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Tema 12

Educación Secundaria

BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA

� ORIENTACIONES PARA EL ESTUDIO DEL TEMA

0. INTRODUCCIÓN

12. 1.- ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS.

12. 2.- EVOLUCIÓN MAGMÁTICA.

12. 3.- EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS.

12. 4.- MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS.

12. 5.- TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS, CARACTERÍSTICAS Y TEXTURAS. ROCAS ÍGNEAS

MÁS IMPORTANTES.

� CONCLUSIÓN

� BIBLIOGRAFÍA COMENTADA

� WEBGRAFÍA

� GLOSARIO

� ESQUEMA / RESUMEN

� CUESTIONES PARA EL REPASO

PROPUESTAS DE SOLUCIÓN

� ORIENTACIONES PARA LA REDACCIÓN DEL TEMA

� ORIENTACIONES PARA LA LECTURA DEL TEMA

� APLICACIÓN DE ESTE TEMA A LOS PRÁCTICOS

� RESUMEN (Ejemplo para la Redacción del tema en la Oposición)

MAGMATISMO. ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA. EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA

DE LOS CUERPOS ÍGNEOS. MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS. TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS, CARACTERÍSTICAS

Y TEXTURAS. ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES 12. 1. Origen y tipos de magmas. 12. 2. Evolución magmática. 12. 3. Emplazamiento y morfología de los cuerpos ígneos. 12. 4. Magmatismo y tectónica de placas. 12.5. Tipos de rocas ígneas, características y texturas. Rocas ígneas más importantes.

magister

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Biología y Geología. Tema 12

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El propósito del tema es el conocimiento de los aspectos más significativos del magmatismo, el ambiente de consolidación magmática y los diferentes tipos de rocas magmáticas formadas. El índice pone de manifiesto la estructura básica del tema, mientras que la introducción expone la orientación fundamental del tema y sus componentes básicos. El tema presenta dos líneas de desarrollo, la primera dedicada al estudio de la producción y consolidación del magma y la segunda dedicada al estudio de la clasificación y principales rocas magmáticas.

Es preciso leer cada epígrafe con atención una primera vez, tratando de entroncar los nuevos

conceptos con otros ya conocidos anteriormente, pero sin intentar memorizar nada, tan solo

comprender lo escrito. Tras ello se realizará una segunda lectura acompañada del subrayado de

cada epígrafe, destacando los aspectos básicos que más resalten para la comprensión del tema

tratado.

En el texto se facilitan dos tipos de ayuda para el estudio, las señales “importante”, que dirigen

el estudio hacia los puntos más significativos que no pueden ser olvidados y los recuadros de

texto, con orientaciones útiles para recordar y poner de manifiesto los aspectos básicos del

tema y su desarrollo lógico.

Para facilitar la memorización del tema es preciso comprender que los magmas consolidan bajo

diferentes circunstancias, siendo una de las principales la velocidad de enfriamiento,

responsable última de los minerales existentes en las rocas.

También conviene considerar la forma de los emplazamientos de los cuerpos magmáticos,

capaces de fundir y asimilar los materiales encajantes.

Finalmente es preciso conocer las diferencias entre las diferentes rocas magmáticas, que se

reflejan mediante la adecuada utilización del diagrama QAPF.

�Relación con otros temas:

Por su contenido el tema está relacionado con el tema 7 (cristalografía), el tema 10 (Tectónica de placas), el tema 13 (Volcanismo), el tema 15 (Sedimentación), el tema 14 (Metamorfismo), el tema 19 (Geomorfología) y el tema 25 (Recursos minerales)

� ORIENTACIONES PARA EL ESTUDIO DEL TEMA

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Biología y Geología. Tema 12 ©MELC S.A. MAGISTER OPOSICIONES

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Las rocas ígneas (del latín igneus) o magmáticas se forman a partir del enfriamiento y la

solidificación de un fundido silicatado o magma. La solidificación del magma y su

consiguiente cristalización puede tener lugar en el interior de la corteza, tanto en zonas

profundas como superficiales, o sobre la superficie exterior de ésta.

Si la cristalización tiene lugar en una zona profunda de la corteza a las rocas así formadas se

les denominan rocas intrusivas o plutónicas (de Plutón, el dios del mundo inferior en la

mitología clásica). Por el contrario, si la solidificación magmática tiene lugar en la superficie

terrestre a las rocas se las denomina rocas extrusivas o volcánicas (de Vulcano, dios del fuego

en la mitología clásica que tenia su residencia bajo el volcán Etna).

Por último, si la solidificación magmática se produce cerca de la superficie de la tierra, de una

manera relativamente rápida y el magma rellena pequeños depósitos (p.ej. diques, filones, sills,

lacolitos, etc.) a las rocas así formadas se las denomina subvolcánicas o hipoabisales. Estas

rocas también reciben el nombre de rocas filonianas, ya que habitualmente están rellenando

grietas o filones.

Casi todos los fenómenos geológicos se producen en los bordes de placa, por lo que dichos bordes

han de ser objeto predominante de estudio a fin de comprender mejor la distribución de las áreas

de deformación, vulcanismo, metamorfismo y génesis de yacimientos, sin olvidar que también en

las zonas intraplaca se desarrollan procesos geológicos de gran interés, pero de menor importancia

cuantitativa.

Los procesos geológicos asociados a estos bordes o límites de placa dependen directamente del

tipo de movimiento que efectúen las placas de la litosfera y de los esfuerzos puestos en juego.

Tales procesos incluyen procesos de vulcanismo y magmatismo.

Los movimientos básicos que efectúan las placas son: de divergencia, desarrollados en régimen

distensivo; de convergencia, desarrollados en régimen compresivo y de deslizamiento,

desarrollados en un régimen que en general también es de tipo compresivo, pero mucho menos

que el anterior.

La clasificación de las rocas ígneas se basa en la composición mineralógica y en las texturas;

éstas últimas nos permiten establecer si nos encontramos con rocas plutónicas, volcánicas y

filonianas.

0 INTRODUCCIÓN

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�ENLACE: Comenzaremos el tema con la revisión de lo que es un magma y sus condiciones de formación. Tras conocer las condiciones de formación de los magmas, pasaremos a revisar los principales tipos y características de cada uno de ellos.

El magma se define como una mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos de

alta temperatura, normalmente incluye sustancias en estado sólido, líquido y gaseoso debido a

que la temperatura del magma está por encima de los puntos de fusión de la mayoría de los

minerales. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente.

En la mayoría de los magmas algunos cristales formados durante las fases iniciales de

enfriamiento se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales en

suspensión 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.

La zona de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200 km, 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. 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.

De esta forma el magma máfico (básico) 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.

En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas

de fusión de los minerales son también altas. Una disminución de la presión tiene en consecuencia

una disminución en la temperatura de fusión de los minerales. De este modo, si disminuye la

presión por alguna circunstancia en altas profundidades en la corteza terrestre o en el manto

superior, puede producirse magma a partir de material sólido sin aumento de temperatura.

De esta forma el material rocoso se convierte en un magma de dos maneras:

1. Por aumento de la temperatura de la zona,

2. Por disminución de la presión.

En el caso del material rocoso situado en el manto superior la disminución de la presión es la

causa más probable para la fusión del material rocoso y la generación del magma.

12.1. ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS

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Gradiente geotérmico

El gradiente geotérmico es el ascenso de la temperatura con la profundidad, en la corteza 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 10°C/1km. En una dorsal el gradiente

geotérmico es mayor y puede llegar a alcanzar los 100°/km.

La fusión de las rocas

Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión,

composición química). En la siguiente tabla se presenta la temperatura de fusión de algunos

minerales y rocas para presiones definidas:

Mineral o roca Formula Presión en

kbar

Profundidad

correspondiente en

km

Temperatura

de fusión 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

abundante de agua

60% de piroxeno,

40% de anortita,

agua

8 20 700-1000

Se observa que en ausencia de agua un aumento en la presión produce un aumento en la

temperatura de fusión, por el contrario una bajada de la presión se traduce en una disminución

de la temperatura de fusión. 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-consolidación de los

silicatos en el magma. Un magma ascendente que contenga agua y que esté expuesto a una

disminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza profunda puede llegar a

profundidades someras e incluso a la superficie terrestre antes de solidificarse.

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Atendiendo a su composición química existen varios tipos de magma. A grandes rasgos pueden

clasificarse en los siguientes grupos:

Magma ácido (o félsico): es viscoso, con alto contenido de sílice y suele tener temperaturas

inferiores a los 800º. El granito y la riolita son ejemplos característicos de rocas ígneas

procedentes de magmas ácidos. Estas rocas suelen ser claras y con una densidad media-baja.

Magma intermedio: presenta características de los dos tipos anteriores de magma. La

andesita es una roca procedente del magma intermedio. Las rocas de este tipo de magma

presentan diversas tonalidades y son de densidad media y media-alta.

Magma básico (máfico): es fluido, contiene poco sílice y suele encontrarse a temperaturas

muy altas (900 a 1.200º). El basalto y el gabro son rocas procedentes de este tipo de magmas.

Las rocas magmáticas básicas son, en general, muy densas y duras, de color oscuro.

Magma ultrabásico (o ultramáfico): es muy fluido, apenas contiene sílice y presenta grandes

concentraciones de hierro (Fe) y magnesio (Mg). Es el que posee temperaturas más altas,

incluso por encima de los 1.700º.

Atendiendo a su localización los magmas pueden ser corticales, los que se han formado en la

corteza y subcorticales, los que se han formado en el manto. Los primeros presentan

composiciones ácidas, los segundos básicas.

En todo caso las presiones a las que suelen estar sometidos los magmas tienden a producir el

ascenso de unos y de otros, con lo que se produce la asimilación (fusión) de las rocas

encajantes, variando poco a poco la composición original.

La lava

Se denomina lava a la parte del magma que aparece en la superficie terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua. La lava se desgasifica y se enfría rápidamente. Los volátiles Los volátiles son sustancias químicas gaseosas que mantienen el magma en estado líquido a una temperatura más baja que el punto de fusión 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 y Hidrógeno H2. Durante la cristalización del magma los volátiles se separan del magma a causa de su temperatura de condensación, mucho más baja que la de los silicatos. Los volátiles se liberan

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junto con el magma emitido por un volcán. La liberación de los volátiles ha sido responsable de la formación de la atmósfera y de la hidrosfera de la tierra.

�RECUERDA:

Magma: mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos.

Se forma:

- 1.-Por aumento de la temperatura de la zona,

- 2.-Por disminución de la presión.

Magma ácido: es viscoso, suele tener temperaturas inferiores a los 800º.

Magma básico: es fluido y suele encontrarse a temperaturas muy altas (900 a 1.200º)

Magma intermedio: con características de los dos tipos anteriores de magma

Magma ultrabásico: muy fluido, con temperaturas incluso por encima de los 1.700º

�ENLACE: Atenderemos ahora al proceso de enfriamiento y cristalización del magma, por medio del cual se forman los diferentes minerales que forman las rocas magmáticas. Cristalización del magma.-

La composición química global de las rocas ígneas presenta intervalos bastante limitados. El

componente más importante, SiO2, varía del 40 al 75 % en peso en los tipos de rocas ígneas

comunes. El Al2O3 varía generalmente del 10 al 20% en peso y los restantes componentes

principales no exceden generalmente el 10% en peso.

Cuando el magma posee un contenido bajo en SiO2, las rocas resultantes contienen minerales

relativamente pobres en sílice, como el olivino, el piroxeno, la hornblenda, la biotita y poco o

nada SiO2 libre (cuarzo). Estas rocas que tienden a ser oscuras a causa de su alto porcentaje en

minerales ferromagnesianos se denominan rocas máficas.

Cuando el fundido es pobre en SiO2 (subsilíceo) y rico en Al2O3, los productos de

cristalización resultantes contendrán minerales pobres en SiO2 como los feldespatoides y

faltará SiO2 libre como cuarzo.

La cristalización de un fundido rico en SiO2 (sobresaturado en sílice) da lugar a las rocas con

cuarzo abundante y feldespatos alcalinos, con o sin moscovita,y solo pequeñas cantidades de

12.2. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA

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minerales ferromagnesianos. Estas rocas se llaman félsicas o silícicas y son de color más claro

que las rocas máficas.

Cuando desciende la temperatura del magma bajo la elevada presión a la que está sometido, se

suceden tres fases en la consolidación, que presentan caracteres especiales:

- La fase ortomagmática, durante la cual desciende lentamente la temperatura del magma hasta

cerca de los 500 °C., produciéndose la cristalización de la mayoría de los minerales.

- La fase pegmatítica - pneumatolítica, De 500 °C a 374 °C, en la que el cuarzo y la ortosa

cristalizan simultáneamente, quedando la roca consolidada definitivamente. En el fluido residual

se concentran los componentes volátiles y al aumentar la presión se inyectan en las rocas

periféricas a la roca plutónica.

- La fase hidrotermal, los fluidos residuales son una solución acuosa de iones y átomos

metálicos a elevada temperatura. Estas soluciones residuales emigran a favor de grietas y fracturas

o planos de estratificación, consolidando en zonas más superficiales los últimos componentes del

magma, siendo la causa de la formación de yacimientos minerales útiles en las zonas periféricas

de los macizos de rocas plutónicas.

