petrologia ignea
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
UNIVERSIDAD NACIONAL DE PIURA
FACULTAD DE INGENIERIA DE MINAS
ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA
PETROLOGIA IGNEA
PROFESOR: HIPOLITO TUME CHAPA
2012 - II
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
UNIVERSIDAD NACIONAL DE PIURAFACULTAD DE INGENIERIA DE MINASDPTO. ACAD. INGENIERIA GEOLOGICA
SYLLABUS
PETROLOGIA IGNEA Y METAMORFICA
I. INFORMACION GENERAL
1.1. SEMESTRE ACADEMICO : 2012-II1.2. REQUISITO : MINERALOGIA SISTEMATICA GE-24811.3. ESCUELA PROFESIONAL : ING. GEOLOGICA1.4. HORAS DE CLASE : TEORIA 03 HORAS PRACTICA 02 HORAS1.5. CREDITOS : 04 (CUATRO)1.6. CONDICION : OBLIGATORIO1.7. DOCENTE : Dr. HIPOLITO TUME CHAPA1.8. CODIGO : GE-3492
II. OBJETIVO
El curso se orienta al estudio de las rocas ígneas intrusivas y extrusivas comprendiendo el análisis de sus características génesis, formas de estratificación, condiciones de Yacimiento y clasificación petrográfica.
III. METODOLOGIA
El curso se desarrollara en clases teóricas y practicas de laboratorio y de campo con exposiciones de informes de trabajos de investigación y de campo. En el desarrollo del curso se buscará la participación activa del estudiante, individual o en forma colectiva.
IV. CONTENIDO TEMÁTICO
CAPITULO I : CONCEPTOS GENERALES
1.1. CONCEPTOS GENERALES1.2. NATURALEZA Y ALCANCE DE LA PETROLOGÍA 1.3. CLASIFICASION DE LAS ROCAS1.4. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LA CORTEZA TERRESTRE
CAPITULO II : PETROGRAFIA DE ROCAS MAGMATICAS
2.1. FORMA Y ESTRUCTURA DE LOS CUERPOS INTRUSIVOS Y EFUSIVOS2.2. INTRUSIONES CONCORDANTES2.3. INTRUSIONES DISCORDANTES2.4. FORMA DE ESTRATIFICACION DE ROCAS EFUSIVAS2.5. ESTRUCTURA COLUMNARES Y PRISMATICAS2.6. COMPOSICION QUIMICA DE LAS ROCAS IGNEAS2.7. COMPOSICION MINERALOGICA
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CAPITULO III DESCRIPCION DE LOS MINERALES QUE CONFORMAN LAS ROCAS IGNEAS
3.1. MINERALES PRIMARIOS, SECUNDARIOS Y ACCESORIOS 3.1.1. GRUPO DE LOS OLIVINOS 3.1.2. GRUPO DE LOS PIROXENOS 3.1.3. GRUPO DE LOS ANFIVOLES 3.1.4. GRUPO DE LOS FELDESPATOS 3.1.5. GRUPO DE LAS MICAS
CAPITULO IV TEXTURA DE LAS ROCAS IGNEAS 4.1. DEFINICION DE TEXTURAS DE ROCAS IGNEAS 4.2. PRINCIPALES TEXTURAS DE ROCAS IGNEAS 4.3. DEFICION DE ESTRUCTURAS DE ROCAS IGNEAS 4.4. PRINCIPALES ESTRUCTURAS DE ROCAS IGNEAS
CAPITULO V DESCRIPCION DE LAS ROCAS IGNEAS
5.1. GRUPO ULTRAMAFICO 5.2. GRUPO DEL GABRO BASALTO 5.3. GRUPO DE LA DIORITA-ANDESITA 5.4. GRUPO DE LAS SIENITAS – TRAQUITAS 5.5. GRUPO DE LAS SIENITAS ALCALINAS – FONOLITAS 5.6. GRUPO DEL GRANITO, FONOLITAS, GRANODIORITAS Y TONALITAS
CAPITULO VI : LAS ROCAS METAMORFICAS
6.1. NATURALEZA DEL METAMORFISMO6.2. METAMORFISMO Y AGENTES METAMORFICOS6.3. TIPOS DE METAMORFISMO6.4. ZONAS, Y FACIES DEL METAMORFISMO
CAPITULO VII : CLASIFICACION Y DESCRIPCION DE LAS ROCAS METAMORFICAS
7.1. MINERALES METAMORFICOS7.2. TRAMAS (ESTRUCTURA Y TEXTURA DE LAS ROCAS METAMORFICAS)7.3. CLASIFICACION DE LAS ROCAS METAMORFICAS7.4. GUIA PARA LA DETERMINACION MACROSCOPICA DE LAS ROCAS METAMORFICAS.
