depósitos fluviolacustres de la Laguna (Tenerife), los depósitos sedimentarios del NE de Gran Canaria o los depósitos caóticos de deslizamiento gravitacional asociados a la evolución de la depresión de Tirajana (Gran Canaria) o la formación sedimentaria de El Time (La Palma).

ORIGEN DE LAS ROCAS ÍGNEAS Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos intrusivos muy grandes se llaman batolito. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector del contacto arriba a las rocas de caja. Algunas veces se caen rocas de la caja al magma cuales no se funden. Estos trozos extraños se llaman xenolitos. Un cuerpo intrusivo con un ancho de algunos kilómetros contiene una energía térmica tremenda y va a afectar las rocas de caja en una zona de contacto. Las rocas de esta zona se convierten a causa de la temperatura a rocas metamórficas Generalmente un magma tiene un peso específico menor como una roca sólida, por eso un magma puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del magma y como factor muy importante por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma sube hacia la superficie se va a formar un volcán. Pero algunas veces no alcanza para subir hacia la superficie por falta de presión, entonces se van a formar diques, stocks o lacolitos cuales pertenecen a las rocas hipoabisales.

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Rocas ígneas o magmáticas Rocas intrusivas o rocas plutónicas

Rocas subvolcánicas o hipoabisales

Rocas extrusivas o volcánicas

Rocas volcanoclásticas

Cristalización en altas profundidades

Cristalización en baja profundidades

Cristalización a la superficie

Cristalización superficial o en la atmósfera

Enfriamiento lento enfriamiento mediano enfriamiento rápido enfriamiento muy rápido

cristales grandes cristales grandes o pequeños

cristales pequeños y tal vez fenocristales cristales pequeños

sin minerales amorfos casi sin minerales amorfos con minerales amorfos con minerales amorfos sin porosidad casi sin porosidad con porosidad tal vez textura espumosa

textura equigranular textura equigranular o porfídica

grano fino o textura porfídica

grano fino con bombas o clastos

cristales hipidiomórfico cristales hipidiomórficos o/y fenocristales idiomorf. fenocristales idiomorficos cristales con contornos

fundidas

Mineral o roca

Formula estructural

Presión en kbar

Profundidad correspondiente en

km

Temperatura de fusión Tf en

°C

Olivino (Mg, Fe)2SiO4 0,001 (= 1 bar) 0 1600-1800

Anortita CaAl2Si208 0,001 0 1200-1400 Hierro Fe 0,001 0 1500 Hierro Fe 40 100 1650

Roca básica seca

60% de piroxeno, 40% de anortita 8 20 1360-1400

Roca básica con una

proporción substancial

de agua

60% de piroxeno, 40% de anortita, agua

8 20 700-1000

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Diferenciación por cristalización -Cristalización de un magma de silicatos Términos y Definiciones: Diferenciación: formación de magmas parciales de distintas composiciones. Fraccionamiento: separación de los minerales cristalizados del magma restante por gravitación por ejemplo. A partir del magma los cristales de silicatos se forman sucesivamente cuando la temperatura del magma llega a la temperatura de fusión típica para cada tipo de cristal. Los primeros cristales formados a altas temperaturas después pueden cambiar su composición o pueden disolverse nuevamente. De tal modo los cristales ya formados contribuyen con sus iones, moléculas y átomos al magma y se combinan nuevamente formando nuevos cristales cuya temperatura de fusión es más baja que la de los primeros cristales formados. Se dice que los nuevos cristales son estables a las temperaturas más bajas establecidas ahora. Estos procesos de cambio se llaman reacciones. Como ocurren varias reacciones sucesivas conforme disminuye la temperatura del magma la serie ordenada de reacciones se llama la serie de BOWEN en honor al científico estadounidense que formuló este concepto. Se distingue dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción discontinua. Por reacción continua un cristal formado a altas temperaturas como una plagioclasa rica en el componente Ca2+ varía gradualmente su composición reemplazando una porción de los iones de Ca2+ por los iones de Na+ y una porción de los iones Al3+ por los iones de Si4+. Para mantener su neutralidad el reemplazo de Ca2+ por Na+ está acoplado con el reemplazo de Al3+ por Si4+. La serie de reacción continua parte de la plagioclasa rica en Ca2+, pasa por varias plagioclasas de composición intermedia hacia la plagioclasa rica en Na+. Por reacción discontinua un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona con el liquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se disuelve y sus iones constituyen juntos con otros iones del magma otro mineral más rico en Si y estable a una temperatura más baja que la del primero mineral cristalizado. La serie de reacción discontinua inicia con la cristalización de olivino pasa hacia el piroxeno seguido por el anfíbol seguido por la biotita.