Series de Bowen.-

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. Dado que un

mineral es una fase sólida estable solamente en determinadas condiciones de presión y

temperatura los primeros cristales formados a altas temperaturas pueden cambiar después su

composición o pueden disolverse nuevamente al disminuir la temperatura del sistema.

Así pues 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. Los nuevos cristales son estables a las temperaturas más bajas establecidas ahora. Estos procesos de cambio de unos minerales por otros en la roca se llaman reacciones.

Como a medida que un magma asciende y se enfría, van variando las condiciones de presión y de

temperatura, también variarán las condiciones de estado de sus componentes y se formarán

cristales de minerales distintos para cada intervalo de presión y temperatura. Es decir, no todos los

minerales del magma cristalizan a la vez, sino unos a continuación de otros a medida que van

variando la presión y la temperatura.

Conforme disminuye la temperatura del magma suceden varias reacciones sucesivas, a la serie

ordenada de reacciones se denomina Serie de Bowen en honor al científico estadounidense que

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formuló este concepto. Se distinguen dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción

discontinua.

Los minerales melanocratos o ferromagnesianos forman una serie de reacción discontinua. El

orden general de cristalización de estos minerales en el magma es el siguiente:

Olivino - Piroxenos - Anfíboles - Biotita

Las plagioclasas forman una serie de reacción continua entre los términos anortita (el mineral más

cálcico, estable a temperatura elevada) y albita (el mineral más sódico, estable a baja temperatura)

se producen sustituciones isomórficas y todos los minerales de la serie presentan la misma

estructura cristalina.

La serie de reacción de los minerales leucocratos es la siguiente:

Plagioclasas cálcicas - Plagioclasas sódicas - Ortosa - Moscovita - cuarzo

Si un magma es rico en sílice (magma hipersilícico), habrá normalmente mucha sílice libre en el

fluido magmático, es decir, sílice que aún no ha cristalizado y ésta reaccionará con los minerales

que se hayan formado en cada intervalo de presión y temperatura y los irá consumiendo,

transformándolos en el siguiente mineral de la serie de Bowen, por lo que al enfriarse completa-

mente el magma sólo coexistirán los minerales de la parte baja de la serie: el cuarzo, la ortosa y

las micas. Estos magmas hipersilícicos son viscosos, por lo que ascienden lentamente a través de

la corteza y cristalizan dando lugar a los granitos y rocas afines.

Si hay poca sílice libre (magma hiposilícico), las series de Bowen evolucionan muy poco y se

forman minerales estables a alta temperatura (olivino, anortita, ...). Son magmas muy fluidos que

atraviesan rápidamente la corteza y originan normalmente rocas volcánicas como el basalto,

asociadas a un enfriamiento rápido, sin posibilidad de completar las series de reacción..

Si existe una moderada proporción de sílice en el magma las series de Bowen se desarrollan hasta

los pasos intermedios y se forman magmas de composición intermedia entre los extremos

basáltico y granítico.

Durante las últimas fases magmáticas tiene lugar con frecuencia una concentración de la

mezcla fundida rica en sílice, álcalis y constituyentes volátiles, agua principalmente, en estas

soluciones fundidas cristaliza una gran variedad de minerales que se depositan en forma de

diques o lentejones y que son llamadas pegmatitas, éstas son de grano grueso a muy grueso y

tienen por lo general color claro.

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La formación de los cristales excepcionalmente grandes de las pegmatitas se debe a la fluidez

de la mezcla fundida. Los principales constituyentes de las pegmatitas son el cuarzo, ortosa,

microclina, y albita.

Las reacciones entre el magma y la roca encajante pueden hacer variar la composición global

de la mezcla fundida dando lugar a una asociación de minerales diferentes de la que hubiera

cristalizado a partir del magma original. Por ejemplo, si un magma basáltico encuentra caliza

y la asimila, se enriquece en cal y en lugar de enstatita (Mg2Si2O6), podría formarse diópsido

(CaMgSi2O6). Pero para que formar estos piroxenos se consume mayor cantidad de sílice y el

magma se empobrece en sílice, formándose óxidos como la magnetita (Fe3O4) y feldespatoides

en vez de feldespatos.

En ocasiones se alteran las series de cristalización por separación de los minerales cristalizados

del magma restante por gravedad o flotación, denominándose el proceso cristalización

fraccionada

Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción

discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de tetraedros de (SiO4)4 - sencillos

y con la disminución de la temperatura las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más

complejos. El olivino, de tetraedros de (SiO4)4- independientes, cristaliza el 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 -.

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�RECUERDA:

Enfriamiento y consolidación del magma. Cristalización

Fase ortomagmática, desciende la temperatura hasta cerca de los 500 °C..

Fase pegmatítica - pneumatolítica, De 500 °C a 374 °C.

Fase hidrotermal, fluidos residuales.

Series de Bowen.-

�ENLACE: Los magmas se introducen entre los materiales superficiales, encajándose o emplazándose entre ellos.

Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión, recibiendo una

nomenclatura más específica de acuerdo con su tamaño. Los cuerpos intrusivos muy grandes

se llaman batolitos. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector del contacto superior

con las rocas de caja. Algunas veces fragmentos de las rocas de la caja son rodeados por el

magma pero no se funden. Estos trozos extraños se llaman xenolitos.

12.3. EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS

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Un cuerpo intrusivo con un ancho de algunos kilómetros contiene una elevada energía térmica

y afecta a las rocas de caja en la zona de contacto. Las rocas de este zona se convierten a causa

de la temperatura en rocas metamórficas (metamorfismo de contacto), formando un aureola de

metamorfismo.

Generalmente un magma tiene un peso específico menor que la roca sólida, por eso un magma

puede ascender gracias a la alta presión y por los gases del magma y, como factor muy

importante, por un régimen tectónico de distensión. Si el magma alcanza la superficie se

formará un volcán. Pero algunas veces no alcanza la superficie por falta de presión, entonces se

van a formar diques, sills o lacolitos que corresponden a las rocas hipoabisales.

Los tipos generales de cuerpos intrusivos son:

Batolitos: grandes intrusiones discordantes irregulares.

Diques: cuerpos tabulares discordantes relativamente delgados, a menudo verticales.

Sills: cuerpos tabulares concordantes relativamente delgados, que intruyen a lo largo de estratos.

Cuellos volcánicos: cuerpos verticales con forma cilíndrica.

Lacolitos: cuerpos concordantes con la base plana y de forma de domo en su superficie.

Lopolitos: cuerpos concordantes con el dorso plano y la base convexa como una cuchara.

Facolitos: plutón concordante con forma de lente que ocupa la cresta de un anticlinal.

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Plataforma de lava

Cono de cenizas

Mesa

Estratovolcán

Colada de cenizas

Cráter con cono de cenizas

Lacolito erosionado

Diatrema Batolito

Dique

Sill

Lopolito

Chimenea

�RECUERDA:

Batolitos: intrusiones discordantes. Diques: cuerpos tabulares discordantes delgados. Sills: cuerpos tabulares concordantes. Cuellos volcánicos: con forma cilíndrica. Lacolitos: concordantes con la base plana. Lopolitos: concordantes con el dorso plano. Facolitos: con forma de lente en la cresta de un anticlinal.

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�ENLACE: A continuación revisaremos el por qué de la formación de los magmas en puntos concretos de la superficie terrestre, íntimamente ligados a los procesos de la tectónica de placas.

Procesos geológicos asociados a bordes de tipo constructivo:

Las estructuras producidas en los bordes constructivos son las dorsales oceánicas. El proceso

comienza con la facturación de una placa debido a temperaturas anormalmente altas bajo ella,

formándose un conjunto de domos o zonas elevadas que poco a poco entran en contacto. Los

bloques centrales fallados se hunden, por lo que se forman una fosa tectónica o rift. En estas zonas

la litosfera tiene un grosor menor de lo normal y la astenosfera se encuentra a unos 30 kilómetros

de profundidad en vez de los 100 habituales bajo los continentes.

El proceso continúa con la separación de las áreas continentales formándose entre ellas una dorsal

(prontamente ocupada por el mar) que irá produciendo litosfera oceánica por la salida del magma

generado por procesos de descompresión. Parte de estos magmas pueden llegar hasta la superficie

por fracturas provocando regiones volcánicas de basalto mientras que otra parte se solidifica en

grietas formando diques basálticos o se solidifica en las cámaras magmaticas, formando rocas

como el gabro.

Génesis de los magmas:

La tectónica de placas ayuda a comprender la génesis de los magmas, ya que la actividad

volcánica se constriñe esencialmente a los bordes de las placas (sin olvidar los puntos calientes,

que en ocasiones se encuentran en el interior de las placas).

En las dorsales la astenosfera se encuentra a menor profundidad de lo habitual, por lo que los

materiales calientes que ascienden hasta estos bordes de placa se funden total o parcialmente,

escapando el magma así formado por diversas grietas hasta las cámaras magmáticas profundas o

incluso hasta la superficie, originando erupciones volcánicas.

El material ascendente del manto es esencialmente de composición peridotítica, con olivino y algo de piroxenos y anortita, produciéndose magmas basálticos, que producirán basaltos como rocas efusivas o volcánicas (de textura microgranuda), mientras que si la solidificación se produce en profundidad se forma una roca macrogranuda llamada gabro.

Los basaltos expulsados por las dorsales en sus comienzos, mientras aún se encuentran en un área

continental, contienen más elementos alcalinos (K, Na) que los expulsados por las dorsales ya

desarrolladas y situadas bajo el mar (llamados basaltos toleíticos). Ello es debido a que en las

12.4. MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS

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dorsales continentales la litosfera es gruesa, por lo que la temperatura de la dorsal es relativamente

baja, con un porcentaje de materiales fundidos bajo (cerca del 5%) siendo los materiales alcalinos

los primeros que se funden (y por tanto los materiales de la litosfera que se incorporan al magma

en mayor proporción), mientras que en las dorsales submarinas la litosfera es mucho mas delgada,

por lo que la temperatura es mas elevada y el grado de fusión es mayor (hasta el 30%), por lo que

se incorporan otros muchos materiales de la litosfera al magma, además de los alcalinos.

Litogénesis:

Las rocas que se forman como resultado de la consolidación del magma en los bordes

constructivos son esencialmente olivínicas básicas del tipo de los basaltos (en ambiente efusivo o

volcánico) así como (en ambiente plutónico) diabasa y gabro y rocas ultrabásicas como

peridotita , piroxenita y dunita.

Asociados a las dorsales son muy frecuentes los yacimientos hidrotermales, que producen

sulfuros (como los del Mar Rojo y Chipre), hierro y manganeso en nódulos ampliamente

repartidos por los fondos oceánicos.

Procesos geológicos asociados a bordes de tipo destructivo:

Son aquellas zonas de la tierra donde se destruye litosfera oceánica, que de este modo se

reincorpora al manto, por medio del proceso llamado “subducción”, que se lleva a cabo en una

estructura de amplio rango llamada fosa oceánica. Estos bordes se localizan en lugares donde

convergen dos placas litosféricas.

Otro fenómeno geológico asociado a las fosas es el vulcanismo, produciéndose un conjunto de

islas que bordean la fosa, denominado arco isla, con un vulcanismo claramente diferenciado

del que acontece asociado a las dorsales, pues aquí las rocas formadas son más ricas en sílice

(riolitas y andesitas).

No se conoce completamente el mecanismo de calentamiento de la placa que subduce, que es

una placa densa y fría, proponiéndose que tal calentamiento se produce por rozamiento con el

manto o tal vez provenga del calor del material astenosférico hundido en el manto arrastrado

por la placa en el proceso de subducción.

Génesis de los magmas.

Las erupciones que se llevan a cabo en las cordilleras pericontinentales y en los arcos isla forman

rocas predominantemente formadas por andesita, mientras que en condiciones plutónicas se

forma granodiorita o granito. Por ello se supone que los magmas que las originan son de tipo

ácido o intermedio, con gran riqueza de Si, Al, Na y K mientras que son pobres en Ca, Mg y Fe.

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Se considera que los magmas que originan estas rocas se forman por fusión de la capa de

sedimentos y de la capa de basalto de la corteza oceánica (de la placa subducente) en

presencia de agua abundante, lo que disminuye el punto de fusión de los materiales. Dicha

fusión se lleva a cabo a unos 120 km de profundidad.

Las cordilleras que se originan por la colisión entre dos continentes están acompañadas de un

escaso vulcanismo de tipo silíceo.

Litogénesis.

Las condiciones fisicoquímicas de las zonas destructivas, con elevada presión por compresión

entre las placas y una elevada temperatura, son muy adecuadas para la formación de magmas e

intrusiones plutónicas, tanto ácidas como básicas, en las que se forman múltiples minerales útiles

al hombre.

En las cámaras magmáticas se producen acúmulos de minerales por segregación, como es el caso

de la magnetita del yacimiento de Kiruna (Suecia), la cromita del gran yacimiento de Bushveldt

(Africa del Sur), la titanita de Quebec (Canadá), la pentlandita (sulfato de níquel) de Sudbury

(Canadá) y otros minerales de platino, paladio, iridio, rutenio , etc.

A partir de los gases calientes expulsados de las cámaras magmáticas consolidan minerales

pegmatíticos, como la turmalina , circón, fluorita , wolframita y otros como los diamantes del

conocido yacimiento de Kimberly (África del Sur).