CAPITULO VIII: METAMORFISMO, MAGMA Y OROGENIA
8.1. INTRODUCCION8.2. METAMORFISMO DE CONTACTO8.3. METAMORFISMO REGIONAL8.4. EL CICLO PETROQUIMICO
CAPITULO IX GEOQUÍMICA DE ROCAS MAGMATICAS Y METAMORFICAS
PRACTICAS
1. COMPOSICION MINERALOGICA DE LAS ROCAS IGNEAS
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2. TEXTURAS Y ESTRUCTURAS DE LAS ROCAS IGNEAS3. CLASIFICACION DE ROCAS IGNEAS4. COMPOSICION MINERALOGICA DE ROCAS METAMORFICAS5. TEXTURAS Y ESTRUCTURAS DE LAS ROCAS METAMORFICAS6. CLAFISICACION DE LAS ROCAS METAMORFICAS.
EVALUACION EXAMENES PARCIALES 45%INFORME DE PARACTICAS 25 %EXAMEN FINAL 30%
BIBLIOGRAFIA
Piura, Setiembre de 2012
HIPOLITO TUME CHAPA PROFESOR DEL CURSO
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
CAPITULO I CONCEPTOS GENERALES
La petrología es la rama de la geología que se estudia las rocas desde el punto de vista genético y de sus relaciones con otras rocas. Es considerada una de las principales ramas de la Geología.
Consiste en el estudio de las propiedades físicas, químicas, mineralógicas, espaciales y cronológicas de las asociaciones rocosas y de los procesos responsables de su formación. El estudio de la petrología de rocas intrusivas y efusivas se conoce como petrología ignea. La petrografía, disciplina relacionada, trata de la descripción y las características de las rocas cristalinas determinadas por examen microscópico con luz polarizada.
Las rocas ígneas deben su origen a magma o lava, dos tipos de rocas ígneas intrusivas formadas en el interior de la tierra por consolidación del magma, el segundo rocas ígneas extrusivas formadas por la lava, erupciones volcánicas y por desprendimiento de lava al exterior. rocas ígneas: rocas formadas por la solidificación de magma o de lava (magma desgasificado).
Las rocas ígneas intrusivas de grano grueso, que se forman en las
profundidades (dentro) de la Tierra, son llamadas como abisales; las rocas
ígneas intrusivas, que se forman más cerca de la superficie, son llamadas
hipabisales.
En geología se llama roca a cualquier material constituido como un agregado natural de uno o más minerales, entendiendo por agregado, un sólido cohesionado. Las rocas son los materiales de los que de manera natural están hechos el manto y la corteza de la Tierra, y las partes equivalentes de otros cuerpos planetarios semejantes.
Las rocas generalmente están formadas por varias especies mineralógicas (rocas compuestas), pero también existen rocas constituidas por un solo mineral (rocas monominerálicas). Las rocas suelen ser materiales duros, pero también pueden ser blandas, como ocurre en el caso de las rocas arcillosas o las arenas.
Las rocas están sometidas a continuos cambios por las acciones de los agentes geológicos, según un ciclo cerrado (el ciclo de las rocas), llamado ciclo petrogenético, en el cual intervienen incluso los seres vivos.
Composición de las rocas Las rocas están constituidas en general como mezclas heterogéneas de diversos materiales homogéneos y cristalinos, es
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decir, minerales, aunque algunas están formadas como agregados de cristales o granos de un solo mineral (rocas monominerales).
Minerales esenciales – Son los minerales que caracterizan la composición de una determinada roca, los más abundantes en ella. Por ejemplo, el granito siempre contiene cuarzo, feldespato y mica.