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La serie de BOWEN incluye las dos ramas convergentes de las series continua y discontinua. La plagioclasa rica en Na+ cristaliza casi simultáneamente con la biotita. Ambos siguen el feldespato alcalino, la moscovita y el cuarzo en el orden de la temperatura disminuyéndose. Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - sencillas y con la temperatura sucesivamente disminuyéndose las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más complejos. El olivino, cuya estructura se constituye de los tetraedros de (SiO4)4- independientes cristaliza al primero a las temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples de tetraedros de (SiO4)4-, seguido por el anfíbol con cadenas dobles de tetraedros de (SiO4)4 - y al final se forma la biotita con su estructura compleja de láminas de tetraedros de (SiO4)4 -. Se distinguen algunos pocos tipos primarios de magmas como por ejemplo el magma basáltico. Entre otras causas la diferenciación magmática se debe al descenso de los cristales precipitados temprano y de mayor densidad en comparación con el magma restante, tales minerales como olivino, piroxeno y espinela. El descenso de estos cristales es en gran parte un efecto de la gravitación. Por esto se habla de una diferenciación gravitatoria. Los cristales precipitados temprano se acumulan en el fondo de la cámara magmática. La acumulación de los cristales se denomina cúmulos. Los cúmulos son ricos en los elementos Mg, Fe, Cr y Ni. El magma restante es rico en los elementos Si, Al, Na y K. Ocasionalmente algunos minerales relativamente livianos precipitados tempranos se separan del magma restante más denso y suben hacia arriba. Este proceso se ha observado en la chimenea del volcán Vesuvio, Italia, donde los cristales menos densos de leucita se precipitaron temprano, se separaron del magma restante más denso y subieron. Durante un enfriamiento paulatino del magma el proceso de la diferenciación gravitatoria entre el cúmulo de cristales y el magma restante puede ocurrir varias veces supuesto que los cristales sean separados del magma restante. Las fábricas de cúmulo están realizadas principalmente en los cuerpos plutónicos máficos y ultramáficos y se las llaman 'layered intrusions' o es decir intrusiones estratificadas. La 'layered intrusion' la más grande es el complejo de Bushveld, Africa del Sur y es un cuerpo magmático de 450 x 350km2 de 9km de espesor, compuesto de estratos de peridotita, piroxenita, gabro, norita y anortosita. En su parte inferior se sitúan 15 bandas de cromita de espesores hasta 1m suprayacentes por 25 bandas de magnetita. Otros cúmulos son la intrusión de Skaergard en Groenlandia y el complejo de Stillwater en Montana, EEUU.

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Serie reacciones de Bowen

La formación de magmas parciales se explica por a) La diferenciación gravitatoria b) El principio de reacción de BOWEN (izq.): Las reacciones de los minerales cristalizados temprano con el magma restante se puede describir esencialmente con los dos siguientes sistemas sencillos de modelo: Forsterita (Mg2SiO4) - SiO2 apropiado para los minerales máficos como olivino y piroxeno: Cristalización del olivino --> separación parcial del magma restante por gravitación (acumulación del olivino en el fondo de la cámara magmática) o por la formación de una aureola de piroxeno alrededor del olivino, la cual funciona como un escudo de protección impidiendo que el olivino reaccione con el magma --> magma restante enriquecido en SiO2 y en Fe2+, más pobre en MgO respecto al magma originario --> descenso de la temperatura --> formación de (Mg, Fe) piroxeno --> (Mg, Fe) Ca-piroxeno --> hornblenda --> biotita. Los minerales cristalizados relativamente tarde como hornblenda y piroxeno incorporan grupos de OH en su estructura.

Factores importantes de la diferenciación del magma son: - la temperatura, - la composición del magma restante variándose, - la presión parcial del gas de H2O a partir de la cristalización de los minerales caracterizados por grupos de OH.

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El contenido mineral modal de las magmáticas varía ampliamente con los contenidos en los óxidos. La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación mencionados en lo siguiente: a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior. b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente hundida. c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada. d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la corteza terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros procesos. Las plagioclasas en el sistema magmático Sistema binario de las plagioclasas (cristales mixtos) Anortita (CaAl2Si2O8) - Albita (NaAlSi3O8) apropiado para los minerales claros o es decir félsicos: La plagioclasa cristalizada temprano es rica en Ca2+ y reacciona con el magma restante formando una plagioclasa menos rica en Ca2+, más rica en Na+ con la temperatura disminuyéndo. Cuando el cristal mixto de plagioclasa no reacciona completamente con el magma restante - un caso común en la naturaleza - el magma restante se vuelve más rico en Na2O y en SiO2 y más pobre en CaO y Al2O3 en consecuencia de la cristalización de la plagioclasa rica en Ca2+. Los desequilibrios químicos resultan en la formación de plagioclasa zonada con un núcleo rico en Ca2+ y un margen rico en Na+. K se consume al primero en la formación de biotita y luego después de una nueva acumulación en el magma restante K contribuye a la cristalización de los feldespatos alcalinos (KAlSi3O8). Si la cristalización inicia con un mineral máfico o félsico depende sobre todo de la composición original del magma. Disminuyendo la temperatura del magma la polimerización de Si-O se aumenta dando lugar a estructuras cristalinas complejas. La proporción Si:O se reduce.

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En olivino Si:O = 4 : 16 En piroxeno Si:O = 4 : 12. En hornblenda Si:O = 4 : 11.