En la última fase de consolidación, ésta se produce a partir da disoluciones acuosas más menos

calientes, produciéndose depósitos hidrotermales de interés, como los de galena, blenda, plata,

cinabrio, casiterita, marcasita, arsenopirita, siderita y muchos otros.

Procesos geológicos asociados a bordes de tipo pasivo:

Los bordes de tipo pasivo son aquellos en los que no hay formación ni destrucción de litosfera,

desplazándose las placas en sentidos opuestos a lo largo de una falla muy amplia llamada falla

transformante, que se sitúan siguiendo un trazo de circunferencia alrededor del polo de rotación de

las placas.

Litogénesis.

Se producen rocas metamórficas cataclásticas formadas a bajas temperaturas, así como rocas magmáticas básicas esencialmente plutónicas (gabro y peridotita), pero también efusivas (basalto).

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Procesos geológicos asociados al interior de las placas:

Las placas litosféricas se consideran unidades rígidas sin procesos tectónicos ni deformaciones en

su interior, sin embargo existen pruebas de diversos procesos en el interior de las placas, como las

grandes fallas de desgarre de dirección perpendicular a una colisión entre áreas continentales

denominadas impactógenos, como el sistema de fallas que forma el lago Baikal.

Puntos calientes.

Son determinadas regiones de la superficie terrestre que presentan en la actualidad actividad

volcánica o la han tenido en épocas geológicamente recientes que se cree debida al ascenso de

columnas de material caliente en el interior del manto (que suelen denominarse “plumas”). Se

localizan tanto en zonas interiores de las placas como en las zonas de dorsal y se las considera de

posición fija, lo que origina series de volcanes alineados con edades progresivas, que muestran el

sentido del desplazamiento de la placa sobre la que se asientan.

Se conocen 122 puntos calientes, de los cuales 40 son actualmente activos, habiéndose calculado,

por la edad de las rocas de estas alineaciones volcánicas, que los puntos calientes pueden

permanecer activos cerca de 100 millones de años.

Los materiales arrojados son basaltos con alta concentración de volátiles, isótopos de varios

elementos y potasio, por lo que su origen se supone en el manto inferior si bien a diferentes

niveles de éste.

�RECUERDA:

En bordes de tipo constructivo: magmas basálticos, que producirán basaltos como rocas volcánicas y gabro si la solidificación se produce en profundidad. En bordes de tipo destructivo: rocas ricas en sílice, riolitas y andesitas.

En bordes de tipo pasivo: gabro, peridotito y basalto.

En el interior de las placas: Puntos calientes

�ENLACE: A continuación revisaremos los grandes tipos de rocas magmáticas, de acuerdo con su formación y sus texturas más características. Para finalizar revisaremos las rocas ígneas más importantes, localizándolas en los diagramas de Strekeisen. También señalaremos las texturas y su utilidad.

12.5. TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS, CARACTERÍSTICAS Y TEXTURAS.

ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES

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Tipos de rocas ígneas

Las rocas ígneas o magmáticas se pueden dividir 4 subgrupos. Los dos más importantes son las

rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades, dentro de la corteza profunda) y las

rocas extrusivas o volcánicas (cristalización en la superficie de la tierra).

Además existe el grupo de las rocas subvolcánicas o hipoabisales (cristalización dentro de la

tierra pero en sectores cercanos de la superficie) y el grupo de las rocas piroclasticas que se

forman en la superficie por enfriamiento rápido y por la acción de agentes atmosféricos como

el viento.

Rocas ígneas o magmáticas

Rocas intrusivas o rocas plutónicas

Rocas subvolcánicas o

hipoabisales

Rocas extrusivas o volcánicas

Rocas piroclásticas o 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 materia amorfa

casi sin materia amorfa

con materia amorfa

con materia amorfa

sin porosidad casi sin porosidad con porosidad más o menos 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 idiomorficos

fenocristales idiomorficos

cristales con contornos fundidos

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Texturas.-

Las rocas ígneas pueden presentar un diferente grado de cristalización: son holocristalinas,

cuando se encuentran totalmente cristalizadas; hipocristalinas, cuando se encuentran

parcialmente cristalizadas, y vítreas o hialinas, cuando toda la masa es amorfa.

Asimismo, el tamaño de los cristales puede presentar grandes diferencias: se denominan

fenocristales a aquéllos que poseen tamaño relativamente grande, siendo fácilmente apreciables

a simple vista; se denominan microcristales a los de pequeño tamaño que sólo pueden ser

apreciados con la ayuda de un microscopio. Con frecuencia, estos últimos presentan una forma

alargada o astillosa y se denominan microlitos.

La textura de las rocas ígneas hace referencia al tamaño, la forma, los modos de agrupación de los cristales, etc. Una forma de clasificarla es atendiendo a los tiempos y etapas de consolidación del magma:

Cuando la consolidación se realiza en una sola etapa de larga duración, la textura se llama

granular y se caracteriza por poseer fenocristales de tamaños más o menos equidimensionales.

Un caso particular de ésta es la textura pegmatítica, en la cual los fenocristales son de tamaño

desproporcionadamente grande.

Si la consolidación se efectúa en dos etapas, la primera de larga y la segunda de corta

duración, la textura se llama porfídica y se caracteriza por tener fenocristales englobados por

una masa de microcristales o/y de pasta vítrea que, en ocasiones, cuando los fenocristales son

muy abundantes, aparece rellenando simplemente los huecos o intersticios que dejan entre sí

dichos fenocristales.

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Si la consolidación se efectúa, fundamentalmente, en una sola etapa de corta duración, se

obtiene la textura vítrea que se caracteriza porque toda la masa está constituida por pasta vítrea,

aunque ocasionalmente se presenten inmersos en ella algunos microlitos y fenocristales.

Otra forma de clasificar la estructura es atendiendo a la forma de los cristales:

• Textura idiomorfa es aquélla en la que dominan los cristales que han desarrollado sus

formas libremente al haberse formado en un magma fluido sin impedimentos de

espacio.

• Textura hipidiomorfa es aquélla en la que dominan las formas cristalinas imperfectas

porque han tenido que acomodarse a los espacios disponibles que quedaban en el

magma ya repleto de cristales.

Otras texturas particulares que se presentan frecuentemente son:

Textura en corona: cuando aparecen cercos o aureolas de cristales de génesis posterior

alrededor de núcleos de cristalización anterior.

Textura fluidal: cuando los cristales se presentan alineados como consecuencia de haber

sido transportados por un magma móvil.

Textura poiquilítica: cuando aparecen grandes cristales que engloban multitud de otros,

más pequeños de anterior formación, dando un aspecto. moteado o salpicado a los

fenocristales. Un caso particular es la textura ofítica que consiste en grandes cristales de

piroxeno incluyendo plagioclasas tabulares.

Textura gráfica: cuando se presentan intrusiones cuneiformes de un mineral en otro al

producirse una consolidación simultánea.

De forma general y aproximada puede decirse que las rocas plutónicas poseen texturas

granulares e hipidiomorfas; las rocas hipabisales, texturas porfídicas e idiomorfas, y las rocas

volcánicas, texturas porfídicas, vítreas e idiomorfas.

Clasificación de las rocas magmáticas.-

La mayoría de las rocas magmáticas de la Tierra está formada por más de un 90% de silicatos. En pequeños porcentajes pueden existir óxidos de Fe y de Ti y en menor porcentaje 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 el SiO2 es el componente dominante.

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Según la velocidad de enfriamiento de los magmas y el lugar donde se ha producido la solidificación se consideran cuatro tipos diferentes de rocas: las rocas plutónicas, las rocas filonianas, las rocas volcánicas y las rocas piroclásticas.

• Las rocas plutónicas son aquellas producidas por un magma que se ha solidificado en profundidad, tras lento enfriamiento dentro de la cámara magmática.

• Las rocas filonianas se producen cuando el magma se enfría en grietas, fracturas o fallas, formando masas tabulares o diques.

• Las rocas volcánicas se forman al solidificarse el magma rápidamente cuando alcanza la superficie terrestre, con el consiguiente descenso brusco de las temperaturas.

• Las rocas piroclásticas son aquellas que se producen por la acumulación de los productos sólidos arrojados por un volcán, que provienen tanto del propio edificio volcánico como del magma consolidado rápidamente en la chimenea.

Otra clasificación de las rocas magmáticas, superpuesta a la anterior, se basa en su contenido en SiO2:

rocas ácidas: >65% de SiO2

rocas intermedias: 65 - 52% de SiO2

rocas básicas: 52 - 45% de SiO2

rocas ultrabásicas: <45% de SiO2

Diagrama de STRECKEISEN (Triangulo doble de STRECKEISEN).-

La nomenclatura de las rocas magmáticas se basa en las reglas de la Unión Internacional de las Ciencias Geológicas que se representan en el triángulo doble de Streckeisen (entre otros). La clasificación se basa en el contenido porcentual de los minerales que resultan transparentes en lámina delgada.

El diagrama de "STRECKEISEN" o "QAPF" es actualmente el diagrama más seguido en la denominación de las rocas ígneas. El diagrama permite en una manera bastante fácil la denominación de rocas plutónicas y volcánicas. Solamente el contenido porcentual de 4 minerales en una muestra (y la textura) definen al final el nombre de la roca. El diagrama QAPF o Streckeisen es valido para las rocas intrusitas, hipoabisales y volcánicas.

Existen solamente algunas excepciones, como la ignimbrita o piedra pómez que no tienen cabida en este diagrama. Además todas las rocas con un contenido menor del 10 % en la suma del contenido en cuarzo + feldespato alcalino + plagioclasa + feldespatoides, se tratan en un diagrama diferente.

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Diagrama de Streckeisen para rocas Plutónicas Diagrama de Streckeisen para rocas Volcánicas

Esquema del uso del diagrama.-

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Ejemplo del cálculo para encontrar el punto en el triangulo.-

Para la presentación de una roca magmática se debe conocer su contenido mineral porcentual,

tanto de los minerales microscópicamente visibles, como estudiando una sección transparente

de la roca a través de un microscopio petrográfico.

Los cuatro parámetros del triángulo doble de Streckeisen son:

Q = Cuarzo y otros minerales de SiO2.

A = Feldespato alcalino (feldespato potásico incluido pertita y albita con menos de 5% del

componente anortita, sanidina).

P = Plagioclasa (Anortita, albita).

F = Feldespatoides (leucita, calsilita, nefelina, sodalita, analcima y los productos de

transformación de estos minerales).

La suma de los porcentajes de Q, A, P o F se convierte en el 100% y los resultados se

representan en el triángulo doble de Streckeisen.

Andesita /basalto y diorita/ gabro caen en el mismo campo del triángulo doble de Streckeisen.

Casi el único componente que las forma es la plagioclasa. Se distingue entre diorita y gabro

con base en la composición de la plagioclasa (cálcica o Anortita y sódica o Albita):

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Andesita Basalto

% Anortita en

la plagioclasa:

An 30-50%

% Anortita en la

plagioclasa:

An 50-90%

Hornblenda Augita

Biotita Olivino

más clara más oscura

Textura

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 oscura

Andesita y Basalto son rocas volcánicas, Diorita y Gabro son rocas plutónicas

Los minerales máficos.-

Los minerales máficos no se presentan en el triángulo doble de Streckeisen. Son las micas de

Fe y Mg, anfiboles, piroxenos, olivino, circón, apatito, titanita, epidota, 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.

Si la participación de minerales máficos 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%.

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Diagrama de la clasificación basado en los contenidos de Olivino-Piroxenos.-

Para un contenido de minerales máficos mayor de 90 % .-

Contenido de amorfos.-

En el caso de las rocas volcánicas se puede indicar su contenido en vidrio como sigue:

• 0 - 20 % de volumen: “con vidrio”.

• 20 - 50 % de volumen: “rico en vidrio”.

• 50 - 100 % de volumen: “vidrioso”.

Las rocas volcánicas ácidas y vidriosas, con un porcentaje de volumen de vidrio mayor que

80% se llaman obsidiana o ‘Pechstein’.

ROCAS PLUTÓNICAS

Sus condiciones de formación son: una cristalización muy lenta (algunos millones de años),

dentro de una cámara de magma y en un ambiente de alta presión

Texturas de las rocas plutónicas.-

Son holocristalinas, es decir solo existen minerales con estructura cristalina, no hay vidrio amorfo. Los cristales son de tamaño medio y grande, desde 0,5 mm. hasta 2 mm. Todos los cristales en una muestra tienen normalmente el mismo tamaño.

Una excepción es el granito porfídico, que es una roca intrusiva con una textura porfídica. Los

minerales se distribuyen irregularmente, son rocas macizas, sin intersticios entre ellos.

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Las texturas son faneríticas, los granos minerales son suficientemente grandes para

identificarlos en una muestra de mano.

Las principales texturas son:

Textura granular (granuda).-

Los minerales principales son isométricos, macroscópicamente visibles. En la mayoría de las

rocas la fábrica es masiva, los minerales están distribuidos irregularmente o los minerales no

isométricos como las láminas de feldespatos o las micas hojosas están alineados. La textura es

típica de las rocas plutónicas, aunque también puede aparecer en las rocas subvolcánicas y en

los diques.

