magmatismo y rocas magmáticas

20
Magmatismo y rocas magmáticas El magma es una mezcla de materiales fundidos (fundamentalmente silicatos) con porciones variables de gases disueltos (compuestos volátiles a presión ordinaria) principalmente vapor de agua, que están confinados dentro del magma por la presión de las rocas circundantes y pequeñas cantidades de sólidos (cristales y fragmentos de rocas que no han sufrido el proceso de fusión). Es decir, en él coexisten fases sólidas, líquidas y gaseosas que pueden separarse bajo determinadas condiciones de presión y temperatura. La composición de un magma se puede expresar en forma de óxidos, de los cuales el más importante es la sílice (SiO 2 ), cuya proporción varía aproximadamente entre el 45% y el 75%. El contenido en sílice y en gases (fundamentalmente vapor de agua) va a determinar algunas propiedades físicas de los magmas como la densidad o la viscosidad. Esta última constituye un factor importante que influye en el movimiento del magma y, por tanto, en su ascenso hacia zonas más superficiales. El grado de viscosidad va a depender de los siguientes factores: 1. Composición química. Los magmas ricos en sílice son mucho más viscosos que los pobres en ella, debido a que se pueden formar silicatos con estructuras más complejas en las que se comparten oxígenos. El flujo magmático se ve impedido porque las estructuras de sílice se enlazan formando largas cadenas incluso antes de que empiece la cristalización. 2. Contenido en gases. El agua y otros gases disminuyen la viscosidad del magma, ya que los grupos (OH - ) rompen los enlaces Si-O. 3. Contenido en minerales sólidos. Si es alto, la viscosidad aumenta. 4. Temperatura. Su aumento favorece la fluidez del magma. 5. Presión. Al disminuir la presión, los gases del magma tienden a escapar, lo cual produce un aumento de la viscosidad. Se estima que la temperatura del magma oscila entre 700ºC, para los ricos en sílice (65%-75% de SiO 2 ) y los 1.200ºC para los pobres en sílice (menos del 50%). Origen del magma Las rocas están constituidas por diversos minerales, cada uno de los cuales tiene su punto de fusión. Por esta razón, una roca no funde íntegramente a una temperatura determinada, sino que posee un intervalo de fusión en el cual parte de la roca está 1

Upload: asancheztome1550

Post on 12-Jun-2015

12.188 views

Category:

Documents


1 download

TRANSCRIPT

Page 1: Magmatismo y rocas magmáticas

Magmatismo y rocas magmáticasEl magma es una mezcla de materiales fundidos (fundamentalmente

silicatos) con porciones variables de gases disueltos (compuestos volátiles a presión ordinaria) principalmente vapor de agua, que están confinados dentro del magma por la presión de las rocas circundantes y pequeñas cantidades de sólidos (cristales y fragmentos de rocas que no han sufrido el proceso de fusión). Es decir, en él coexisten fases sólidas, líquidas y gaseosas que pueden separarse bajo determinadas condiciones de presión y temperatura.

La composición de un magma se puede expresar en forma de óxidos, de los cuales el más importante es la sílice (SiO2), cuya proporción varía aproximadamente entre el 45% y el 75%. El contenido en sílice y en gases (fundamentalmente vapor de agua) va a determinar algunas propiedades físicas de los magmas como la densidad o la viscosidad. Esta última constituye un factor importante que influye en el movimiento del magma y, por tanto, en su ascenso hacia zonas más superficiales. El grado de viscosidad va a depender de los siguientes factores:

1. Composición química. Los magmas ricos en sílice son mucho más viscosos que los pobres en ella, debido a que se pueden formar silicatos con estructuras más complejas en las que se comparten oxígenos. El flujo magmático se ve impedido porque las estructuras de sílice se enlazan formando largas cadenas incluso antes de que empiece la cristalización.

2. Contenido en gases. El agua y otros gases disminuyen la viscosidad del magma, ya que los grupos (OH-) rompen los enlaces Si-O.

3. Contenido en minerales sólidos. Si es alto, la viscosidad aumenta.4. Temperatura. Su aumento favorece la fluidez del magma.5. Presión. Al disminuir la presión, los gases del magma tienden a escapar,

lo cual produce un aumento de la viscosidad.Se estima que la temperatura del magma oscila entre 700ºC, para los

ricos en sílice (65%-75% de SiO2) y los 1.200ºC para los pobres en sílice (menos del 50%).

Origen del magmaLas rocas están constituidas por diversos minerales, cada uno de los

cuales tiene su punto de fusión. Por esta razón, una roca no funde íntegramente a una temperatura determinada, sino que posee un intervalo de fusión en el cual parte de la roca está fundida y parte sólida. A la fusión parcial de una roca se le denomina anatexia.

Los magmas se generan por fusión total o parcial de las rocas. Cuando la fusión parcial supera el 7% del volumen de la roca, ésta tiende a ascender a través de intersticios y fisuras (debido a su menor presión) y, por tanto, a separarse de la roca fuente, concentrándose en bolsas de magmas situadas a profundidades menores y denominadas cámaras magmáticas.

En la formación de un magma intervienen varios factores: el aumento de la temperatura, la disminución de la presión, la adición de un elemento que haga descender el punto de fusión (agua) y la influencia de otros sólidos presentes.