En biotita Si:O = 4 : 10

En anortita

En albita

Si:O = 4:16

Si:O = 4: 10.7

En el transcurso de la cristalización y del fraccionamiento (=separación de los minerales cristalizados del magma) el magma restante se enriquece en: H2O, Si4+, Na+. Clasificación de la secuencia magmática La clasificación de la secuencia magmática se subdividen en grandes rasgos como sigue:

Fase magmática Intervalo de temperatura

Fase magmática temprana > 900°C Fase magmática principal 900 - 600°C Fase pegmatítica 600 - 500°C Fase neumatolítica 500 - 400°C Fase hidrotermal (>>) 400 - 100°C Fase teletermal < 100°C

Fase pegmatítica (500 - 600°C) En la fase pegmatítica cristalizan grandes cantidades de silicatos con elementos raros y no compatibles tales como berilio, boro, niobio y otros. Los elementos no compatibles se incorporan sólo difícilmente en las estructuras de minerales de formación magmática o metamórfica. Durante la cristalización magmática se acumulan en el magma restante disminuyéndose paulatinamente. A partir de este magma restante enriquecido en los elementos no compatibles cristalizan minerales de estructuras menos ordenadas mejor apropiadas para incorporar los iones de los elementos no compatibles. Las propiedades responsables para la incompatibilidad de algunos elementos son las siguientes: Un radio jónico grande (elemento litófilo) en combinación con un potencial jónico relativamente pequeño (menor a 2,0). Los radios jónicos de algunos elementos son demasiado grandes para ocupar las posiciones jónicos entre los tetraedros de [SiO4]4- de los silicatos. Por ejemplo los radios iónicos grandes de K+, Rb+, Cs+ y en menor escala Na+ excluyen estos elementos de varios silicatos, especialmente de los minerales densos de Fe-Mg tales como olivino y piroxeno. Un alto potencial de ionización (> 2,0). Por ejemplo el ion Th4+ tiene un radio jónico similar a el de Ca2+, pero su alta fuerza polarizante y su enlace relativamente covalente se oponen a la ocupación de las posiciones normalmente ocupadas por el Ca2+ en un cristal cuyos enlaces principalmente son de carácter jónico. Otros elementos de

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potencial de ionización alto (> 2,0) y de un radio jónico pequeño a mediano son B, Be, Nb, Ta, U. Además los elementos livianos de las tierras raras (LREE) son incompatibles. Pero los elementos pesados de las tierras raras (HREE) pueden incorporarse más fácilmente en las estructuras cristalinas de algunos minerales formadores de rocas debido a sus radios jónicos medianos. Los elementos de las tierras raras o es decir los lantánidos son los elementos desde La hasta Lu. Fase hidrotermal La fase hidrotermal se puede subdividir más en:

Fase: temperatura en ºC Katatermal 400 - 300°C Mesotermal 300 - 200°C Epitermal 200 - 100°C

Estado hidrotermal La materia residual final del magma es una solución acuosa rica en Si, se encuentra en el estado líquido a temperaturas relativamente bajas y forma filones rocosos. La fase hidrotermal juega un papel muy importante en la formación de yacimientos. Abajo del punto triple de agua el sistema hidrotermal depende mucho de la temperatura y de la presión. Transformación de un magma por contaminación Un magma puede ser modificado por la asimilación (incorporación y fusión) de rocas de caja en el. El magma solo puede fundir los minerales con temperaturas de fusión o cristalización respectivamente menores en comparación con la temperatura del magma. Un magma de composición andesítica por ejemplo no es capaz de asimilar los minerales olivino y anortita de temperaturas de fusión más altas. Origen del magma en el contexto de la tectónica de placas De acuerdo de la situación geotectónica se forman diferentes tipos de magma. El magma en zonas de subducción es diferente al magma de una dorsal centrooceánica. El ambiente geotectónico se refleja entonces en los tipos de rocas magmáticas (composición petrográfica) y en la composición química, especialmente de los elementos de traza y de las tierras raras (Nb, Y, La). Manto superior: formación de corteza oceánica nueva de composición máfica por magma ascendente en los bordes expansivos de placas litosféricas (lomos oceánicos). Corteza terrestre: los bordes de las placas litosféricas se hunden en el manto superior, donde sus superficies superiores se funden, se transforman en magma, que asciende hacia la corteza terrestre: subducción.

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CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS

Introducción La mayoría de las rocas magmáticas de la Tierra se constituye en más de 90% del peso de minerales de silicato y cuarzo o sólo de minerales de silicato. En poco porcentaje de peso pueden participar óxidos de Fe y de Ti, en menor porcentaje de peso pueden presentarse fosfato de calcio y otros minerales. En general se puede presentar la composición de las rocas magmáticas completamente o casi completamente por medio de su contenido en los óxidos siguientes: SiO2, TiO2, Al2O3, Fe(3+)

2O3, Fe(2+)O, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, CO2, SO3 y H2O. Normalmente SiO2 es el componente dominante. Clasificación por el contenido de SiO2 Una clasificación simple de las magmáticas se basa en su contenido en SiO2, se distingue:

magmáticas ácidas: >65% de SiO2 magmáticas

intermedias: 65 - 52% de SiO2

magmáticas básicas: 52 - 45% de SiO2 magmáticas

ultrabásicas: <45% de SiO2

El contenido mineral modal de las magmáticas varía ampliamente con los contenidos en los óxidos. La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación mencionados en lo siguiente: a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior. b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente hundida. c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada. d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la corteza terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros procesos. La nomenclatura siguiente se funda en las reglas de la Unión Internacional de las Ciencias Geológicas. Dichas reglas se presenta en el triángulo doble de Streckeisen y otros diagramas. En el caso de las plutónicas y diques completamente cristalinos la clasificación se basa en el contenido mineral modal. El contenido mineral modal significa la participación cuantitativa de los minerales en porcentajes de volumen global de la roca en cuestión y se puede determinarlo cuantitativamente.