La textura equigranular es xenomórfica cuando los minerales (cristales) no muestran sus

contornos propios. Esta textura se encuentra en la mayoría de los granitos

Textura hipidiomórfica .-.

La textura hipidiomórfica es aquella en la que una parte de los minerales principales es

idiomórfica (con caras bien desarrolladas), la otra parte no. La textura hipidiomórfica es muy

común en los granitos, las sienitas y las dioritas

Textura panidiomórfica o idiomórfica granular .-

En ella la mayoría de los minerales principales es idiomórfica mientras que una proporción

relativamente pequeña de los minerales principales es xenomórfica y llena los intersticios entre

los minerales idiomórficos.

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Textura gráfica.-

Se forma por el intercrecimiento y la penetración de un feldespato alcalino y un cuarzo. En un

corte se observan las inclusiones de cuarzo alineadas más o menos regularmente en el

feldespato alcalino de tal modo que parecen letras. Por esto se ha llamado la roca de esa textura

'granito gráfico'. La textura está desarrollada especialmente en algunas pegmatitas.

Textura mirmequítica .-

La textura mirmequítica se produce por el intercrecimiento de plagioclasa y cuarzo

desarrollado en granitos y gneises.

Principales rocas plutónicas.-

Granito:

Roca leucocrática con cristales de tamaño medio hasta grande. Principalmente contiene como

Feldespatos alcalinos (microlina u ortoclasa), cuarzo y plagioclasa sódica (albita). El cuarzo

muestra normalmente un color gris-transparente, con fractura concoidea. Los componentes

máficos son biotita, moscovita y hornblenda. La augita es muy escasa. El cuarzo y los

feldespatos muestran contornos xenómorfos, las plagioclasas y los máficos son generalmente

hipidiomórficos o idiomórficos.

Granodiorita:

La Granodiorita contiene una menor cantidad de Feldespatos Alcalinos en comparación al

granito. Con mayores cantidades de plagioclasa también aumentan las cantidades de los

componentes máficos. Los minerales máficos más comunes son biotita y hornblenda,

raramente augita.

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Tonalita:

Roca generalmente de color blanco con dominancia de plagioclasa y cuarzo. Muchas veces la

Tonalita se encuentra en estructuras de medio o pequeño tamaño o en diques.

Diorita:

La diorita aparece generalmente de color "blanco-negro" o es levemente gris- verde. Como

componente claro se encuentra casi solo plagioclasa (Contenido de Anortita 30-50%). El

cuarzo y los feldespatos alcalinos no superan el 5%. Los máficos más comunes son hornblenda

verde, biotita y titanita. La textura es hipidiomórfica – granular.

Gabro:

Roca melanocrata, con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen que la diorita. La

plagioclasa es el componente predominante, con contenido de Anortita entre 50-90. Los

piroxenos son muy frecuentes.

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Monzonita:

Roca con cantidad parecida de Plagioclasa y Feldespato alcalino (Ortoclasa). Generalmente

tiene poco o ningún cuarzo.

Sienita:

La sienita tiene una textura equigranular, de grano mediano hasta grano grueso. Su color en

general es rosado hasta gris. La componente más común es el feldespato alcalino, y hasta 35%

la plagioclasa. El cuarzo no es tan predominante. Además se encuentra biotita, hornblenda y

augita.

Felsita:

La felsita es una roca compuesta de minerales claros tales como cuarzo y feldespato. Su textura

es de grano fino a denso, los minerales no están caracterizados por formas específicas.

Los yacimientos de las rocas plutónicas.-

Las rocas plutónicas se presentan siempre en grandes masas sin estratificar, en ocasiones asociadas o intercaladas entre rocas sedimentarias. Los principales tipos son: batolitos, lacolitos, lopolitos, facolitos y plutones. Los batolitos están constituidos por una gran masa de rocas plutónicas que afloran extensamente en superficie, en general, mayores de cien kilómentros cuadrados. El contacto con las rocas encajantes es una superficie irregular, unas veces discordante y otras no, sin observarse un límite inferior.

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Los lacolitos son masas lenticulares concordantes con las rocas entre las que está encajada. Se supone formado por intrusión de una masa magmática a favor de los planos de la roca encajante, provocando el abombámiento de las rocas superiores. Los afloramientos de los lacolitos pueden tener varios kilómetros de extensión. Los lopolitos son grandes masas tabulares de rocas plutónicas, intercaladas entre los estratos de una serie sedimentaria, concordantes con la estratificación general del terreno. Su extensión superficial es considerable, pudiendo ser de varias decenas de kilómetros. Los facolitos son cuerpos que se han inyectado a lo largo de las charnelas de los pliegues sin romper la estructura. Los plutones son grandes masas de rocas plutónicas. Provienen de la consolidación in situ del magma en las grandes cámaras magmáticas.

ROCAS HIPOABISALES (FILONIANAS)

Cuando el magma asciende por una fractura a la corteza terrestre, se pone en contacto con rocas

superficiales que están a temperaturas inferiores a la suya y se enfría con rapidez en la grieta,

suele ocurrir que el magma ascendente ya está parcialmente cristalizado, es decir, que ya existen

en su seno ciertos cristales idiomorfos flotando en el magma residual líquido. Cuando estos

magmas, parcialmente cristalizados se solidifican en el dique al enfriarse con mayor rapidez,

originan un agregado de pequeños cristales que cementan a los fenocristales de mayor tamaño

previamente formados, los cuales destacan claramente sobre la pasta general que los engloba.

Los diques son estructuras magmáticas tabulares con un espesor entre 0,5m hasta 200 m. En

general son sub-verticales. Como la velocidad de enfriamiento en los diques puede ser

relativamente rápida, la textura de las rocas hipabisales, subvolcanicas o diques se parece en

ocasiones a la textura que normalmente muestran las rocas volcánicas. Hay que diferenciar entre

dique y veta: Un dique tiene un origen magmático y una veta es origen de una precipitación

hidrotermal.

Textura de las rocas filonianas.-

Las rocas hipoabisales tienen una textura parecida a la de una roca intrusiva o volcánica:

• Textura equigranular, grano mediano, pero el tamaño de los cristales es más pequeño.

• Textura porfídica con cristales en la masa más grandes como en una roca volcánica común.

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Principales rocas filonianas.

Pórfidos:

Son rocas con textura porfídica independientemente de la composición mineral. En general, los

fenocristales son de minerales leucocratos, y la pasta queda formada por infinidad de diminutos

cristales de estos mismos componentes y de minerales ferromagnesianos. Pueden existir pórfidos

cuya composición es análoga a la de cualquier roca plutónica, pero los más abundantes son los

tipos ácidos e intermedios: pórfidos graníticos, sieníticos, dioríticos, etc.

Granito porfídico :

Forman diques con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasas con una textura porfídica.

Microdiorita :

Producen diques con Plagioclasas, pero con cristales pequeños.

Pegmatita:

Diques normalmente oscuros con cristales grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos

químicos escasos. Se distinguen pegmatitas graníticas y pegmatitas cuya composición es

parecida a la de las sienitas nefelinicas, con poco cuarzo.

En la cristalización de los magmas se segregan principalmente silicatos libres de agua, tales

como feldespato y cuarzo, de modo que el fundido restante durante la separación por

cristalización se vuelve cada vez más rico en agua. Además está enriquecido con otros

elementos fácilmente volátiles, tales como el flúor, el cloro y el boro.

Las pegmatitas se desarrollan con temperaturas cercanas a 500ºC por cristalización cantidades

grandes de silicatos. Sobre todo las pegmatitas se caracterizan por su textura peculiar, que

viene explicada por la riqueza en agua de estos fundidos restantes que produce que solo

crezcan unos cristales muy determinados, que llegan a alcanzar tamaños considerables.

De este modo se forman pocos pero muy grandes. Además se produce el enriquecimiento de

los fundidos residuales en elementos muy raros, tales como el litio, el berilio, el boro, el niobio

y otros.

Aplitas:

Diques claros con cristales de grano pequeño a fino, que según su composición corresponden a

rocas diferentes, como aplita de granito, aplita de granodiorita o aplita de sienita.

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Lamprófidos

Rocas filonianas básicas, oscuras, con textura porfídica y diferentes composiciones. Se

reconocen varios tipos:

- Vogesita (roca de color verdinegro compuesta de ortoclasa y anfiboles).

- Spessartita (verdosa o negra compuesta de plagioclasa y anfiboles).

- Kesantita (compuesta de plagioclasa y biotita).

- Minetta (gris oscura, compuesta de un grano fino con fenocristales de biotita y de

ortoclasa).

LAS ROCAS VOLCÁNICAS (EXTRUSIVAS)

La solidificación de las lavas está estrechamente relacionada con su contenido en SiO2, con el

contenido gaseoso del fundido y con su viscosidad. Los magmas o las lavas de alto contenido

en SiO2 son de alta viscosidad, relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de bajo

contenido en SiO2 son de poca viscosidad, relativamente mas líquidos.

Las superficies de las corrientes de lava basálticas, 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, así conocemos la lava

“Aa” y la lava “Pahoehoe” (o lava cordada). Si un corriente de lava fluye en un lago o en el

interior de un mar se forman las lavas almohadilladas o ‘pillows’, de composición basáltica.

La lava básica emerge con una temperatura de 1000 - 1200°C. Es de baja viscosidad debido a

su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Es de bajo contenido en volátiles y presenta una

explosividad baja.

Se mueve rápidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales como laderas de

pendientes suaves, a menudo se desparrama en láminas delgadas.

La lava ácida emerge con una temperatura de 800 - 1000°C. Es de alta viscosidad por lo que

fluye lentamente y se solidifica relativamente cerca del lugar de donde emerge. Posee alta

explosividad debido a su alto contenido en volátiles.

Texturas de las rocas volcánicas-

Las texturas de las rocas volcánicas son muy variadas, en parte compartidas con otros tipos de

rocas magmáticas. En general se caracterizan por su elevado contenido en materia amorfa.

Algunas texturas de interés son:

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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 o corroídos, con bordes

redondeados o arqueados.

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.

Origen de la textura porfídica: Los primeros cristales crecidos son los de mayor tamaño, idiomorfos, que son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos, lentamente y están englobados por una masa de grano fino formada por los cristales que se han formado tras un cambio rápido de temperatura (enfriamiento).

Textura afanítica:

Los cristales son tan pequeños que solo se observan con un microscopio, (micro- o criptocristalino). Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos a partir de los que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas se originan en cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy somera o en la superficie terrestre, donde el enfriamiento suceda rápidamente. La textura afanítica también puede formarse secundariamente por la desvitrificación de vidrios naturales. Ejemplo característico es el basalto.

Textura vítrea:

La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico, aunque la roca también puede estar constituida parcialmente por cristales. 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 se solidifica formando un vidrio completamente desordenado.

Textura fluidal :

La textura fluidal se expresa por cristales orientados según el flujo del magma durante su desplazamiento sobre la superficie terrestre.

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Textura pumítica o espumosa:

La roca presenta vesículas en un enrejado de material vítreo. Durante la descarga de presión y la salida de un magma rico en gas, los gases disueltos forman pequeñas burbujas o vesículas.

Principales 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 microcrisalina de color negro, gris, gris-verdoso, rojizo-café. Los fenocristales son desde idiomorfos hasta hipidiomorfos, de tamaño hasta un centímetro.

Basalto:

Textura micro- criptocristalina, casi sin fenocristales. Compuesta por plagioclasa,

feldespatoides, augita, anfíboles, olivino, magnetita y apatito. Normalmente de color negro o

negro-verdoso.

La característica que separa basalto de la andesita es el valor de anortita en la plagioclasa. Un

basalto debe contener entre un valor anortita entre el 50% y el 90%. Lamentablemente es

difícil estimar macroscopicamente este valor. Los basaltos se forman esencialmente en el fondo

marino.

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Riolita:

La Riolita tiene una textura micro o criptocristalina, algunas veces con textura porfídica. Se

compone de cuarzo, plagioclasa, feldespatos alcalinos y biotita (en general poco máficos). Son

comúnes la textura fluidal y la existencia de vidrio.

LAS ROCAS PIROCLASTICAS (VOLCANOCLÁSTICAS)

Ambiente de génesis.-

En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta,

expulsa y reparte por los alrededores en forma de material suelto. Este material expulsado,

fragmentado y distribuido por el viento, no compactado, se denomina tefra,

independientemente de la composición o del tamaño de los fragmentos. Los diferentes

fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos (o ceniza, cuando son muy

pequeños).

Las explosiones que se originan en el magma viscoso en ebullición ascendiendo cerca de la

superficie terrestre a veces incorporan otras rocas o magma ya solidificado situado encima del

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cuerpo magmático en ebullición. El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos

de transporte y deposición: caer desde una nube de ceniza situada en la atmósfera, mantenerse

en la alta atmósfera por un largo tiempo o fluir en forma de una avalancha ardiente.

Depósitos desde una nube: La nube está constituida de gotas de agua y en menor cantidad de

partículas sólidas moviéndose lateralmente a gran velocidad partiendo de la zona de erupción.

Estas nubes, bajas y generalmente anulares, están iniciadas por erupciones freatomagmáticas

caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se

extienden poco, hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar

potencias hasta 1m.