Las rocas se funden: Por aumento de la temperatura en la zona. Esto puede ocurrir como

consecuencia de la fricción de dos placas litosféricas, por la llegada de

1

Page 2: Magmatismo y rocas magmáticas

materiales calientes o por una concentración de elementos radiactivos cuya desintegración libera calor.

Por la disminución de la presión. El punto de fusión de un mineral aumenta con la presión (al aumentar la profundidad, aumenta la presión, lo que favorece la formación de estructuras cristalinas más compactas y de mayor densidad, que requieren de mayores temperaturas para fundir). Esto explica por qué estas zonas profundas no se encuentran en estado fundido: la temperatura sería suficiente para producir la fusión en condiciones superficiales (presión atmosférica), pero el peso de los materiales suprayacentes origina una presión litostática tan alta que las rocas permanecen en estado sólido. Por esa razón, una reducción de la presión en una zona del interior terrestre (como consecuencia de una fractura en las rocas) puede hacer que la temperatura a la que se encuentra la roca sea suficiente para fundir en las nuevas condiciones. Así ocurre en los rift continentales y en las dorsales oceánicas al adelgazarse la corteza como consecuencia de la tensión que soportan.

Por incorporación de agua. La presencia de agua disminuye el punto de fusión de las rocas (debido a que los grupos OH- rompen los enlaces de los silicatos). Este proceso tiene especial incidencia en las zonas de suducción.

Influencia de otros sólidos presentes: cuando dos o más minerales de diferente composición se encuentran en contacto, la presencia de cada uno produce una disminución en la temperatura de fusión del otro. Esto explica, por ejemplo, por qué se utiliza sal para fundir el hielo en invierno.

Tipos de magmasLa composición del magma está condicionada por el lugar en que se

origina y por el porcentaje de roca que se funde.Los magmas más abundantes y característicos son tres: básico o

basáltico, ácido o granítico e intermedio o andesítico. Magma basáltico o básico o máfico. Procede de la fusión parcial

de las peridotitas (rocas formadas por olivino y piroxenos) que componen el manto. Tiene un contenido bajo en sílice (menos del 55%), se encuentra a alta temperatura y presenta una viscosidad baja, por lo que es un fundido bastante fluido que habitualmente puede alcanzar la superficie terrestre y originar flujos de lavas. Las rocas que se forman por solidificación de estos magmas son de

2

Page 3: Magmatismo y rocas magmáticas

colores oscuros como, por ejemplo, el basalto (roca volcánica), que es la roca ígnea más abundante, o el gabro (roca plutónica). La composición del magma producido dependerá del porcentaje de peridotita que se funda. Existen dos tipos de magmas basálticos: Toleítico: rico en sílice (hasta el 50% de sílice). Se forma por fusión del 30% de la peridotita Se origina en las dorsales oceánicas y en las áreas de las zonas de subducción más próximas al océano, por fusión parcial de un porcentaje importante de peridotitas poco profundas. Alcalino: pobre en sílice y rico en elementos alcalinos (Na y K). Se origina en zonas de intraplaca oceánicas con baja proporción de fusión parcial de peridotitos (15% de la peridotita) que se encuentran a gran profundidad.

Magma ácido o granítico o félsico (más del 65%). Se origina en las zonas de subducción a partir de la fusión de los materiales que constituyen la corteza continental inferior. Tiene mayor contenido en sílice (65-80%), es más frío (800ºC) y tiene mayor viscosidad que el básico. Fluye más lentamente por lo que casi nunca alcanza la superficie, produciéndose su solidificación en el interior de la corteza. Las rocas que se forman son de colores claros como el granito, roca plutónica muy común en la corteza continental, o la riolita (roca volcánica).

Magma andesítico o de composición intermedia (entre el 55 y el 65% en sílice). Se origina por fusión parcial del basalto de la corteza oceánica que subduce. Esta fusión se produce por el calor generado con la fricción de las placas y por la presencia de agua. Se forma tanto en los borde subductivos tipo arco insular como en los de tipo andino. Se generan entre 80 y 160 km de profundidad. Las rocas que se forman a partir de ellos son de colores y densidades intermedias. La andesita (volcánica) y la diorita (plutónica) son las más representativas.

Cristalización de los magmasNo todos los minerales empiezan a cristalizar al mismo tiempo, ni van a

mantenerse invariables una vez formados. Por el contrario, pueden modificar su composición o pueden disolverse, volviéndose a combinar sus componentes para dar lugar a nuevos minerales. Este proceso de cambio se llama reacción.

La mayor parte de los magmas se originan por fusión de rocas del manto superior, por lo que se puede considerar que en su composición, en sentido general, predominan el silicio y el oxígeno, con distintas proporciones de Al, Fe, Mg, Ca, K, Na y otros componentes menores.

La secuencia de cristalización que tiende a seguir el magma es predecible en función del orden de aparición de los principales minerales. Sin embargo, las proporciones de éstos en la roca varían.

La secuencia de cristalización básica fue reconocida por Norman L. Bowen y se conoce como series de reacciones de Bowen. En la parte superior de la serie se sitúan los primeros minerales en cristalizar, a alta temperatura, como el olivino, el piroxeno o la plagioclasa cálcica. Los que cristalizan al final, cuando la temperatura es menor, se sitúan en la parte inferior, como el feldespato potásico, la moscovita o el cuarzo.