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Diagrama de STRECKEISEN (Triangulo doble de STRECKEISEN): 1. Para rocas intrusivas y hipoabisales (subvolcanicas) 2. Para rocas volcánicas

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Uso del diagrama:

Ejemplo del cálculo para encontrar el punto en el triangulo

Para la presentación de una roca magmática se debe conocer su contenido mineral modal. Métodos simples para determinarlo son los siguientes : a) Se determina el contenido cualitativo de la roca identificando todos los minerales microscópicamente visibles y se estima la participación de cada tipo de mineral.

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b) Se determina el contenido cualitativo de la roca observando una sección transparente de la roca en cuestión a través de un micropolariscopio, identificando todos los minerales y contando los diferentes tipos de minerales (por ej. por medio de un ‘point counter’), que aparecen en un área definida, por ej. de la dimensión 10 x 10 mm2. Los cuatro parámetros del triángulo doble de Streckeisen son : 1. Q = Cuarzo y otros minerales de SiO2. 2. A = Feldespato alcalino (feldespato potásico incluido pertita y albita con menos de 5% del componente anortita, sanidina). 3. P = Plagioclasa (An 5 a 100), scapolita. 4. F = Feldespatoides : leucita, calsilita, nefelina, sodalita, noseana, hauyna, cancrinita, analcima y los productos de transformación de estos minerales. Los porcentajes de volumen de los componentes A, P, Q o F se determina contando los componentes A, P, Q o F o se aplica una de las normas especiales a un análisis químico de la roca. Se convierte los porcentajes de volumen de A, P, Q o F a 100% y los resultados se presentan en el triángulo doble de Streckeisen. De tal modo se puede clasificar una roca magmática y se obtiene la denominación de la roca en cuestión. El problema de campo 9 y 10 (Andesita-Basalto/Diorita-Gabro) Dioritas/andesitas y gabros/basaltos caen en el mismo campo (campo10) del triángulo doble de Streckeisen. Casi el único componente claro, de que se constituyen, es la plagioclasa. Se distingue entre diorita y gabro con base en la composición de la plagioclasa :

Andesita Basalto

Anortita en la plagioclasa:

An 30-50%

Anortita en la plagioclasa:

An 50-90%

Hornblenda Augita Biotita Olivino

más clara más oscuro porfídica textura fina

Diorita Gabro Anortita en la plagioclasa

An 30-50% Anortita en la plagioclasa:

An 50-90% Hornblenda Augita

Biotita Olivino más clara más oscuro

Contenido de minerales amorfos En el caso de las vulcanitas adicionalmente se puede indicar su contenido en vidrio como sigue: 0 - 20 % de volumen: llevando vidrio. 20 - 50 % de volumen: rico en vidrio. 50 - 100 % de volumen: vidrioso. Vulcanitas ácidas y vidriosas con un porcentaje de volumen mayor que 80% se llaman obsidiana.

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Los minerales máficos Los minerales máficos no se presentan en el triángulo doble de Streckeisen. Minerales máficos son micas de Fe y Mg, anfíboles y piroxenos, olivino, menas, circón, apatito, titanita, epidota, anortita, granate, melilita, monticelita y carbonatos primarios. Según su composición la moscovita no pertenece a los minerales máficos, pero tampoco pertenece a los componentes A, P, Q y F. Los minerales máficos se toman en cuenta de tal modo, que se determinan su participación en la roca magmática en cuestión. Si su participación es menor de 90% (índice de color M < 90), se utiliza el triángulo doble de Streckeisen. Si su participación es mayor de 90% (M > 90), se trata de una roca ultrabásica, la cual se clasifica a través de otros diagramas, que se basan en el contenido de los minerales máficos. Para todas las categorías de rocas del triángulo doble de Streckeisen se puede utilizar una clasificación suplementaria en base de su índice de color empleando los prefijos siguientes :

Nombre M (cant. de máficos)

leuco- M= 0 - 35% meso- M= 35 - 65% mela- M= 65 - 90% ultramáfico M= 90 - 100%.

Rocas, cuya composición se presenta al lado izquierdo del triángulo doble de Streckeisen es decir rocas ricas en A y Q o A y F, son más pobres en minerales máficos que las rocas, cuya composición cae al lado derecho de este triángulo o es decir rocas ricas en P y Q o P y F. Además se puede utilizar triángulos, que proporcionan los contenidos en minerales máficos, feldespatos y cuarzo o feldespatoides en vez de cuarzo. Para la presentación de los cuatro componentes se debe utilizar un tetraedro. Reglas especiales se emplea para rocas, que llevan melilita (sorosilicato, que forma pares de tetraedros de (SiO4)4-, (Ca,Na)2((Mg,Fe2+,Al,Si)3o7) y carbonatos.