Depósitos de tefra: En las erupciones muy explosivas la tefra de tamaño de grano lapilli y

ceniza es expulsada hacia zonas altas de la atmósfera, transportado en estas alturas a través de

distancias muy largas por medio de corrientes del viento antes de caer a la superficie terrestre

bajo la influencia de la gravedad.

La tefra acumulada de esta manera puede formar estratos delgados de 1mm o más de potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral y con notable uniformidad de composición de cristales y de partículas vítreas. Ambas características (alta extensión, composición uniforme) favorecen el empleo de los estratos de tefra transportada por el aire en la atmósfera como horizontes estratigráficos en la geocronología. Además la tefra puede alterarse produciendo depósitos de arcillas y zeolitas valiosos económicamente.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, 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.

�

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Las rocas piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas

sedimentarias. Por su origen a partir de una erupción volcánica se consideran los depósitos

piroclásticos como rocas magmaticas, por su aspecto y por 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

que presentan hasta el 50% de detritus normales (de origen no volcánico). Por encima de este

porcentaje se habla de un sedimento tufítico.

Texturas de las rocas piroclásticas.-

Las erupciones volcánicas explosivas producen grandes volúmenes de material detrítico

volcanoclástico. La palabra "clasto" significa trozo o partícula y principalmente se usa en las

rocas sedimentarias.

Bloques son los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. Las

bombas se originan de fragmentos de magma (normalmente de composición básica o

intermedia) expulsados, transportados por el viento y modelados mediante su solidificación en

el aire resultando cuerpos aerodinámicos.

Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos, mientras que los bloques en

general presentan cristales desarrollados y solo ocasionalmente son 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 tales clastos.

Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes mientras que 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 generalmente se llenan con partículas

de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de

lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea).

Denominación:

Tamaño de los

fragmentos

Tefra (sin

compactación)

piroclasticas

(compactadas)

> 64 mm bombas piroclásticas

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2 - 64 mm lapilli toba de lapilli

< 2 mm ceniza toba de ceniza,

ignimbrita

Principales rocas piroclásticas.-

Pumitas:

Son rocas piroclásticas porosas, con brillo sedoso y que por su baja densidad flotan en el agua.

Están constituidas por fibras de vidrio trenzadas y retorcidas alrededor de huecos y de

inclusiones. De esta forma la roca es similar a espuma solidificada.

Se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad

(que sufre una descompresión repentina). El material expulsado es muy rico en gas y solidifica

durante su vuelo por el aire. Son características las pumitas claras y ácidas, con composición

riolita y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café, gris e

incluso verde.

Las pumitas frescas son de brillo sedoso. Sus equivalentes basálticos se denominan escorias

ricas en burbujas, que son mucho más raras que la pumita. La pumita se usa como roca de

construcción ligera y como aislante térmico.

Ignimbritas:

Son depósitos de corrientes del material expulsado del volcán (avalanchas ardientes). Están

formadas por ceniza, lapilli y bloques. Los componentes están soldados entre sí. Se las puede

denominar brechas tufíticas de material volcánico de todos los tamaños de grano (ceniza,

lapilli, bloques).

Las ignimbritas son de mala selección, es decir poseen una distribución irregular de granos de

diferentes tamaños y son heterogéneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela

debido a componentes vítreos aplanados con diámetros de hasta 10cm.

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�RECUERDA:

Las rocas magmáticas son:

• plutónicas solidificadas en profundidad, con enfriamiento lento.

• filonianas el magma se enfría en grietas, formando diques.

• volcánicas el magma solidifica rápidamente en la superficie terrestre.

• piroclásticas se producen por la acumulación de los productos sólidos arrojados por un volcán.

Principales rocas plutónicas

• Granito

• Granodiorita

• Tonalita

• Diorita

• Gabro

• Monzonita

• Sienita

• Felsita

Principales rocas filonianas.-

• Pórfidos

• Granito porfídico

• Microdiorita

• Pegmatita:

• Aplitas

• Lamprófidos


• Andesita.

• Basalto.

• Riolita

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�ENLACE Un breve recordatorio de los puntos esenciales del tema:

La formación del magma, tanto cortical como subcortical, está ligada a los diferentes tipos de

borde de las placas litosféricas, donde se producen las condiciones propicias. En todo caso los

magmas, una vez formados siguen dos tendencias: o bien se movilizan hacia la zona superior,

llegando a las zonas altas de la corteza, pudiendo ser arrojado por los volcanes, o bien puede

permanecer en su lugar de formación, enfriándose lentamente.

La localización de las áreas de enfriamiento del magma determinan el proceso de consolidación,

rápido o lento (o en dos tiempos), lo que origina la formación de diferentes minerales, que

producirán diferentes rocas magmáticas.

Por lo tanto, la composición de las rocas magmáticas depende, no tanto de la composición inicial

del magma, como de la velocidad y condiciones de enfriamiento de este, pudiéndose producir

rocas muy diferentes a partir del mismo magma y viceversa.

Por último es necesario considerar la utilidad de muchas de estas rocas (que son las más

abundantes en la corteza) para el hombre, tanto para la construcción y ornamento, como para la

agricultura o numerosos usos industriales.

MACKENZIE, W. y ADAMS, A. (1996) Atlas en color de rocas y minerales en lámina delgada Editorial Masson

MELENDEZ B. & FUSTER J. (2003): Geología. Thomson Editores

Libro muy completo y fuertemente actualizado; es una versión muy modernizada del libro clásico, el que han estudiado generaciones de geólogos y no geólogos. Trata todos los temas de la geología con un nivel de profundidad muy adecuado para el opositor.

Interesantísimo álbum de láminas delgadas explicadas, que no es poco. Lamentablemente se encuentra descatalogado, pero es posible encontrarlo en las bibliotecas universitarias.

� CONCLUSIÓN

� BIBLIOGRAFÍA COMENTADA

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TARBUCK,E.J. - LUTGENS, F.K. (2005). Ciencias de la Tierra: una introducción a la geología física. Editorial Pearson/Prentice-Hill. Un libro clásico de Ciencias de la Tierra, en el que revisan gran cantidad de temas. Uno de

ellos es el referido a la formación y yacimiento de las rocas magmáticas. Gran cantidad de

dibujos, esquemas y fotografías. El libro resulta interesante en todos los temas.

WINTER, J . (2001), An Introduction to igneous and metamorphic petrology. Editorial Prentice-Hall.

Como su nombre indica, es una introducción, pero de buen nivel de profundidad, con explicaciones claras, aunque no siempre sencillas. Tiene la ventaja de tratar tanto rocas ígneas como metamórficas. El inglés geológico no debe ser problema.

http://geologia.110mb.com/petrologia/magmaticas.htm

http://petro.uniovi.es/Docencia/ppb/ClasfRocIgG2000.pdf

http://home.kiss.de/-i_thum/flowcart/IgRClass.html

Las tres páginas proporcionan enlaces a muchas otras sobre el tema, además de proporcionar buenas imágenes microscópicas.

Astenosfera: Zona superior del manto, con cierta plasticidad, que puede deberse a poseer hasta

el 10% de materiales fundidos. Los perfiles sísmicos rechazan su existencia, salvo localmente.

Gradiente geotérmico: ascenso de la temperatura tonel aumento de la profundidad, que en la

corteza terrestre es como promedio 1°/30m o 30°/1km.

Lava: fundido silicatado más o menos pastoso y desgasificado que se enfría y solidifica a un

ritmo variable

Litosfera: Capa de un 100 km. de grosor, situada en el exterior sólido de la Tierra,

caracterizada por su rigidez y su dinámica.

Magma: fundido silicatado con gases disueltos.

� WEBGRAFÍA

� GLOSARIO

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Magma félsico: el magma con abundante sílice libre, también se denomina magma ácido.

Magma máfico: el magma con escasa cantidad de sílice libre, también se denomina magma

básico.

Piroclastos: materiales sólidos arrojados por un volcán.

Roca félsica: roca magmática con escasa proporción de minerales ferromagnesianos y alta

proporción de cuarzo y feldespatos alcalinos. Son de color claro.

Roca máfica: roca magmática con gran porcentaje de minerales ferromagnesianos. Son de

color oscuro.

Viscosidad: grado de cohesión de las partículas de un líquido.

Volátiles: sustancias químicas gaseosas disueltas en el magma, que mantienen líquida la

disolución a una temperatura menor que la temperatura de consolidación de los silicatos.

Volcán: zona de salida de magma hacia la superficie terrestre

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MAGMATISMO. ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS. EVOLUCIÓN MAG MÁTICA. EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS. MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS. TIPOS DE ROCAS ÍG NEAS, CARACTERÍSTICAS Y TEXTURAS. ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORT ANTES.

MAGMATISMO 1.1.- El Magma -

El material rocoso se convierte en un magma de dos maneras:

1. Por aumento de la temperatura de la zona,

2. Por disminución de la presión.

• Magma ácido (o félsico)

• Magma intermedio

• Magma básico (máfico)

• Magma ultrabásico (o ultramáfico)

La lava

En la superficie terrestre

Los volátiles

Agua como gas disuelto, CO2, S2, N2, Ar, Cl2, F2 y H2.

Gradiente geotérmico

1°/30m o 30°/1km.

La fusión de las rocas

La presencia de agua disminuye la temperatura de fusión-consolidación de los silicatos en el

magma.

Tipos de rocas ígneas

intrusivas extrusivas o volcánicas subvolcánicas o hipoabisales piroclasticas

� ESQUEMA / RESUMEN

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Origen de las rocas ígneas

Tipos de intrusiones.

Texturas

• holocristalinas

• hipocristalinas

• vítreas

fenocristales

microcristales

granular

pegmatítica,

porfídica

vitrea

Atendiendo a la forma de los cristales:

• idiomorfa

• hipidiomorfa Otras texturas particulares que se presentan frecuentemente son:

Cristalización de un magma

- fase ortomagmática

- fase pegmatítica - pneumatolítica

- fase hidrotermal

Series de Bowen:

Procesos de cambio de unos minerales por otros en la roca: reacciones.

Olivino - Piroxenos - Anfíboles - Biotita

- Ortosa - Moscovita - cuarzo

Plagioclasas cálcicas - Plagioclasas sódicas

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Cristalización fraccionada

PROCESOS GEOLÓGICOS ASOCIADOS A BORDES DE TIPO CONSTRUCTIVO:

Predominan los esfuerzos distensivos, formándose las dorsales oceánicas.

GÉNESIS DE MAGMA: fundamentalmente básicos (toleíticos), formados en el manto.

Mientras la dorsal es continental los magmas son más alcalinos.

LITOGÉNESIS: Generación de rocas básicas y ultrabásicas. Yacimientos hidrotrmales.

PROCESOS GEOLÓGICOS ASOCIADOS A BORDES DE TIPO DESTRUCTIVO:

Predominan los esfuerzos compresivos, asociados a la subducción y formación de una fosa o

un orógeno.

GÉNESIS DE MAGMAS: ácido o intermedio

LITOGÉNESIS : minerales de segregacion, pegmatíticos e hidrotermales procedentes de la

consolidación del magma.

PROCESOS GEOLÓGICOS ASOCIADOS A BORDES DE TIPO PASIVO:

Asociado a las fallas transformantes, con movimiento de deslizamiento.

LITOGÉNESIS : rocas raramente efusivas

PROCESOS GEOLÓGICOS ASOCIADOS AL INTERIOR DE LAS PL ACAS

PUNTOS CALIENTES: Plumas del manto en posición fija. Asociados a vulcanismo basáltico

de procedencia profunda.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS

Según la velocidad de enfriamiento:

• rocas plutónicas

• rocas filonianas

• rocas volcánicas

• rocas piroclásticas

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Diagrama de STRECKEISEN "QAPF"

ROCAS PLUTÓNICAS

Cristalización muy lenta

Texturas de las rocas plutónicas

Holocristalinas, faneríticas.

• Textura granular (granuda).-

• Textura hipidiomórfica .-.

• Textura panidiomórfica o idiomórfica granular .-

• Textura gráfica .-

• Textura mirmequítica .-

Principales rocas plutónicas

• Granito

• Granodiorita

• Tonalita

• Diorita

• Gabro

• Monzonita

• Sienita

• Carbonatita

• Felsita

Yacimientos de las rocas plutónicas

Batolitos

Lacolitos

Lopolitos

Facolitos

Plutones

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ROCAS HIPOABISALES (FILONIANAS)

Magma ascendente parcialmente cristalizado, con un agregado de pequeños cristales, de

cristalización rápida

Textura de las rocas filonianas

• Textura equigranular

• Textura porfídica

Principales rocas filonianas.-

• Pórfidos

• Granito porfídico

• Microdiorita

• Pegmatita:

• Aplitas

• Lamprófidos

LAS ROCAS VOLCÁNICAS (EXTRUSIVAS)

La solidificación es rápida, sin tiempo a formar buenos cristales.

Texturas de las rocas volcánicas-

• Textura porfídica

• Textura afanítica.-

• Textura vítrea.-

• Textura fluidal

• Textura pumítica o espumosa.


• Andesita.

• Basalto.

• Riolita

LAS ROCAS PIROCLASTICAS ( VOLCANOCLÁSTICAS)

Ambiente de génesis:

• tefra,

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• piroclastos.