3

Page 4: Magmatismo y rocas magmáticas

Alta temperatura

Serie discontinua: porque estos minerales tienen diferentes estructuras y composición.Serie continua: porque las plagioclasas forman series de reacción continua (se mantiene la misma estructura cristalina y va cambiando la composición) entre las plagioclasas cálcicas y las sódicas y las reacciones que tienen lugar son continuas.

La serie completa consiste en dos ramas de

reacciones convergentes: una continua y otra discontinua. Las plagioclasas siguen la serie de reacciones continuas constituyendo una solución sólida continua entre un término rico en calcio (anortita) y otro rico en sodio (albita). La anortita es el término de alta temperatura: funde, en sentido puro, a 1550ºC; la albita pura lo hace a 1100ºC. El Na+ y el Ca+ son cationes que se pueden intercambiar en la estructura de las plagioclasas. La primera en cristalizar es siempre un término rico en calcio. A medida que el magma se va enfriando los cristales reaccionan continuamente con el líquido residual y va entrando más cantidad de sodio en las plagioclasas que siguen cristalizando, pero sin variar la estructura básica de estos cristales. Es decir, que los minerales que se van formando tienen distinta composición química, pero la misma estructura.

Los minerales ferromagnesianos (ricos en Fe y Mg y con bajo contenido en SiO2) siguen la serie de reacción discontinua. El olivino es el primero en cristalizar y su formación continuada da lugar a un aumento en el contenido de sílice y a un empobrecimiento en Fe y Mg en el fundido residual, por lo que este mineral deja de ser estable químicamente en este fundido y reacciona con él, formándose un mineral de composición y estructura cristalina diferente, un piroxeno. La relación Fe + Mg/Si es de 2/1 en el olivino y de 1/1 en el piroxeno.

A temperatura más baja, si existe en el magma residual sílice suficiente, todo el olivino se convertiría en piroxeno. Después de un cierto intervalo en el que cristaliza piroxeno, éste de nuevo estaría en desequilibrio químico con el fundido residual y reaccionaría con él, formándose un nuevo mineral, un anfíbol. Y así sucesivamente. El último de los minerales ferromagnesianos en cristalizar es la biotita. Cuando se alcanza la temperatura más baja, al final de la secuencia de cristalización, el fundido se encuentra muy enriquecido en sílice (puesto que los primeros minerales que se han separado son los silicatos con Fe y Mg) y forma feldespato potásico, moscovita y cuarzo. No todos los magmas siguen esta secuencia completa. Por ejemplo un magma máfico (rico en Mg y Fe y pobre en SiO2) cristaliza completamente antes de que se alcance el último estadio de la secuencia, ya que inicialmente no tiene sílice suficiente para formar cuarzo.

4

Page 5: Magmatismo y rocas magmáticas

Un magma félsico (rico en SiO2 y pobre en Fe y Mg) puede alcanzar los términos finales de la serie, pero el olivino, el piroxeno y la plagioclasa cálcica se habrán transformado completamente por reacción con el fundido y no se encontrarán en las rocas. Por tanto los magmas básicos o máficos producen rocas ricas en minerales de la parte superior del diagrama, como el olivino, el piroxeno y la plagioclasa cálcica, todos ellos minerales de colores oscuros. Los magmas ácidos o félsicos producen rocas con minerales de la parte inferior del diagrama, como la plagioclasa sódica, el feldespato potásico, la moscovita y el cuarzo, que son minerales de colores claros.

Evolución de los magmasA partir de un mismo magma puede formarse una roca u otra según la

evolución que experimente y el lugar en que solidifique.En la cámara magmática o en su viaje hacia la superficie, el magma

puede experimentar algunos procesos que modifican su composición química y hacen que se formen rocas de composición diferente a la original. Los más importantes son:

a) Diferenciación magmática: Es la formación de más de un magma a partir de un solo magma inicial. A medida que el magma se enfría, van cristalizando diversos minerales, comenzando por los más refractarios (ricos en Fe y Mg). Por ejemplo, si se parte de un magma basáltico, cristalizan en primer lugar aquellos minerales, como el olivino y los piroxenos, que tienen un punto de fusión más alto, mientras que los feldespatos sódicos (plagioclasas) y potásicos y el cuarzo lo harían en último lugar. El término con el que se denomina este proceso, cristalización fraccionada, alude a esa formación sucesiva de los cristales.

Si el magma permanece en reposo y los cristales no se separan a medida que se forman, la roca final tendrá la misma composición que el magma. Si los cristales que se van formando se separan (separación de los componentes sólidos y líquidos del magma), la composición química del fundido residual será distinta de la del fundido de partida. La separación de la fase cristalina hace que el fundido sea más pobre en los elementos que constituyen los cristales. La formación de fundidos residuales sucesivos se denomina diferenciación magmática. Por ejemplo, en un magma basáltico cristalizan primero minerales ricos en Fe y Mg, como el olivino, si estos se separan del fundido inicial (puede ocurrir que la mayor densidad del olivino y los piroxenos haga que se depositen en el fondo de la cámara magmática, produciéndose una diferenciación gravitatoria), el magma residual queda relativamente enriquecido en sílice.