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Diagrama de la clasificación basada en los contenidos de Olivino-Piroxenos Para m>90 %: Contenido de minerales máficos mayor de 90 %

Diques y rocas subvolcánicas (hipoabisales) La nomenclatura para los diques y rocas subvolcánicas no se practica uniformemente, pero se tiende a acercarla a la nomenclatura de las rocas plutónicas. En el caso de estas rocas se elige una denominación, que también indica propiedades especiales de su textura, por ejemplo se llama microgranito a un dique o una roca subvolcánica de composición granítica o se llama microgranito porfídico a un dique con inclusiones de feldespato y/o cuarzo en una masa densa o de grano muy fino. Denominación: a) Según STRECKEISEN para rocas intrusivas: b) Nombres especiales: Pegmatita / Aplita / Lamprófidos Ejemplos: granito porfídico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una textura porfídica. microdiorita: Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños. pegmatita: Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos químicos muy escasos. Aplita: Dique blanco con cristales pequeños. Lamprófidos: composición mesocrática a melanocrática. Piroclásticos El material no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos.

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Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportadas y aglomeradas con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normal. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico. Clasificación de las piroclásticos :

Tamaño de los fragmentos

Tefra (sin compactación)

piroclasticas (compactadas)

> 64 mm bombas piroclásticas 2 - 64 mm lapilli toba de lapilli

< 2 mm ceniza toba de ceniza, ignimbrita

Nombres especiales Piedra pómez son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina). Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. Sus equivalentes basálticos se denominan escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más raras que la piedra pómez Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes de ceniza, son de mala selección, de tamaño relativo de componentes irregular, de modo heterogéneo, porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a formaciones de vidrio, aplanadas con diámetros de hasta 10cm. Las rocas volcánicas (extrusivas) Introducción: Formas de solidificación de las vulcanitas estrechamente están relacionadas con su contenido en SiO2, con el contenido gaseoso de los fundidos respectivos y con la viscosidad de la lava. Los magmas o las lavas de alto contenido en SiO2 son de alta viscosidad o es decir ellos son relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de bajo contenido en SiO2 son de poca viscosidad o es decir son relativamente líquidos. Las superficies de corrientes de lava basálticos, que son de poca viscosidad (muy líquidos), muestran formas de solidificación características. Las denominaciones de estas formas de solidificación se han derivados de las lenguas aborígenes de Hawai, por ejemplo las lavas cordadas se llama ‘Lava de Aa y Pahoehoe’. Si un corriente de lava fluye en un lago o hacia el interior de un mar (en los lomos de mar subacuáticos por ej.) se forman las lavas de almohada o ‘pillows’, que son de composición basáltica.

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La lava Propiedades de la lava son las siguientes: a) Temperatura (T) b) Explosividad a) Viscosidad: el grado, en que el fluido se resiste a fluir cuando está sujeto a fuerzas no equilibradas.

Viscosidad baja = derretido, similar a una mezcla de leche y azúcar para hacer caramelos a baja T. Viscosidad alta = pegajoso, similar a la misma mezcla de leche y azúcar, que fue hervida varios minutos y enfriada y que se ha convertida en una mezcla espesa.

Lava básica Emerge con T = 1000 - 1200°C. De baja viscosidad debido a su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Se mueve rápidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales como laderas de pendientes suaves, a menudo se desparrama en láminas delgadas. De bajo contenido en volátiles. Lava ácida Emerge con T = 800 - 1000°C. De alta viscosidad, por esto fluye lentamente y se solidifica relativamente cerca del lugar de donde emerge. De alta explosividad debido a su alto contenido en volátiles. Textura:

Texture' (ingles) Modo de construcción de la roca, describe las relaciones entre los componentes, que construyen la roca. 'Fabric' (ingles) Disposición espacial de los componentes de una roca. Componentes se llama a grupos de minerales idénticos o elementos estructurales idénticos.

Textura fanerítica Los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra de mano. Las rocas de textura fanerítica son características para intrusiones (rocas plutónicas) y para los núcleos de cuerpos extrusivos grandes (rocas volcánicas), que enfrían lentamente permitiendo un crecimiento de minerales grandes. Ejemplos de rocas son: granito equigranular, de grano medio y macrocristalino; monzonita de grano medio a grueso; gabro de grano pequeño o grueso. Textura afanítica Los cristales son tan pequeños, que se debe observarlos con un microscopio para identificarlos. Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos a partir de que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas originan de cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy somera o en la superficie terrestre, donde el enfriamiento pasa rápidamente. La textura afanítica también puede formarse secundariamente por la desvitrificación de vidrios naturales. Ejemplos de rocas son: basalto, la matriz afanítica de muchas rocas volcánicas.

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Textura vítrea La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico visible en una muestra de mano, cristales parcialmente también pueden constituir la roca. La textura vítrea se forma en cuerpos magmáticos como corrientes de lava e intrusiones emplazadas en una profundidad muy somera. En este ambiente la temperatura inicialmente alta de los cuerpos magmáticos desciende tan rápidamente, que los átomos no tienen suficiente tiempo para ordenarse y formar una estructura ordenada cristalina. El líquido silicatado se solidifica formando un vidrio completamente desordenado. Textura porfídica

Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura porfídica y presentan la variación hiatal y irregular de tamaños de granos. La textura porfídica se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales son redondeados con respecto a sus aristas o corroídos con bordes redondeados o arqueados.