Depósitos desde una nube

Depósitos de tefra

Depósitos de corrientes piroclásticas

Principales rocas piroclásticas.-

• Pumitas

• Ignimbritas

1. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS 2. FASES DE LA CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA 3. TEXTURA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS 4. FORMAS DE YACIMIENTO DE LAS ROCAS FILONIANAS 5. PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS VOLCÁNICAS

6.- ¿POR QUÉ ES DE CARÁCTER BÁSICO EL MAGMA SUBCORTICAL?

7.- ¿QUÉ ES UNA TOBA DE MATERIAL VOLCÁNICO?

8.- SERIE DE REACCIÓN CONTÍNUA.

9.- ¿QUE ES UN PUNTO CALIENTE?

10.- TEXTURA PORFÍDICA.

� CUESTIONES PARA EL REPASO

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1. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

El mineralmás abundante es el de silicio; por ello, la primera molécula en todas las listas de

análisis químicos es la sílice que, se toma como índice de referencia para hacer una primera

división en grandes grupos de las rocas ígneas. En todas las conocidas, la proporción de sílice

oscila entre el 35% y el 75 % . Tomando intervalos de diez a partir de estos extremos, resultan

cuatro grandes grupos de rocas ígneas:

- Acidas o persilícicas, con más del 65 %, como en el granito

- Neutras o mesosilícicas entre el 65 y el 55 %, como en la cuarzodiorita

- Básicas, máficas o hiposilícicas, entre el 55 y el 45 %, como en el gabro.

- Ultrabásicas o ultramáficas, con menos del 45 %, como en la dunita.

2. FASES DE LA CONSOLIDACION MAGMÁTICA

Cuando desciende la temperatura del magma bajo la elevada presión a que está sometido, se

suceden tres fases, en la consolidación, que presentan caracteres especiales:

∗ La fase ortomagmática, durante la cual desciende lentamente la temperatura del magma

hasta cerca de los 500 °C., produciéndose la cristalización de la mayoría de los minerales

contenidos en él.

∗ La fase pegmatítica - pneumatolítica, alrededor de los 500 °C., en la que el cuarzo y la

ortosa, cristalizan simultáneamente, quedando la roca definitivamente consolidada. En el

líquido residual se concentran los componentes volátiles, y al aumentar la presión,

penetran en las zonas periféricas a la masa plutónica.

∗ La fase hidrotermal, en la que el vapor de agua recalentado desempeña el papel principal

junto con otros compuestos solubles, de forma que los líquidos residuales se pueden

considerar como una solución acuosa a elevada temperatura. Estas soluciones residuales

emigran de la zona donde se produjo la consolidación magmática a favor de grietas y

fracturas o planos de estratificación, depositando en zonas más superficiales los últimos

componentes del magma.

3. TEXTURA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS

Bajo la denominación de textura, se indican factores geométricos, tales como el tamaño o formas

de los minerales componentes, relaciones mutuas entre ellos etc. En general, sólo pueden definirse

en forma precisa mediante estudios microscópicos.

PROPUESTAS DE SOLUCIÓN

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Como las rocas plutónicas se han consolidado en zonas profundas de la corteza terrestre, donde

las condiciones de cristalización de los minerales son propicias, suelen estar formadas por granos

o cristales visibles a simple vista. En este caso, la textura de la roca recibe el nombre de granuda,

estando los distintos minerales íntimamente unidos entre sí, sin que existan huecos o poros, ni

cemento de unión, formando un conjunto de gran resistencia mecánica.

Cuando todos los minerales tienen formas irregulares, que no corresponden a su forma cristalina

propia, la textura se denomina granuda alotriomorfa; pero cuando algunos minerales presentan

contornos que corresponden a su forma cristalina, la textura recibe el nombre de granuda

hipideomorfa.

4. FORMAS DE YACIMIENTO DE LAS ROCAS FILONIANAS

Los yacimientos más típicos de rocas ígneas filonianas son: diques, láminas intrusivas y venas.

Los diques son formas tabulares extensas, pero estrechas, que cortan a planos estructurales de las

rocas encajantes que atraviesan y aparecen frecuentemente asociados en sistemas subparalelos o

radiales.

Las láminas intrusivas son también formas tabulares que aparecen paralelas a planos

estructurales principales de las rocas que las contienen.

Sus dimensiones son muy variables, tanto en espesor como en longitud.

Las venas o vetas son cuerpos inyectantes parecidos a los filones, pero de forma muy irregular y

espesor muy cambiante.

5. PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS VOLCÁNICAS

Los tipos de roca volcánica más frecuentes, los más importantes y los que normalmente se suelen

encontrar son los siguientes:

Las obsidianas o vidrios volcánicos son rocas volcánicas total o casi totalmente vítreas, de color

negruzco o verdoso y fractura concoidea. Debido a su dureza (aproximadamente 6) y tenacidad se

utilizaron en la Prehistoria para fabricar cuchillos, hachas y otros utensilios que se han conservado

perfectamente.

Las riolitas son rocas volcánicas modernas de composición similar a los pórfidos, pero con

predominio de feldespatos potásico y sódico, además de cuarzo y con textura vítrea. Los

minerales secundarios suelen ser la biotita y en menor proporción los piroxenos.

Las traquitas predomina claramente la pasta microcristalina y más raramente vítrea. Los

fenocristales que aparecen son de feldespato, más frecuentemente sanidina, pero a veces también

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plagioclasa. Los minerales ferromagnésicos también se presentan normalmente y pueden

constituir fenocristales más o menos desarrollados. El color es de gris ceniza amarillo, verde o

rojizo según la alteración.

Las fonolitas se distinguen de las traquitas por presentar una típica asociación de feldespatos y

feldespatoides, que predominan sobre los minerales ferromagnésicos. Las fonolitas se clasifican

en función del feldespatoide dominante. El tipo más común lo constituyen las fonolitas nefelínicas

y las fonolitas leucíticas.

Las andesitas son las rocas volcánicas equivalentes a las dioritas; tienen textura porfídica con

fenocristales feldespáticos englobados en una pasta microlítica o vítrea. Son rocas muy frecuentes

a lo largo de todo el borde pacífico de América y Asia donde constituyen lo que se ha dado en

llamar la línea andesídica.

Los basaltos son las rocas volcánicas más abundantes. Son rocas oscuras formadas por olivino,

piroxeno y feledespatos plagioclasas. En general los magmas basálticos son muy fluidos y por

esta causa estas rocas son holocristalinas o contienen poco vidrio. Los basaltos suelen tener

textura porfídica en la que destacan, a simple vista, los fenocristales de olivino y los de augita

sobre la pasta general oscura de la roca.

6.- ¿POR QUÉ ES DE CARÁCTER BÁSICO EL MAGMA SUBCORTICAL?

El magma subcortical es básico por que procede del fundido de las rocas que allí se encuentran,

que son esencialmente Peridotitas, rocas magmáticas con Hierro y Magnesio, mientras que la

sílice, (SiO2) es escasa. Este tipo de composición se denomina básico de acuerdo con un

sistema de clasificación de las moléculas químicas ya trasnochada, pero el término ha

permanecido en la petrología.

7.- ¿QUÉ ES UNA TOBA DE MATERIAL VOLCÁNICO?

Una toba volcánica (conviene añadir siempre el adjetivo para no confundirla con la toba caliza,

de origen y composición totalmente diferente), consiste en material volcánico de todo tipo de

tamaños, pero fundamentalmente medio y fino, muy fragmentario que se ha acumulado por

caída por gravedad desde las nubes eruptivas y cementado por la acción del agua.

Por lo general se encuentran estratificadas manifestando diferentes fases eruptivas o diferentes

erupciones. Son rocas incoherentes muy porosas, por lo que son rápidamente alteradas por las

aguas superficiales.

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8.- SERIE DE REACCIÓN CONTÍNUA.

Es la serie de cristalización en la que se producen sustituciones isomórficas y todos los minerales

de la serie presentan la misma estructura cristalina.

La serie de reacción de los minerales leucocratos es la siguiente: Plagioclasas cálcicas -

Plagioclasas sódicas - Ortosa - Moscovita - Cuarzo

9.- ¿QUE ES UN PUNTO CALIENTE?

Es una región en la superficie terrestre que presentan actividad volcánica o asociada al ascenso

de plumas clientes de material del manto. Los materiales arrojados son basaltos cuyo origen se

supone en el manto inferior.

10.- TEXTURA PORFÍDICA.

Es la textura que presentan las rocas magmáticas cuando la consolidación se efectúa en dos

etapas, la primera lenta y la segunda rápida y se caracteriza por presentar fenocristales

englobados por una masa de microcristales.

La redacción del tema debe responder equilibradamente a los diferentes epígrafes del mismo. El

documento será redactado en plural de cortesía, con un vocabulario que demuestre un nivel

adecuado, con frases directas, claras y concisas. Es posible utilizar la clásica forma de plantear

interrogantes que después se contestan, de esta forma el discurso se hará más ameno y

atractivo.

Es conveniente seguir algunas pautas para asegurar escribir la información de que se dispone

de forma secuenciada y completa, para que pueda ser valorada por el tribunal:

- En primer lugar se debe comenzar por una introducción, introduciendo una idea general o un

principio básico relacionado con el estudio del proceso de formación de los magmas y sus tipos

principales, así como los aspectos básicos del proceso de consolidación magmática y la

clasificación y tipos de rocas, haciendo patente el esquema de desarrollo que se seguirá a

continuación, de forma que el tribunal conozca de antemano que aspectos vas a tratar y en qué

orden.

� ORIENTACIONES PARA LA REDACCIÓN DEL TEMA

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- En segundo lugar comienza a redactar los componentes del tema:

• Con enlaces al comienzo de modo que quede claro el alcance de la explicación.

• Definiendo claramente los conceptos vinculados con cada epígrafe, siguiendo los

cuadros de Recuerda y los párrafos señalados con IMPORTANTE

• Busca apoyo en ejemplos y descripciones, no en dibujos, dado que el tema es

leído por el propio opositor, no por el tribunal

- Debemos cerrar la explicación del tema con una conclusión que recapitule los aspectos

fundamentales expuestos o en la que se destaque la idea fundamental de su desarrollo, en este

caso las relaciones entre las rocas magmáticas y la velocidad de consolidación del magma.

- Por último, proporcionaremos cuatro o cinco textos bibliográficos, siendo conveniente indicar

dos o tres páginas web de las que se ha recogido información para el desarrollo del tema.

En la redacción es útil utilizar mayúsculas y subrayados, que permitan distinguir cada uno de los

componentes del tema, destaca las definiciones, los términos esenciales con el propósito de poder

discriminar con una lectura rápida al final que han sido respondidos todos los componentes del

epígrafe del tema.

En primer lugar, debemos recordar que la lectura es el único medio del que dispondremos para

cumplir con el objetivo de informar sobre el tema y de que el tribunal nos evalúe. No se puede

olvidar que se debe leer literalmente el discurso escrito, que el tribunal no ha leído previamente.

Por tanto es necesario el entrenamiento en la lectura en voz alta y durante un largo lapso de

tiempo; puede ser útil grabar y escuchar la lectura llevada a cabo, comprobando que se

comprende claramente la información que se quiere transmitir. Es necesario mostrar siempre

confianza y seguridad en el discurso oral.

Otros criterios que deben tenerse en cuenta en el discurso oral, son:

Se debe facilitar siempre la comprensión del Tribunal, con una lectura expresiva, adecuada

a nuestra situación de opositores y a las características del texto expositivo específico.

Se debe partir de la consideración de que el Tribunal no conoce la estructura ni los

contenidos específicos del discurso que van a escuchar, lo que implica que se debe enfatizar

con el tono de voz y con la velocidad lectora la presentación y los enlaces que se

� ORIENTACIONES PARA LA LECTURA DEL TEMA

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establecen entre los elementos del discurso de este tema. La información tiene que ser

compresible para el tribunal.

El Tribunal sólo escuchará una vez nuestro texto, al ritmo de nuestra lectura: ni demasiado

rápido ni demasiado lentamente, pero es preciso debe ajustarlo a los contenidos del tema,

en aquellos contenidos en los que conviene detenerse la lectura debe ser más pausada, esto

ocurre al pasar de un elemento del tema a otro (los enlaces) o en la introducción y la

conclusión.

Articular bien cada palabra, con variedad, con claridad y tono adecuado, entusiasta,

dinámico; ni monótono ni exaltado. Si se formulan interrogantes se debe subir la intensidad

del tono, con una pequeña pausa antes y después de formular el interrogante.

Enfatizar mediante la pronunciación, la mirada, el gesto y el tono: títulos de cada

apartado, ideas y conceptos importantes. El gesto, la mirada debe ser consecuente con el

énfasis que se le ofrece al contenido que se está leyendo.

Es oportuno no enfrascarse en la lectura inclinándose sobre el texto, olvidándose del

receptor: da sensación de inseguridad. Debemos levantar la vista y dirigirla a los distintos

miembros del tribunal para mantener su atención pero sin perder el hilo conductor en la

lectura del tema. Es una buena medida utilizar el paso de un elemento a otro del tema para

levantar la mirada y establecer contacto visual con el tribunal, así como al pasar de la

introducción al desarrollo del tema y antes y después de la conclusión.