Por otra parte, los gases pueden arrastrar hacia el techo de la cámara magmática algunos elementos como el sodio o el potasio, lo que producirá una diferenciación del magma por transporte gaseoso.

b) Asimilación. Es un proceso de contaminación del magma debido a la fusión de parte de las rocas que lo rodean (roca encajante, o roca de caja) durante su ascenso a zonas más superficiales, cuyos componentes pasan a integrarse en el magma, modificando su composición. Esta alteración del magma dependerá de la composición de la roca que éste asimile en su trayectoria ascendente.

c) Mezcla. Tiene lugar cuando en una cámara magmática con un magma ya diferenciado se producen aportes de un nuevo magma primario. Este fenómeno también produce variación en la composición inicial.

5

Page 6: Magmatismo y rocas magmáticas

Se denominan magmas primarios a aquellos que no han sufrido modificación de su composición química durante la cristalización, y magmas derivados o diferenciados a aquellos cuya composición sí se ha visto alterada.

Emplazamientos de las rocas ígneasEl proceso de solidificación de un magma se llama magmatismo, y las

rocas que se crean, ya sea en el exterior o en el interior de la Tierra, se denominan rocas ígneas o magmáticas.

El acceso de una masa magmática a un lugar de la corteza en el que previamente existían otras rocas recibe el nombre de intrusión ígnea.

Si un magma se solidifica lentamente (puede tardar incluso varios millones de años) en el interior de la corteza terrestre, los minerales cristalizan también lentamente, y las rocas ígneas que resultan de este proceso reciben el nombre de rocas magmáticas plutónicas o intrusivas.

Mientras cristalizan los minerales, el magma puede ir ascendiendo y fundiendo las rocas suprayacentes que quedarán así incorporadas. En su ascenso, el magma puede encontrar grietas, que irá rellenando y ampliando; las rocas que genere cuando se enfríe de esta manera se denominan rocas magmáticas filonianas.

A veces las grietas que encuentra un magma en su ascenso llegan hasta la superficie terrestre, ya sea en el interior de un continente o en el mar. El magma se solidificará más rápidamente, y las rocas resultantes se llaman rocas magmáticas volcánicas o efusivas.

Estructura de las rocas ígneas intrusivas:Las rocas plutónicas se forman en el interior de la Tierra, por lo que no

es posible observar cómo se generan. Sin embargo, existen rocas plutónicas que afloran a la superficie como resultado de los procesos erosivos que van desgastando los materiales superficiales y dejan al descubierto otras más profundas. Las rocas plutónicas se denominan también rocas intrusivas, porque el magma del que provienen intruye en otras rocas (rocas encajantes) y se consolida entre ellas. La forma y el tamaño del cuerpo intrusivo va a depender de las propiedades del magma (densidad y viscosidad) y de la resistencia y grado de fracturación de las rocas en las que encaja. Las masas de rocas plutónicas varían enormemente en forma y extensión, desde afloramientos de cientos de km2 hasta diques de sólo unos centímetros de ancho.

El nombre general para cualquier intrusión es el de plutón (masa de rocas intrusitas de grandes dimensiones).Plutones concordantes: se adaptan a las estructuras de la roca encajante por lo que tienen contactos paralelos con ella. Pueden ser de varios tipos:

Sills o filón capa. Es una masa tabular (laminar) que se dispone paralelamente a las estructuras de la roca encajante. Una masa tabular es aquella que tiene poco grosor en comparación con las otras dos dimensiones. Su tamaño varía desde láminas de pocos milímetros hasta capas de espesores métricos y muchos kilómetros de longitud. Paralelos a los planos de estratificación, esquistosidad, etc. Se forman cuando el magma (fluído) es inyectado a lo largo de superficies de estratificación.

Lacolito. Es un emplazamiento de forma tubular, con base plana y techo abombado en forma de cúpula. Se forma al intruir magmas

6

Page 7: Magmatismo y rocas magmáticas

viscosos entre los planos de estratificación de otras rocas arqueando los materiales situados encima. Ocurre si la intrusión se produce en zonas próximas a la superficie. Sus dimensiones son menores que las del plutón.

Lopolito son intrusiones asociadas a depresiones de forma más o menos circular, en las cuales la base y el techo tienen forma cóncava hacia arriba.

Plutones discordantes: Cortan las estructuras de la roca encajante, por lo que el contacto con ésta es irregular. Se diferencian:

Batolitos. Son cuerpos plutónicos de grandes dimensiones (tiene que tener una extensión mayor de 100 km2 para que se considere un batolito). Cuando un batolito tiene un tamaño relativamente pequeño, se le denomina stock. Se trata de intrusiones múltiples que suelen tener una composición bastante homogénea, de tipo granítico o granodiorítico. Aunque se forman en niveles profundos, las partes más superficiales de los batolitos pueden aflorar en la superficie cuando las rocas suprayacentes son erosionadas. Se encuentran asociados a cadenas orogénicas, donde los batolitos representan las raíces de las zonas montañosas.

Diques. Son cuerpos tabulares como los sills, pero en vez de ser paralelos a las rocas encajantes, las atraviesan. Estas estructuras laminares tienen grosores que oscilan desde menos de un centímetro hasta más de un kilómetro. La longitud puede oscilar desde metros a centenares de kilómetros. Se forman por relleno de fracturas.

Formas de las masas volcánicasLos volcanes expulsan lava, grandes volúmenes de gases y rocas

piroclásticas.Los materiales en estado líquido que salen de un volcán se denominan

lavas, las cuales se extienden por el terreno con una amplitud y extensión variables.