Los fenocristales están aislados o agrupados. En el último caso la textura se llama textura glomeroporfídica. Los fenocristales pueden ser de un solo tipo de mineral o de varios tipos de minerales. La textura fina de la matriz de muchas rocas porfídicas a menudo es microlítica, constituida de numerosos cristales pequeños distribuidos irregularmente o alineados, que se ubican en una masa de cristales aún más finos o de vidrio. La textura porfídica es típica para las rocas volcánicas, para muchas rocas subvolcánicas y para algunos diques. Incluso las plutonitas pueden adquirir una textura similar a la textura porfídica producida por cristales grandes similares a fenocristales Origen de la textura porfídica:

Los primeros cristales crecidos son idiomorfos, de mayor tamaño, son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos y poco a poco y están envueltos por una masa de grano fino de los cristales que se han formado por un cambio rápido posterior de temperatura. Textura clástica Clastos, fragmentos de vidrio, rocas y minerales están unidos por una matriz. Esta textura es típica para rocas magmáticas de formación volcánica explosiva. Rocas de dos tipos dominantes de textura son los siguientes: Una roca de textura clástica puede constituirse de fragmentos de rocas afaníticas y/o faneríticas y de fragmentos vítreos. Si la mayoría de los clastos son vítreos, se la textura de la roca vitroclástica. Textura fluidal La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una

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corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre.

Textura_Ofítica La textura ofítica se aprecia por cristales de plagioclasa completamente o parcialmente encerrado por augita. La augita encierra poiquilíticamente las plagioclasas. Si granos o agregados de granos de otros minerales llenan los intersticios de las plagioclasas se habla de una textura intergranular. Si el material de los intersticios es principalmente de vidrio se trata de una textura hialofítica. Textura_intersertal Los intersticios de los cristales grandes y abundantes son manchas angulares de una masa hemicristalina o vítrea o es decir las texturas equivalentes a la textura ofítica formadas por otros minerales. Textura_traquítica Textura característica para las traquitas. La masa básica es principalmente holocristalina o incluye sólo una porción pequeña de vidrio. En consecuencia del movimiento de la lava las láminas y listones de feldespato están alineadas en cierto grado paralelamente. La textura traquítica es típica para las traquitas y otras vulcanitas y subvulcanitas ricas en feldespato. Textura_pilotáxica Textura de rocas holocristalinas porfídicas con una masa básica esencialmente de microlitos de forma tabular y de listón y a menudo alineados en consecuencia del movimiento de la lava. Textura afírica o afídica Hablando de una textura afírica o afídica se destaca la ausencia de una textura porfídica en una roca y se refiere a una textura afanítica sin fenocristales. Textura vitroporfídica La textura de una roca principalmente vítrea con algunos fenocristales se denomina vitroporfídica. Esta textura es una combinación de las texturas vítrea y porfídica.

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Muchas rocas volcánicas vítreas contienen fenocristales euhédricos (es decir los minerales presentan algunas señales de cristales) crecidos a condiciones de menor perdida de energía térmica y/o de gas en comparación a las condiciones de formación del vidrio. Los fenocristales de feldespato nadan en una matriz de vidrio perlítico con bandas de concentraciones variables de cristalitos diminutos. La textura vitroporfídica se genera por efervescencia explosiva de un magma viscoso de sílice. Textura esferulítica La roca se caracteriza por esferulitas, las cuales son concentraciones esféricas o elipsoidales de cristales fibrosos y radiantes, ubicadas en una matriz vítrea o afanítica. Las esferulitas se componen generalmente de feldespato alcalino y de polimorfos de SiO2. Sus diámetros pueden variar de menos de 1mm a 1m. Un núcleo central comúnmente presente actúa como u germen, que inicia la cristalización. Las esferulitas se forman cuando la lava todavía está en movimiento o cuando ha terminado su movimiento. Textura pumítica o espumosa La textura pumítica se refiere a una roca de vesículas en un enrejado de material vítreo. Durante la descarga de presión y la extrusión de un magma rico en gas los gases disueltos forman pequeñas burbujas innumerables o vesículas respectivamente. Si las vesículas residan en un magma sin o pobre en cristales subsecuentemente solidificándose y formando material vítreo o afanítico resulta una roca de vesículas en un enrejad de vítreo o de material afanítico o se decir una roca de textura pumítica. Denominación de las rocas extrusivas a) Según Streckeisen: véase STRECKEISEN Contenido de: Cuarzo / Plagioclasa / Feldespato alcalino / Feldespatoides b) Según la composición geoquímica c) Nombres especiales (véase nombres especiales) como Carbonatita, Diabasa.

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Rocas volcánicas Andesita:

La Andesita se compone principalmente de plagioclasa, hornblenda, biotita y augita. Frecuentemente muestra una textura porfídica con fenocristales de plagioclasa. La matriz es densa y microcristalina de color negro, gris, gris-verdoso, rojizo-café. Los fenocristales son idiomorfos hasta hipidiomorfo de tamaño hasta un centímetro.

Basalto:

Textura micro/ criptocristalina casi sin fenocristales. Plagioclasa, foides, augita, anfíbol, olivino, magnetita y apatita. Normalmente de color negro o negro-verdoso.