Controlar siempre la respiración: un ritmo adecuado, el respeto de pausas (punto seguido,

punto aparte, apartados) nos evitará ahogos, pérdida de voz, etc. Si es necesario, se puede

hacer una breve pausa para beber agua (es frecuente que los tribunales dispongan de agua en

la mesa en la que el opositor realiza la lectura). No ocurre nada, si surge una equivocación en

una palabra se volverá sobre ella con espontaneidad, sin necesidad de solicitar disculpas.

El contenido del tema es propicio a ejercicios prácticos de identificación de rocas

magmáticas “de visu”, interpretación de láminas delgadas de rocas sedimentarias e

identificación de rocas magmáticas por medio de los diagramas de Streckeisen.

� APLICACIÓN DE ESTE TEMA A LOS PRÁCTICOS

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MAGMATISMO. ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS. EVOLUCIÓN MAG MÁTICA. EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS. MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS. TIPOS DE ROCAS ÍG NEAS, CARACTERÍSTICAS Y TEXTURAS. ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORT ANTES.

12. 1. Origen y tipos de magmas. 12. 2. Evolución magmática. 12. 3. Emplazamiento y morfología de los cuerpos ígneos. 12. 4. Magmatismo y tectónica de placas. 12. 5. Tipos de rocas ígneas, características y texturas. Rocas ígneas más importantes.

El MAGMATISMO es el conjunto de procesos que originan un magma y que rigen su posterior consolidación y formación de rocas magmáticas.

El magma es una mezcla de componentes químicos formadores de silicatos a alta temperatura, incluye sustancias en estado sólido, líquido y gaseoso. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente. Algunos cristales formados durante las fases iniciales de enfriamiento se encuentran suspendidos en la mezcla fundida imprimen al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido.

La zona de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir en el manto superior. Sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estado sólido. 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.

El magma emplazado en profundidad en la corteza terrestre se enfría lentamente. En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas de cristalización de los minerales son también altas. 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.

El material rocoso se convierte en un magma o por aumento de la temperatura de la zona o por disminución de la presión. En el caso del material rocoso situado en el manto superior la disminución de la presión es la más probable para la fundición del material rocoso y la generación del magma.

Atendiendo a su composición química existen varios tipos de magma. A grandes rasgos los magmas pueden clasificarse en los siguientes grupos:

� RESUMEN (Ejemplo de Redacción del Tema en la Oposición)

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• Magma ácido (o félsico): es viscoso, con alto contenido de sílice y suele experimentar temperaturas inferiores a los 800º.

• Magma intermedio: presenta características de los dos tipos anteriores de magma. La andesita es una roca procedente del magma intermedio.

• Magma básico (máfico): es fluido, contiene poco sílice y suele encontrarse a temperaturas muy altas (900 a 1.200º). El basalto y el gabro son rocas procedentes de este tipo de magmas. Las rocas magmáticas básicas son, en general, muy densas y duras, de color oscuro.

• Magma ultrabásico (o ultramáfico): es muy fluido, apenas contiene sílice y presenta grandes concentraciones de hierro (Fe) y magnesio (Mg). Es el que precisa temperaturas más altas, incluso por encima de los 1.700º.

Se denomina lava a la parte del magma que aparece en la superficie terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua. La lava se desgasifica y se enfría rápidamente. Los volátiles son sustancias químicas gaseosas que mantienen el magma en estado líquido a una temperatura más baja que el punto de fusión 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 y Hidrógeno H2. Los volátiles se liberan junto con el magma emitido por un volcán. La liberación de los volátiles ha sido responsable de la formación de la atmósfera y de la hidrosfera de la tierra.

El gradiente geotérmico es el ascenso de la temperatura con la profundidad, en la corteza 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 10°C/1km. En una dorsal el gradiente geotérmico es mayor y puede llegar a alcanzar los 100°/km.

Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión, composición química). La presencia de agua disminuye la temperatura de fusión-consolidación de los silicatos en el magma. Un magma ascendente que contenga agua y que esté expuesto a una disminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza profunda puede llegar a profundidades someras e incluso a la superficie terrestre antes de solidificarse.

Las rocas ígneas o magmáticas se pueden dividir 4 subgrupos. Los dos más importantes son las rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades, dentro de la corteza profunda) y las rocas extrusivas o volcánicas (cristalización en la superficie de la tierra). Además existe el grupo de las rocas subvolcánicas o hipoabisales (cristalización dentro de la tierra pero en sectores cercanos de la superficie) y el grupo de las rocas piroclasticas que se forman en la superficie por enfriamiento rápido y por la acción de agentes atmosféricos como el viento.

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Las rocas ígneas pueden presentar un diferente grado de cristalización: son holocristalinas, cuando se encuentran totalmente cristalizadas; hipocristalinas, cuando se encuentran parcialmente cristalizadas, y vítreas o hialinas, cuando toda la masa es amorfa. Asimismo se denominan fenocristales a los de tamaño relativamente grande, apreciables a simple vista; se denominan microcristales a los de pequeño tamaño.

La textura de las rocas ígneas hace referencia al tamaño, la forma, los modos de agrupación de los cristales, etc. Una forma de clasificarla es atendiendo a los tiempos y etapas de consolidación del magma: Cuando la consolidación se realiza en una sola etapa de larga duración, la textura se llama granular y se caracteriza por poseer fenocristales de tamaños más o menos equidimensionales. Un caso particular de ésta es la textura pegmatítica, en la cual los fenocristales son de tamaño desproporcionadamente grande.

Si la consolidación se efectúa en dos etapas, la primera de larga y la segunda de corta duración, la textura se llama porfídica y se caracteriza por tener fenocristales englobados por una masa de microcristales o/y de pasta vítrea que, en ocasiones, cuando los fenocristales son muy abundantes, aparece rellenando simplemente los huecos o intersticios que dejan entre sí dichos fenocristales.

Si la consolidación se efectúa, fundamentalmente, en una sola etapa de corta duración, se obtiene la textura vítrea que se caracteriza porque toda la masa está constituida por pasta vítrea, aunque ocasionalmente se presenten inmersos en ella algunos microlitos y fenocristales.

Otra forma de clasificar la estructura es atendiendo a la forma de los cristales: Textura idiomorfa es aquélla en la que dominan los cristales que han desarrollado sus formas libremente al haberse formado en un magma fluido sin impedimentos de espacio. Textura hipidiomorfa es aquélla en la que dominan las formas cristalinas imperfectas porque han tenido que acomodarse a los espacios disponibles que quedaban en el magma ya repleto de cristales.

Otras texturas particulares son: Textura en corona: cuando aparecen cercos o aureolas de cristales de posterior génesis alrededor de núcleos de anterior cristalización. Textura fluidal: cuando los cristales se presentan alineados como consecuencia de haber sido transportados por un magma móvil. Textura poiquilítica: cuando aparecen grandes cristales que engloban multitud de otros, más pequeños de anterior formación, dando un aspecto. moteado o salpicado a los fenocristales. Un caso particular es la textura ofítica que consiste en grandes cristales de piroxeno incluyendo plagioclasas tabulares. Textura gráfica: cuando se presentan intrusiones cuneiformes de un mineral en otro al producirse una consolidación simultánea.

La composición química global de las rocas ígneas presenta intervalos bastante limitados. El componente más importante SiO2, varía del 40 al 75 % en peso en los tipos de roca ígnea comunes. El Al2O3 varía generalmente del 10 al 20% en peso y los restantes componentes principales no exceden generalmente el 10% en peso.

Cuando el magma posee un contenido bajo en SiO2, las rocas resultantes contienen minerales relativamente pobres en sílice, como el olivino, el piroxeno, la hornblenda, la biotita y poco o

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nada SiO2 libre (cuarzo). Estas rocas que tienden a ser oscuras a causa de su alto porcentaje en minerales ferromagnesianos se denominan rocas máficas. Cuando el fundido es pobre en SiO2 (subsilíceo) y rico en alcálisis Al2O3, los productos de cristalización resultantes contendrán minerales pobres en SiO2 como los feldespatoides y faltará SiO2 libre como cuarzo. La cristalización de un fundido rico en SiO2 (sobresaturado en sílice) da lugar a las rocas con cuarzo abundante y feldespatos alcalinos, con o sin moscovita,y solo pequeñas cantidades de minerales ferromagnesianos. Estas rocas se llaman félsicas o silícicas y son de color más claro que las rocas máficas.

Cuando desciende la temperatura del magma bajo la elevada presión a la que está sometido, se suceden tres fases en la consolidación, que presentan caracteres especiales: La fase ortomagmática, durante la cual desciende lentamente la temperatura del magma hasta cerca de

los 500 °C., produciéndose la cristalización de la mayoría de los minerales. La fase pegmatítica -

pneumatolítica, De 500 °C a 374 °C, en la que el cuarzo y la ortosa cristalizan simultáneamente, quedando la roca consolidada definitivamente. En el fluido residual se concentran los componentes volátiles y al aumentar la presión se inyectan en las rocas periféricas a la roca plutónica. La fase hidrotermal, los fluidos residuales son una solución acuosa de iones y átomos metálicos a elevada temperatura. Estas soluciones residuales emigran a favor de grietas y fracturas o planos de estratificación, consolidando en zonas más superficiales los últimos componentes del magma, siendo la causa de la formación de yacimientos minerales útiles en las zonas periféricas de los macizos de rocas plutónicas.

A partir del magma los cristales de silicatos se forman cuando la temperatura del magma llega a la temperatura de fusión típica para cada tipo de cristal. Dado que un mineral es una fase sólida estable solamente en determinadas condiciones de presión y temperatura los primeros cristales formados a altas temperaturas pueden cambiar después su composición o pueden disolverse nuevamente y los cristales ya formados contribuyen con sus iones, moléculas y átomos al magma y se combinan nuevamente formando nuevos cristales estables a las temperaturas más bajas. Estos procesos de cambio de unos minerales por otros en la roca se llaman reacciones.

Conforme disminuye la temperatura del magma suceden varias reacciones sucesivas, a la serie ordenada de reacciones se denomina SERIE DE BOWEN en honor al científico estadounidense que formuló este concepto. Se distinguen dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción discontinua.

Los minerales melanocratos o ferromagnesianos forman una serie de reacción discontinua. El orden cristalización es el siguiente: Olivino - Piroxenos - Anfíboles – Biotita- Ortosa -

Moscovita - Cuarzo

Las plagioclasas forman una serie de reacción continua entre los términos anortita (el más cálcico, estable a temperatura elevada), y albita (el más sódico, estable a baja temperatura), se producen sustituciones isomórficas y todos los minerales de la serie presentan la misma estructura cristalina.y para los minerales leucocratos: Plagioclasas cálcicas - Plagioclasas sódicas - Ortosa - Moscovita - Cuarzo

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Si un magma es rico en sílice ésta reaccionará con los minerales que se hayan formado en cada intervalo de presión y temperatura, transformándolos en el siguiente mineral de la serie de Bowen, por lo que al enfriarse completamente el magma sólo coexistirán los minerales de la parte baja de la serie: el cuarzo, la ortosa y las micas. Si hay poca sílice libre, las series de Bowen evolucionan muy poco y se forman minerales estables a alta temperatura (olivino, anortita, ...). Si existe una moderada proporción de sílice en el magma las series de Bowen se desarrollan hasta los pasos intermedios y se forman magmas de composición intermedia entre los extremos basáltico y granítico.

Las reacciones entre el magma y la roca encajante pueden hacer variar la composición global de la mezcla fundida dando lugar a una asociación de minerales diferentes de la que hubiera cristalizado a partir del magma original. En ocasiones se alteran las series de cristalización por separación de los minerales cristalizados del magma restante por gravedad o flotación, denominándose el proceso cristalización fraccionada.

Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de tetraedros de (SiO4)

4 - sencillos y con la disminución de la temperatura las estructuras de tetraedros de (SiO4)

4 - se vuelven más complejos. El olivino, de tetraedros de (SiO4)

4- independientes, cristaliza el 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 -.

Casi todos los fenómenos geológicos se producen en los bordes de placa, por lo que dichos bordes han de ser objeto predominante de estudio a fin de comprender mejor la distribución de las áreas de deformación, vulcanismo, metamorfismo y génesis de yacimientos, sin olvidar que también en las zonas intraplaca se desarrollan procesos geológicos de gran interés, pero de menor importancia cuantitativa. Los procesos geológicos asociados a estos bordes o límites de placa dependen directamente del tipo de movimiento que efectúen las placas de la litosfera y de los esfuerzos puestos en juego. Tales procesos son, entre otros, procesos de vulcanismo y magmatismo. La tectónica de placas ayuda a comprender la génesis de los magmas en relación con los bordes constructivos, ya que la actividad volcánica se constriñe esencialmente en los bordes de las placas (sin olvidar los puntos calientes, que en ocasiones se encuentran en el interior de las placas). El material ascendente del manto es esencialmente de composición peridotítica, con olivino y algo de piroxenos y anortita, produciéndose magmas basálticos, que producirán basaltos como rocas eufusivas o volcánicas (que presentan textura microgranuda), mientras que si la solidificación se produce en profundidad se forma una roca macrogranuda llamada gabro (cuya xetura es de tipo macrogranudo).

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La litogénesis que se lleva a cabo como resultado de la consolidación del magma en los bordes constructivos produce esencialmente rocas olivínicas básicas del tipo de los basaltos (en ambiente efusivo o volcánico) así como diabasa y gabro (en ambiente plutónico) y rocas ultrabásicas como peridotita , piroxenita y dunita.