Coladas de lava: Puede considerarse como un magma que ha perdido gran parte de sus volátiles. Se extiende por el terreno y forma coladas cuya extensión dependerá de su velocidad y viscosidad, lo cual, a su vez, está relacionado con su composición y su contenido en gases. Las lavas basálticas son de alta temperatura (900º C a 1.200º C) y baja viscosidad, por lo que pueden recorrer grandes distancias alcanzando velocidades de hasta 30 y 40 km/h, en función de la pendiente del terreno por el que discurren. La emisión de estas lavas suele producirse a través de fracturas.

Las lavas con mayor contenido en sílice son más viscosas que las básicas y no fluyen tan fácilmente. Por eso suelen recorrer sólo pequeñas distancias, acumulándose en zonas muy próximas a los centros de emisión. Estas lavas son de menor temperatura (800º C) y tienen mayor contenido en volátiles, pues debido a su elevada viscosidad, estos volátiles no pueden escapar de ellas, acumulándose y produciendo una gran presión interior, por lo que las erupciones suelen ser de carácter violento y explosivo.

Gases: los magmas contienen cantidades variables de gases disueltos que se mantienen en la roca fundida por la presión de confinamiento, exactamente igual a como se conserva el dióxido de carbono en los refrescos. Cuando se reduce la presión, los gases empiezan a escapar. Los gases predominan en las etapas iniciales de la erupción: el más abundante es el

7

Page 8: Magmatismo y rocas magmáticas

vapor de agua, y en menor proporción existen otros gases como: CO2, CO, SO2, SH2, etc.

Materiales piroclásticos (“fragmentos de fuego”): Cuando se expulsa lava basáltica, los gases disueltos escapan con bastante libertad y continuidad. Esos gases impulsan gotas incandescentes de lava a grandes alturas. Una parte de este material expulsado puede caer cerca de la chimenea y construir una estructura en forma de cono, mientras que las partículas más pequeñas serán arrastradas a grandes distancias por el viento. Por el contrario, los magmas viscosos (félsicos) están muy cargados de gases; tras su liberación, se expanden miles de veces conforme lanzan rocas pulverizadas, lava y fragmentos de vidrio desde la chimenea. Las partículas producidas en estas dos situaciones se denominan material piroclástico. El tamaño de estos fragmentos expulsados oscila entre un polvo muy fino (inferior a 0,063 mm de diámetro) y cenizas volcánicas del tamaño de arena (inferior a 2 mm de diámetro) y trozos que pesan más de una tonelada.

También son comunes los piroclastos del tamaño de una nuez denominados lapilli (“piedras pequeñas”) y las partículas del tamaño de un guisante denominadas escorias. Las partículas mayores que los lapillis se denominan bloques, cuando son expulsados como lava endurecida y bombas, cuando son expulsadas como lava incandescente (adoptan formas aerodinámicas conforme viajan por el aire). Debido a su tamaño, las bombas y los bloques suelen caer en las laderas del cono volcánico. Sin embargo, a veces son expulsadas a grandes distancias del volcán por la fuerza de los gases que escapan.Volcanes: Las erupciones sucesivas a partir de una chimenea central dan lugar a una superficie montañosa que denominamos volcán.

Una chimenea volcánica es un dique de sección circular a través del cual el magma alcanza la superficie. Es una fractura lineal o puntual que comunica la cámara magmática con el exterior. En algunos volcanes pueden formarse chimeneas laterales que se derivan de la principal. La erosión de los materiales que circundan la chimenea puede originar una aguja que sobresale del relieve circundante.

El cráter es la abertura por la que salen los materiales que expulsa el volcán.El cono es el edificio volcánico por excelencia. Se forma por acumulación de los materiales magmáticos en torno al cráter. Se denomina escudo si el cono es bajo y aplanado; se origina por coladas de lava (grandes cantidades de lavas básicas muy fluídas). Un cono de piroclastos tiene pendientes empinadas aunque no alcanza gran tamaño; se forma por acumulación de materiales sólidos (cenizas, lapilli, escorias, etc). Un volcán compuesto o estratovolcán se origina por acumulación alternante de coladas y piroclastos, lo que le permite alcanzar mayor tamaño. La lava suele tener composición ácida o intermedia y sale por fisuras en las laderas, de pendientes muy acusadas. Los gases y los piroclastos selen por el cráter central.

8

Page 9: Magmatismo y rocas magmáticas

Una caldera es una depresión circular de tamaño muy superior al cráter (varios km de diámetro). Generalmente, se forma por hundimiento (colapso) del techo de una cámara magmática, profunda y semivacía, después de una erupción masiva. También puede originarse por una fuerte explosión que ha eliminado la cumbre del edificio volcánico o por erosión.

Textura de las rocas ígneas

La textura es el aspecto general de la roca en función del tamaño, forma y ordenamiento de sus cristales. La textura es una característica importante porque revela mucho sobre el ambiente en el que se formó la roca.

La textura de las rocas magmáticas depende de la velocidad de enfriamiento del magma en el momento de su formación y por su composición; a su vez, la velocidad de enfriamiento del magma depende del lugar y las condiciones en que ha ocurrido. El enfriamiento lento da lugar a pocos cristales grandes (conforme una masa magmática pierde calor

9

Page 10: Magmatismo y rocas magmáticas

disminuye la movilidad de sus iones. Un cuerpo magmático muy grande localizado a gran profundidad se enfría durante un periodo de quizá decenas o centenares de millares de años. Al principio, se forman relativamente pocos núcleos cristalinos. El enfriamiento lento permite la migración de los iones a grandes distancias de forma que pueden juntarse con alguna de las escasas estructuras cristalinas existentes).