Riolita:

La Riolita tiene una textura micro- criptocristalina, algunas veces con textura porfídica. Se compone de cuarzo, plagioclasa, feldespatos alcalinos y biotita (en general poco máficos). Vidrio volcánico y textura fluidal son comunes.

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GÉNESIS DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS.

1. El Magma - una introducción El magma se puede definir como una mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancia en estado sólido, líquido y gaseoso debido a la temperatura del magma que es por encima de los puntos de fusión de determinados componentes del magma. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente. En la mayoría de los magmas algunos cristales formadores durante las fases previas de enfriamiento de magma se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales suspendidos y material líquido imprime al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido. Además de líquidos y sólidos el magma contiene diversos gases disueltos en el. Magma. El punto de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir en el manto superior. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estado sólido. Este estado se llama la fusión parcial. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas. Por ejemplo el magma máfico, que asciende continuamente a lo largo de los bordes de expansión en los océanos se reúne en cámaras magmáticas cerca de la base de la corteza oceánica en profundidades entre 4 y 6 km por debajo del fondo oceánico. El magma emplazado en alta profundidad en la corteza terrestre enfría lentamente. En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas de cristalización de los minerales son altas también. Una disminución de la presión tiene en consecuencia una disminución en la temperatura de fusión o cristalización de los minerales. De este modo en altas profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de material sólido. Comparamos el material sólido rocoso situado en altas profundidades es decir en el manto superior con un volumen de agua encerrado en una olla de presión hirviéndose por ejemplo a una temperatura de T = 120°C. ¿Cómo el agua se convierte en vapor? ¿O es decir cómo el material rocoso se convierte en un magma? Hay dos posibilidades 1. Se puede intensificar el fuego o es decir aumentar la temperatura hasta que el agua está en ebullición. 2. Se puede abrir la olla de presión o es decir disminuir la presión, el agua saldrá de la olla en forma explosiva y gaseosa. En el caso del material rocoso situado en el manto superior la disminución de la presión (la segunda alternativa) es la más probable para la fundición del material rocoso y la generación del magma. Lava Lava se denomina la porción del magma, que aparece en la superficie terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava enfría rápidamente. Volátiles Volátiles son sustancias químicas líquidas y gaseosas que mantienen el estado líquido o gaseoso a una temperatura (temperatura de fusión o de condensación respectivamente)

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más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas de fusión relativamente altas. El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes: Agua como gas disuelto: 0,5 - 8% del magma y 90% de todos los volátiles. Carbono en forma de CO2, Azufre S2, Nitrógeno N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor F2 e Hidrógeno H2. Durante la cristalización del magma los volátiles son separados del magma en consecuencia de su temperatura de fusión o condensación respectivamente mucho más baja que la de los silicatos. Los volátiles se liberan junto con el magma emitido por un volcán por ejemplo. La liberación de los volátiles es responsable de la formación de nuestra atmósfera y de la hidrosfera. 1.3 Gradiente geotérmico El gradiente geotérmico en la corteza o es decir la subida de la temperatura con la profundidad es como promedio 1°/30m o 30°/1km. En una zona de subducción a lo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C a 10°C/1km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede alcanzar 90° a 100°/km. 1.4 Como se funde una roca en la naturaleza Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión, composición química). En lo siguiente se presenta la temperatura de fusión (Tf) de algunos minerales y rocas para presiones definidas. Se concluye, - que en ausencia de agua un aumento en la presión tiene un aumento en la temperatura de fusión como consecuencia o viceversa una baja de la presión resulta en una disminución de la temperatura de fusión de una sustancia. - que la temperatura de fusión de una roca seca es mayor en comparación a la temperatura de fusión de la misma roca con la presencia substancial de agua. Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión de los silicatos en el magma. Un magma ascendente, que contiene agua y que está expuesta a una disminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza puede llegar a profundidades someras e incluso a la superficie terrestre antes de solidificarse. Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento Las rocas ígneas o magmáticas se puede subdividir en 2 o mejor en 4 subgrupos. Los dos más importantes serían las rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades, adentro de la tierra), las rocas extrusivas o volcánicas (cristalización a la superficie de la tierra). Además existe el grupo de las rocas subvolcánicas o hipoabisales (cristalización adentro de la tierra pero en sectores cercanos de la superficie y el grupo de las rocas piroclasticas cuales se forman en conjunto de procesos atmosféricos como el viento.

LAS ROCAS VOLCANOCLÁSTICAS (O PIROCLÁSTICAS)

Ambiente de génesis En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto. Este material expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, no compactado se denomina tefra,

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independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclástos. Las explosiones originan de magma viscoso en ebullición estando cerca de la superficie terrestre, a veces incorporan otras rocas ya solidificadas o magma ya solidificado situados encima del cuerpo magmático en ebullición. Otra causa para las explosiones es el ingreso de agua en un cuerpo magmático viscoso de cualquier contenido en gas. Por la temperatura muy elevada el agua se convierte en vapor aumentando su volumen apreciadamente, las rocas adyacentes se fragmentan debido a la energía generada por la deliberación del gas y se produce una explosión del material. En el caso de una explosión freática el agua subterránea se calienta debido a un cuerpo magmático subyacente de temperatura elevada, y al vaporizar explota expulsando fragmentos accidentales de rocas adyacentes. En una explosión freatomagmática se produce fragmentos juveniles y accidentales. El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transporte y deposición: caer desde una nube de ceniza en alturas altas de la atmósfera, flotar en el aire o fluir en una avalancha ardiente.