Un fenómeno geológico asociado a las fosas es el vulcanismo, produciéndose un conjunto de islas que bordean la fosa denominado arco isla, con un vulcanismo rico en sílice (riolitas y andesitas), con un vulcanismo de lavas más ácidas, por ello se produce con episodios eruptivos paroxísticos, sumamante explosivos.

En las erupciones que se llevan a cabo en las cordilleras pericontinentales y en los arcos isla existe un magmatismo asociado a los bordes destructivos, en el que se forman rocas ácidas predominantemente representadas por andesita, mientras que en condiciones plutónicas se forma granodiorita o granito. Los puntos calientes son determinadas regiones de la superficie terrestre que presentan actividad volcánica en la actualidad o la han tenido en épocas geológicamente recientes, que se cree que es debida al ascenso de columnas de material caliente y de baja densidad en el interior del manto (que suelen denominarse “plumas”). Se localizan tanto en zonas interiores de las placas como en las zonas de dorsal y se las considera de posición fija, lo que origina series de volcanes alineados con edades progresivas, que muestran el sentido del desplazamiento de la placa sobre la que se asientan. Se conocen 122 puntos calientes, de los cuales 40 son actualmente activos, habiéndose calculado, por la edad de las rocas de estas alineaciones volcánicas, que los puntos calientes pueden permanecer activos cerca de 100 millones de años. La CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS es como sigue: Las rocas plutónicas son aquellas producidas por un magma que se ha solidificado en profundidad, tras lento enfriamiento, dentro de la cámara magmática. Las rocas filonianas se producen cuando el magma se enfría en grietas, fracturas o fallas, formando masas tabulares o diques. Las rocas volcánicas se forman al solidificarse rápidamente cuando el magma alcanza la superficie terrestre tras un brusco descenso de las temperaturas. Por último las rocas piroclásticas son aquellas que se producen por la acumulación de los productos sólidos arrojados por un volcán, que provienen tanto del propio edificio volcánico como del magma consolidado rápidamente en la chimenea.

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ROCAS PLUTÓNICAS: Sus condiciones de formación son una cristalización muy lenta (algunos millones de años) dentro de una cámara de magma, en un ambiente de alta presión. Son holocristalinas, sin vidrio amorfo. Los cristales son de tamaño medio y grande, desde 0,5 mm hasta 2 mm. Todos los cristales en una muestra tienen normalmente el mismo tamaño. Los minerales se distribuyen irregularmente, son macizas sin intersticios entre ellos. Las texturas son faneríticas, los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra de mano.

Las principales texturas son: Textura granular (granuda).-Los minerales principales son isométricos, macroscópicamente visibles. En la mayoría de las rocas la fabrica es masiva, los minerales están distribuidos irregularmente o los minerales no isométricos como las láminas de feldespatos o las micas hojosas están alineados. La textura es típica de las rocas plutónicas, aunque también puede aparecer en las rocas subvolcánicas y en los diques.

La textura hipidiomórfica es aquella en la que una parte de los minerales principales es idiomórfica (con caras bien desarrolladas), la otra parte no. La textura hipidiomórfica es muy común en los granitos, las sienitas y las dioritas. La textura panidiomórfica o idiomórfica granular es en la que la mayoría de los minerales principales es idiomórfica mientras que una proporción relativamente pequeña de los minerales principales es xenomórfica y llena los intersticios entre los minerales idiomórficos. La textura gráfica se forma por la penetración de un feldespato alcalino y un cuarzo. En un corte se observan las inclusiones de cuarzo alineadas mas o menos regularmente en el feldespato alcalino de tal modo que parecen letras.

Granito: Roca leucocrática con cristales de tamaño medio hasta grande. Principalmente contiene como Feldespatos alcalinos (microlina o ortoclasa), cuarzo y plagioclasa sódica (albita). El cuarzo muestra normalmente un color gris- transparente, con un fracturamiento concoide. Los componentes máficos son biotita, moscovita y hornblenda. La augita es muy escasa. El cuarzo y los feldespatos muestran contornos xenómorfos, las plagioclasas y los máficos son generalmente hipidiomórficos o idiomórficos.

Granodiorita: La Granodiorita contiene una menor cantidad de los Feldespatos Alcalinos in comparación al granito. Con mayores cantidades de plagioclasa también se aumentan las cantidades de los componentes máficos. Los minerales máficos más comunes son biotita, hornblenda, raramente augita.

Tonalita: Roca generalmente de color blanco con dominancia de plagioclasa y cuarzo. Muchas veces la Tonalita se encuentra en estructuras de medio o pequeño tamaño o en diques.

Diorita: generalmente de color "blanco-negro" o es levemente gris- verde. Como componente claro se encuentra casi solo plagioclasa (Contenido de Anortita 30-50%). El cuarzo y los feldespatos alcalinos no superan 5%. Los máficos más comunes son hornblenda verde, biotita y titanita. La textura es hipidiomórfica – granular.

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Gabro: Roca melanocrática, con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen que la diorita. La plagioclasa es el componente predominante, con contenido de Anortita entre 50-90. Los piroxenos son muy frecuentes.

Monzonita : Roca con cantidad parecida de Plagioclasa y Feldespato alcalino (Ortoclasa). Generalmente tiene poco o ningún cuarzo.

Sienita: La sienita tiene una textura equigranular, de grano mediano hasta grano grueso. Su color en general es rosado hasta gris. La componente más común es el feldespato alcalino, y hasta 35% la plagioclasa. Cuarzo no es tan predominante. Además se encuentra biotita, hornblenda y augita.

Carbonatita: Roca intrusiva de un magma de carbonatos. No muy frecuente.

Felsita : La felsita es una roca compuesta de minerales claros tales como cuarzo y feldespato. Su textura es de grano fino a denso, los minerales no están caracterizados por formas específicas.

Las rocas plutónicas se presentan siempre en grandes masas sin estratificar, en ocasiones asociadas o intercaladas entre rocas sedimentarias. Los batolitos están constituidos por una gran masa de rocas plutónicas que afloran extensamente en superficie, en general, mayores de cien kilómentros cuadrados.

Los lacolitos son masas lenticulares concordantes con las rocas entre las que está encajada.

Los lopolitos son grandes masas tabulares de rocas plutónicas, intercaladas entre los estratos de una serie sedimentaria, concordantes con la estratificación general del terreno.

Los facolitos son cuerpos que se han inyectado a lo largo de las charnelas de los pliegues sin romper la estructura.

Los plutones son grandes masas de rocas plutónicas. Prvienen de la consolidación in situ del mágma en las grandes cámaras magmáticas.

Las ROCAS HIPOABISALES (FILONIANAS) se producen cuando el magma asciende por una fractura a la corteza terrestre, se pone en contacto con rocas superficiales que están a temperaturas inferiores a la suya y se enfría con rapidez en la grieta, cuando estos magmas, parcialmente cristalizados se solidifican en el dique, al enfriarse con mayor rapidez, originan un agregado de pequeños cristales, que cememtan a los fenocristales de mayor tamaño, previamente formados, los cuales destacan claramente sobre la pasta general que los engloba.

Las rocas hipoabisales tienen una textura parecida a la de una roca intrusiva o volcánica: Textura equigranular, grano mediano, pero el tamaño de los cristales es mas pequeño. Textura porfídica con cristales en la masa más grandes como en una roca volcánica común.

Pórfidos: son rocas con textura porfídica independientemente de la composición mineral. En general, los fenocristales son de minerales leucocratos, y la pasta queda formada por infinidad de

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diminutos cristales de estos mismos componentes y de minerales ferromagnesianos. Pueden existir pórfidos cuya composición sea análoga a la de cualquier roca plutónica, pero los más abundantes son los tipos ácidos e intermedios: pórfidos graníticos, sieníticos, dioríticos, etc.

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 grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos químicos escasos. Las pegmatitas separan por cristalización cantidades grandes de silicatos. La riqueza en agua de estos fundidos restantes produce las condiciones aptas de crecimiento y, por selección de gérmenes, un proceso que provoca que solo crezcan unos gérmenes minerales muy determinadas. De este modo se forman pocos monocristales, pero muy grandes.

Aplitas: Diques claros con cristales de grano pequeño a fino, que según su composición corresponden a rocas diferentes, como aplita de granito, de granodiorita o de sienita.

Lamprófidos: Rocas filonianas básicas, oscuras, con textura porfídica y diferentes composiciones.

Las ROCAS VOLCÁNICAS (EXTRUSIVAS) se produce por consolidación rápida de la lava, estrechamente relacionada con su contenido en SiO2, con el contenido gaseoso del fundido y con su viscosidad. Los magmas o las lavas de alto contenido en SiO2 son de alta viscosidad, relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de bajo contenido en SiO2 son de poca viscosidad, relativamente mas líquidos.

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

Las texturas de las rocas volcánicas son muy variadas, en parte compartidas con otros tipos de rocas magmáticas. En general se caracterizan por su elevado contenido en materia amorfa. Algunas texturas de interés son:

Textura porfídica Se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano más fino o de vidrio.

Textura afanítica. Los cristales son tan pequeños que solo se observan con un microscopio, (micro- o criptocristalino). Ejemplo característico es el basalto.

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Textura vítrea. La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico aunque puede estar constituida parcialmente por cristales.

Textura fluidal se expresa por cristales orientados según el flujo del magma durante su desplazamiento sobre la superficie terrestre.

Textura ofítica, que se aprecia por cristales de plagioclasa completa o parcialmente encerrado por augita.

Textura vitroporfídica . La roca es mayoritariamente vítrea con algunos fenocristales. Esta textura es una combinación de las texturas vítrea y porfídica y se genera por efervescencia explosiva de un magma viscoso de sílice.

Textura pumítica o espumosa. La roca presenta vesículas en un enrejado de material vítreo.

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 microcrisalina de color negro, gris, gris-verdoso, rojizo-café. Los fenocristales son desde idiomorfos hasta hipidiomorfos, de tamaño hasta un centímetro.

Basalto. Textura micro- criptocristalina, casi sin fenocristales. Compuesta por plagioclasa, feldespatoides, augita, anfíboles, olivino, magnetita y apatito. Normalmente de color negro o negro-verdoso. Un basalto contiene un valor de anortita entre el 50% y el 90%. Los basaltos se forman esencialmente en el fondo marino.

La Riolita tiene una textura micro o criptocristalina, algunas veces con textura porfídica. Se compone de cuarzo, plagioclasa, feldespatos alcalinos y biotita (en general poco máficos). Son comúnes la textura fluidal y la existencia de vidrio.

En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta, expulsa y reparte por los alrededores en forma de material suelto. Este material expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, no compactado, se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los fragmentos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos y las rocas así constituidas son las ROCAS PIROCLASTICAS

El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transporte y deposición: caer desde una nube de ceniza situada en la atmósfera, mantenerse en la alta atmósfera por un largo tiempo o fluir en forma de una avalancha ardiente.

Depósitos desde una nube: La nube está constituida de gotas de agua y en menor cantidad de partículas sólidas moviéndose lateralmente a gran velocidad partiendo de la zona de erupción. Estas nubes, generalmente anulares, están iniciadas por erupciones freatomagmáticas caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se extienden poco, hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar potencias hasta 1m.

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Depósitos de tefra: En las erupciones muy explosivas la tefra de tamaño de grano lapilli y ceniza es expulsada hacia zonas altas de la atmósfera, transportado en estas alturas a través de distancias muy largas por medio de corrientes del viento antes de caer a la superficie terrestre bajo la influencia de la gravedad. La tefra acumulada de esta manera puede formar estratos delgados de 1mm o mas de potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral y con notable uniformidad de composición de cristales y de partículas vítreas.

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, 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 piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas sedimentarias. Por su origen a partir de una erupción volcánica se consideran los depósitos piroclásticos como rocas magmaticas, por su aspecto y por que son transportados antes de su sedimentación los piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias.

Las erupciones volcánicas explosivas producen grandes volúmenes de material detrítico volcanoclástico. La palabra "clasto" significa trozo o partícula y principalmente se usa en las rocas sedimentarias.

Los bloques son los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. Las bombas originan de pedazos de magma (normalmente de composición básica o intermedia) expulsados, transportados por el viento y modelados mediante su solidificación en el aire resultando cuerpos aerodinámicos.

Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos , mientras que los bloques en general presentan cristales desarrollados y solo ocasionalmente son 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 mientras que 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 generalmente se llenan con partículas de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea).

Pumitas: son rocas piroclásticas porosas, con brillo sedoso y que por su baja densidad flotan en el agua. Están constituidas por fibras de vidrio trenzadas y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. La roca es similar a espuma solidificada. Se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina). El material expulsado es muy rico en gas y solidifica durante su vuelo por el aire.

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Son características las pumitas claras y ácidas, con composición riolita y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café, gris e incluso verde.

Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes del material expulsado del volcán (avalanchas ardientes). Están formadas por ceniza, lapilli y bloques. Los componentes están soldadas entre sí. Se las puede denominar brechas tufíticas de material volcánico de todos los tamaños de grano (ceniza, lapilli, bloques). Las ignimbritas son de mala selección, es decir poseen una distribución irregular de granos de diferentes tamaños, heterogéneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a componentes vítreos aplanados con diámetros de hasta 10cm.

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