Por otro lado, cuando el enfriamiento se produce más deprisa (por ejemplo, en una delgada colada de lava) los iones pierden rápidamente su movilidad y se combinan con facilidad. Esto provoca el desarrollo de numerosos núcleos embrionarios, que compiten a la vez por los iones disponibles. La consecuencia en una masa sólida de pequeños cristales intercrecidos.

Cuando el material fundido se enfría rápidamente puede no haber tiempo suficiente para que los iones se dispongan en una red cristalina. A las rocas que consisten en iones desordenados se les llama vidrios.

Las texturas básicas de las rocas ígneas se establecen en función del grado de cristalización, del tamaño de los cristales y de las proporciones relativas de esos tamaños:

Grado de cristalización. Según este criterio, se distinguen tres tipos de texturas: Holocristalina. En la que la roca está íntegramente constituida por cristales. Minerales de aspecto granudo, bien visibles y unidos entre sí sin dejar espacios entre ellos. El magma cristalizo lentamente t todos los minerales pudieron diferenciarse y cristalizar. No se interrumpe la cristalización. Hipocristalina. En la que la roca presenta cristales dentro de una matriz vítrea. Vítrea. La roca se presenta como una masa amorfa con el aspecto de vidrio. Cuando el enfriamiento es tan rápido que sus componentes no tuvieron tiempo de separarse y cristalizar, en este caso toda la masa queda amorfa.

Tamaño de los cristales. Según este criterio, se distinguen las siguientes texturas: De grano grueso, con cristales de diámetro superior a 5 mm. De grano medio, con cristales entre 1 y 5 mm. De grano fino, con cristales de menos de 1 mm.Las texturas holocristalinas de grano grueso y medio también

reciben el nombre de texturas faneríticas (grandes masas de magma solidifican lentamente en el interior), mientras que las de grano fino son afaníticas (En las rocas extrusivas, el magma alcanza la superficie terrestre o como masas pequeñas dentro de la corteza superior donde el enfriamiento es muy rápido, por lo que las rocas que se originan presentan minerales de tamaño demasiado pequeño (grano muy fino) para ser visibles a simple vista: es la denominada textura afanítica. En muchas rocas afaníticas se puede observar los huecos dejados por las burbujas de gas que escapan conforme se solidifica el magma. Estas aberturas esféricas o alargadas se denominan vesículas).

Relación del tamaño de los cristales. Según este criterio, se distinguen las siguientes texturas:

Homométrica o equigranular. Con cristales de tamaños similares.

10

Page 11: Magmatismo y rocas magmáticas

Heterométrica o inequigranular. Con cristales de tamaños diferentes.

Porfídica. Es un caso extremo de heterometría, con cristales muy grandes (fenocristales) incluidos en una matriz de cristales muy finos o incluso vítrea. Si el enfriamiento se produce al principio con lentitud y después rápidamente, como sucede con el magma que fluye a través de grietas a las cuales rellena dando origen a las rocas filonianas, se originan fenocristales, grandes cristales de una especie mineral determinada, que aparecen rodeados por un grupo de minerales de grano fino (pasta) o microscópicos (vidrio). Los fenocristales se forman en una etapa anterior a la de la pasta o la del vidrio, en la que los minerales se enfrían súbitamente. Una masa de magma localizada profundamente puede necesitar de decenas a centenares de miles de años para solidificar. Dado que los diferentes minerales cristalizan a temperaturas diferentes es posible que algunos cristales se hagan bastante grandes mientras que otros estén empezando a formarse. Si el magma que contiene algunos cristales grandes cambia de condiciones (por ejemplo, extruyendo en la superficie) la porción fundida de la lava se enfría rápidamente.

Texturas específicas: A veces se utilizan otras denominaciones para integrar diversas características texturales; son las texturas específicas:o Textura granuda. Es holocristalina, homométrica y de grano medio a

grueso.o Textura aplítica. Es holocristalina, homométrica y de grano fino

(submilimétrico)o Textura pegmatítica. Es holocristalina, homométrica y de grano

centrimétrico.o Textura vacuolar o vesicular. Propia de las rocas volcánicas, se

caracteríza por la presencia de numerosos huecos (vacuolas) formados por la expansión del gas que contenía el magma.

11

Page 12: Magmatismo y rocas magmáticas

En las últimas fases de la evolución magmática, las temperaturas son considerablemente más bajas (entre 500ºC y 50ºC); el magma que aún queda por cristalizar (residuo magmático) se compone de minerales fundidos (con un punto de fusión bajo), gases y, sobre todo, vapor de agua y agua líquida, e integra las llamadas soluciones mineralizadoras, inicialmente calientes y a alta presión, que recorren las grietas y se enfrían a medida que se alejan de la zona magmática.

Algunas de las rocas filonianas que se originan en estas fases presentan texturas que se asemejan notablemente a las granudas tipicas de las rocas plutónicas; tal es el caso de la textura pegmatítica, que carece de pasta y está integrada por minerales de gran tamaño, formados algunos en fases anteriores a los otros, y la textura aplítica, donde todos los minerales son de pequeño tamaño.