Depósitos de tefra transportada en una nube de ceniza en altura alta de la atmósfera En las erupciones muy explosivas la tefra de tamaño de grano lapilli y ceniza es expulsada hacia alturas altas de la atmósfera, transportad en estas alturas distancias muy largas por medio de corrientes de aire de la nube eruptiva o por el viento antes de caer a la superficie terrestre bajo la influencia de la gravedad. La erupción de un volcán ubicado en Oregón en los Estados Unidos 6600 años atrás ha producido una capa de ceniza volcánica de 30 cm de potencia y hasta una distancia de 130km alrededor del cráter volcánico. La tefra acumulada de esta manera forma puede formar estratos delgados de 1mm o menos de potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral y la composición de cristales y de partículas vítreas de un estrato de tefra puede ser uniforme. Ambas características (alta extensión, composición uniforma) favorecen el empleo de los estratos de tefra transportada por el aire en la atmósfera alta como horizontes estratigráficos en la geocronología. Además la tefra puede alterarse produciendo depósitos de arcillas y zeolitas económicamente valerosos.

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Depósitos de una nube de forma anular La nube se constituye de gotas de agua y en menor cantidad de partículas sólidas moviéndose lateralmente con velocidades de un huracán partiendo de la base de una pila de erupción vertical. Estas nubes anulares están iniciadas por erupciones freatomagmáticas caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se extienden hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar potencias hasta 1m. Depósitos de corrientes piroclásticas Una corriente piroclástica o de ceniza o una avalancha ardiente es una mezcla móvil y muy caliente de gas y tefra (eyecciones), que se mueve a lo largo de la superficie terrestre alejándose del centro de erupción y manteniendo su aspecto de corriente. Los depósitos de este tipo son las ignimbritas. Las rocas volcanoclásticas y piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas sedimentarias. El aspecto de su origen de una erupción volcánica es un argumento para considerar los piroclásticos como magmatitas, en el aspecto, que son transportados antes de su sedimentación los piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias. Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportadas y aglomeradas con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normal. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico. Textura Las rocas volcanoclásticas son aquellas con textura clástica causada por procesos volcánicos. Las erupciones volcánicas explosivas por ejemplo producen volúmenes grandes de material detrítico (de detritus) volcanoclástico. Bloques se llama los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. Las bombas constituidas por fragmentos de magma (normalmente de composición básica o intermedia) son expulsadas, transportadas balísticamente y modeladas mediante su solidificación en el aire resultando en cuerpos aerodinámicos. Adicionalmente a la clasificación según su tamaño se pueden distinguir los fragmentos volcánicos con base en su composición:

a) Vítreo b) Cristalino c) Lítico, es decir de fragmentos de rocas poligranulares (de "litos" = roca)

Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos o cristalinos, bloques comúnmente son líticos y ocasionalmente vítreos. Los clastos volcánicos pueden ser cementados por minerales precipitados secundariamente como en las rocas sedimentarias o si están calientes todavía pueden ser soldados con fragmentos vítreos diminutos. La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de los clastos. Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclásticas constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios entre los lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcánica) respectivamente se llenan usualmente con partículas de grano más fino. Más comunes son las mezclas

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consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea). A veces se emplean el término aglomerado para depósitos no sorteados de bombas acumulados cerca del viento volcánico Denominación: a) Por medio del tamaño de los piroclastos (Bombas, Lapilli) Tamaño de los fragmentos Tefra (sin compactación) piroclasticas

(compactadas) > 64 mm bombas piroclásticas 2 - 64 mm lapilli toba de lapilli < 2 mm ceniza toba de ceniza, ignimbrita

b) Nombres especiales como Ignimbrita, Liparita, Piedra Pómez c) Una tercera clasificación se funda en la herencia de los fragmentos volcánicos. Los clastos involucrados y provenientes del evento volcánico se llaman clastos juveniles. Los clastos formados por fragmentación de rocas preexistentes e incorporados en los depósitos volcanoclásticos son clastos accidentales. Ejemplos de rocas: Pumitas son piroclásticos porosos, pumíticas, con brillo sedoso, que nadan en la superficie de agua. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. De tal modo la roca semeja a espuma. Se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina característica para las erupciones iniciales). El material expulsado es muy rico en gas y solidifica durante su vuelo por el aire. Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Pumitas frescas son de brillo sedoso. Sus equivalentes basálticos se denominan escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más raras que la pumita. La pumita se usa como roca de construcción ligera y como aislante térmico. Piedra pómez son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad. Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. La palabra piedra pómez incluye todos las rocas piroclasticas porosas. Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes del material expulsado del volcán (avalanchas ardientes). Se constituyen de ceniza, lapilli y bloques. Las componentes están soldadas entre sí. Se puede denominarlas brechas tufíticas de material volcánico de todos los tamaños de grano (ceniza, lapilli, bloques). Las ignimbritas son de mala selección, es decir de distribución irregular de los tamaños de granos, heterogéneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a componentes vítreas, aplanadas con diámetros de hasta 10cm.