Tipos de rocas ígneasLas rocas plutónicas

Su textura es siempre holocristalina (roca constituida íntegramente por cristales) de grano medio a grueso, pudiendo ser homométricas (cristales de tamaños similares) o heterométricas (cristales de tamaños diferentes). En el caso de las rocas intrusivas el magma queda atrapado en el interior de la Tierra, por lo que el enfriamiento es muy lento y las rocas que se originan estarán formadas por minerales bien cristalizados y de tamaño variable, en general visibles a simple vista.Granito. Es una roca fanerítica. Su color el gris o rosado. Se compone de cuarzo (los cristales de forma aproximadamente esférica, suelen ser vítreos y de color claro a gris claro), ortosa (los cristales no son vítreos y tienen un color

12

Page 13: Magmatismo y rocas magmáticas

generalmente de blanco a gris o rosa salmón y exhiben una forma rectangular más que esférica)(feldespato potásico), plagioclasas rica en sodio y mica (biotita y moscovita)(una de las dos o ambas). Es una roca ácida o félsicas (más del 65% de SiO2). El granito puede tener también una textura porfídica. Estos tipos contienen cristales de feldespato de un centímetro o más de longitud que están repartidos entre una matriz de grano grueso de cuarzo y anfíbol.Sienita. Es una roca de color rosado, proporcionado por el feldespato potásico que es su constituyente mayoritario. Además tiene plagioclasas y biotita, también puede tener anfíboles. Se diferencia del granito porque la sienita no tiene cuarzo o lo tiene en cantidades muy pequeñas.Diorita. Es una roca intrusiva de grano grueso que tiene un aspecto similar al granito gris. Sin embargo, puede distinguirse del granito por la ausencia de cristales de cuarzo visibles. Constituida, fundamentalmente, plagioclasa rica en sodio y anfíbol, con cantidades menores de biotita, en la que las plagioclasas son más abundantes que el feldespato potásico. Además puede tener piroxenos. Debido a que los granos de feldespato de color claro y los cristales de anfíbol oscuros son aproximadamente iguales en abundancia, la diorita tiene un aspecto de “sal y pimienta”.Gabro. Es una roca de color oscuro (verde muy oscuro a negro), constituida mayoritariamente por plagioclasas rica en calcio y piroxenos. También puede tener pequeñas cantidades de biotita y olivino. Es el equivalente intrusivo del basalto. Son rocas básicas o máficas (50-45% de SiO2)Peridotita. Es una roca de color muy oscuro. Aunque muy poco frecuente en la corteza terrestre, es la que constituye el manto y, en consecuencia, la roca más abundante del planeta. Está formada, mayoritariamente, por piroxenos y olivino. Son rocas ultrabásicas (menos del 45% de SiO2).

13

Page 14: Magmatismo y rocas magmáticas

Las rocas volcánicasDebido a que el enfriamiento del magma es muy rápido, cristaliza mal.

Por eso estas rocas son hipocristalinas (la roca presenta cristales dentro de una matriz vítrea) o vítreas (la roca se presenta como una masa amorfa con el aspecto de vidrio); también pueden ser holocristalinas homométricas de grano fino y heterométricas. Basalto. Es la roca volcánica más abundante, se extiende por todos los fondos oceánicos. Su composición mineralógica es similar a la del gabro. Su color es oscuro, casi negro, de grano fino. Suele presentar una matriz microcristalina o vítrea entre la que se diferencian cristales de gran tamaño, observables a simple vista, llamados fenocristales. Compuesta fundamentalmente por piroxeno y plagioclasa rica en calcio con cantidades menores de olivino y anfíbol. Cuando es porfídico, el basalto contiene comúnmente fenocristales pequeños de plagioclasa cálcica de colores claros o fenocristales de olivino de aspecto vítreo embebidos en una pasta oscura.Andesita. Es una roca de color gris, más o menos oscuro, de grano fino, con una composición mineralógica similar a la dirorita. Su nombre se debe a que es abundante en los Andes. Muestra frecuentemente una textura porfídica. Cuando éste es el caso, los fenocristales suelen ser cristales claros y rectangulares de plagioclasa o cristales negros y alargados de horblenda. Rocas de composición intermedia (65-50% de SiO2).Traquita. Es una roca de color claro, con una composición mineralógica similar a la sienita.Riolita. Es una roca de color claro (de marrón claro a rosa o, a veces gris claro), con una composición mineralógica similar al granito. Suele tener textura afanítica y contiene frecuentemente fragmentos vítreos y huecos que indican un rápido enfriamiento en un ambiente superficial. Cuando la riolita contiene fenocristales, son normalmente pequeños y están compuestos por cuarzo o por feldespatos.

14

Page 15: Magmatismo y rocas magmáticas

Obsidiana. Es el nombre que reciben las rocas volcánicas de textura vítrea con pocas oquedades o sin ellas, color negro y fractura concoidea. Su composición es muy variable. Normalmente se forma cuando lava rica en sílice se enfría rápidamente. Aunque normalmente de color negro o marrón rojizo, la obsidiana tiene un elevado contenido en sílice; el color oscuro en consecuencia de la presencia de iones metálicos.Pumita. Es el nombre que reciben las rocas volcánicas con textura vacuolar (se caracteriza por la presencia de huecos o vacuolas formados por la expansión del gas que contiene el magma) y color claro. De baja densidad. Su composición mineralógica es similar a la riolita o a la traquita. Es una roca esponjosa. Flota en el agua y pesa muy poco. Es blanca, gris o amarillenta. Se forma cuando grandes cantidades de gases escapan a través de la lava para generar una masa gris y porosa.

Las rocas filonianasAplita. Es una roca con textura holocristalina con cristales de grano fino (aplítica). Su composición es similar a la del granito (cuarzo, feldespato, ortosa y plagioclasas) y su color , gris claro. Son muy parecidas al granito, aunque de grano más fino y coloración más clara por falta de biotita.Pórfido granítico. Es una roca holocristalina con cristales muy grandes, fenocristales, envueltos en una matriz microcristalina. Su composición mineralógica es similar a la del granito.Diabasa. Es una roca holocristalina, con granos de tamaño fino y medio. Su composición es similar a la del basalto, y su color , verde.Pegmatitas. Son de composición análoga a granitos y aplitas, pero su estructura es muy distinta, presentando enormes cristales de cuarzo y ortosa.

Magmatismo y tectónica de placasLa mayor parte de la actividad magmática se concentra a lo largo de los

bordes de las placas, aunque existe también cierta actividad en su interior (magmatismo intraplaca).Magmatismo en borde constructivos de placa. Se localiza principalmente en las dorsales oceánicas. El magma que se produce en estas zonas deriva de materiales del manto de composición peridotítica. La fusión parcial de estas rocas da origen a un magma de naturaleza máfica, que asciende a través de fracturas (vulcanismo fisural), formando nueva corteza oceánica de tipo basáltico. En determinadas zonas, asociadas a estos bordes de placa divergente, se pueden formar islas volcánicas, como Islandia, debido a que la acumulación de las lavas basálticas, en el fondo del océano, se produce más deprisa que su alejamiento del borde de expansión.

El magma que no alcanza la superficie en estas zonas de expansión cristaliza en profundidad y origina rocas de tipo gabro.

Los rift continentales son menos frecuentes que las dorsales oceánicas. Aunque el magmatismo asociado a estas zonas es fundamentalmente de carácter máfico, el aumento de temperatura que originan estos procesos magmáticos puede producir un calentamiento de las rocas de composición granítica de la corteza, lo que provoca su fusión. Por eso, se puede encontrar vulcanismo de carácter félsico en estas zonas de rift continental, aunque volumétricamente es mucho menos importante que el vulcanismo basáltico.

15

Page 16: Magmatismo y rocas magmáticas

Magmatismo de bordes destructivos. En las zonas de subducción tienen lugar también procesos magmáticos, pero su naturaleza es distinta a la que se produce en las dorsales. El vulcanismo en arcos islas y en cordilleras de tipo perioceánicas da lugar generalmente a rocas de tipo andesítico, y en menor proporción a riolitas. Bajo la superficie se producen intrusiones de rocas graníticas. Es decir, los magmas que originan estas rocas son de composición félsica o intermedia, con mayor proporción en Si, Al, Na y K que los basaltos y garbos propios de las zonas de dorsales y contenidos menores de Ca, Mg y Fe. También hay erupciones basálticas, aunque volumetricamente son menos importantes que las otras rocas magmáticas.

La placa oceánica que subduce está formada por: 1) Basaltos, garbos y peridotitas (todas ellas de composición máfica y ultramáfica); 2) sedimentos del fondo marino, y 3) materiales arrancados a la placa continental (de composición más félsica, por lo que funden a menor temperatura).

A medida que la placa oceánica se hunde, el agua que contienen los sedimentos, y en menor medida los basaltos, es expulsada y asciende hasta la zona del manto superior, entre la placa que subduce y la placa continental que se desplaza. El aumento en el contenido de agua produce una disminución de la temperatura de fusión de los materiales del manto y da lugar a la formación de magmas de composición andesítica a basáltica (dependiendo del grado de fusión). Durante el ascenso de estos magmas se producen procesos de asimilación, e incluso de fusión, de las rocas de la placa continental (de composición félsica) que pueden modificar la composición inicial del magma antes de que alcance la superficie.Magmatismo en zonas de intraplaca. La actividad magmática en estas zonas se relaciona con focos puntuales de elevado flujo térmico denominados puntos calientes. Se trata de columnas de material fundido que ascienden del manto (plumas) y que están situadas en el interior de las placas, ya sea en áreas continentales u oceánicas. Sobre corteza oceánica, esta actividad térmica da lugar a cadenas volcánicas que originan gran variedad de relieves como guyots, islas oceánicas o domos.

El tipo de magmatismo de estas zonas depende fundamentalmente de si el magma asciende a través de corteza oceánica o continental. El magma original es de tipo básico, como sucede en las dorsales y lo seguirá siendo si la pluma está situada bajo la litosfera oceánica. Los volcanes asociados a estos puntos calientes en las cuencas oceánicas como las islas Hawai, son el resultado de muchas capas finas de lava fluidas de composición básica.

Si el magma asciende a través de la litosfera continental, puede asimilar rocas de la corteza continental, evolucionando hacia composiciones más félsicas. En regiones continentales, la actividad que provocan estos puntos calientes ha originado extensas mesetas de lava solidificada, como la meseta de Deccan en la India, cuya extensión es comparable a la península Ibérica.

16