Minerales accesorios – Son minerales que aparecen en pequeña proporción (menos del 5% del volumen total de la roca) y que en algunos casos pueden estar ausentes, por lo que no caracterizan a la roca de la que forman parte. Por ejemplo, el granito puede contener zircón y apatito.
El MAGMA.
Se puede definir como una mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancia en estado sólido, líquido y gaseoso,debido a la temperatura del magma que es por encima de los puntos de fusión de determinados componentes del magma. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente. En la mayoría de los magmas algunos cristales formadores durante las fases previas de enfriamiento de magma se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales suspendidos y material líquido imprime al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido. Además de líquidos y sólidos el magma contiene diversos gases disueltos en el.
El punto de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir en el manto superior. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estado sólido. Este estado se llama la fusión parcial. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas. Por ejemplo el magma máfico, que asciende continuamente a lo largo de los bordes de expansión en los océanos se reúne en cámaras magmáticas cerca de la base de la corteza oceánica en profundidades entre 4 y 6 km por debajo del fondo oceánico.
El magma emplazado en alta profundidad en la corteza terrestre enfría lentamente. En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas de cristalización de los minerales son altas también. Una disminución de la presión tiene en consecuencia una disminución en la temperatura de fusión o cristalización de los minerales. De este modo en altas profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de material sólido.
Comparamos el material sólido rocoso situado en altas profundidades es decir en el manto superior con un volumen de agua encerrado en una olla de presión hirviéndose por ejemplo a una temperatura de T = 120°C. ¿Cómo el agua se convierte en vapor? ¿O es decir cómo el material rocoso se convierte en un magma? Hay dos posibilidades:
1. Se puede intensificar el fuego o es decir aumentar la temperatura hasta que el agua está en ebullición.
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2. Se puede abrir la olla de presión o es decir disminuir la presión, el agua saldrá de la olla en forma explosiva y gaseosa.
3. En el caso del material rocoso situado en el manto superior la diminución de la presión (la segunda alternativa) es la más probable para la fundición del material rocoso y la generación del magma.
Lava se denomina la porción del magma, que aparece en la superficie terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava enfría rápidamente.
Volátiles son sustancias químicas líquidas y gaseosas que mantienen el estado líquido o gaseoso a una temperatura (temperatura de fusión o de condensación respectivamente) más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas de fusión relativamente altas. El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes:
Agua como gas disuelto: 0,5 - 8% del magma y 90% de todos los volátiles. Carbono en forma de CO2, Azufre S2, Nitrógeno N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor
F2 y Hidrógeno H2.
Durante la cristalización del magma los volátiles son separados del magma en consecuencia de su temperatura de fusión o condensación respectivamente mucho más baja que la de los silicatos.
Los volátiles se liberan junto con el magma emitido por un volcán por ejemplo. La liberación de los volátiles es responsable de la formación de nuestra atmósfera y de la hidrosfera.
Gradiente geotérmico en la corteza o es decir la subida de la temperatura con la profundidad es como promedio 1°/30m o 30°/1km. En una zona de subdución a lo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C a 10°C/1km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede alcanzar 90° a 100°/km.
Como se funde una roca en la naturaleza Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión, composición química). En el cuadro siguiente se presenta la temperatura de fusión Tf de algunos minerales y rocas para presiones definidas.
Mineral o roca Formula estructural
Presión en kbar
Profundidad correspondiente
en km
Temperatura de fusión Tf
en °COlivino (Mg,
Fe)2SiO40,001 (= 1
bar)0 1600-1800
Anortita CaAl2Si208 0,001 0 1200-1400Fierro Fe 0,001 0 1500Fierro Fe 40 100 1650Roca básica seca
60% de piroxeno, 40%
8 20 1360-1400
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de anortitaRoca básica con una proporción substancial de agua
60% de piroxeno, 40%
de anortita, agua
8 20 700-1000
CAPITULO II : PETROGRAFIA DE ROCAS MAGMATICAS
Las rocas se pueden clasificar atendiendo a criterios tales como la composición química, la textura, la permeabilidad, entre otros. En cualquier caso, el criterio más usado es el origen, es decir, el mecanismo de su formación. De acuerdo con este criterio se clasifican en ígneas (o magmáticas), sedimentarias y metamórficas, aunque puede considerarse aparte una clase de rocas de alteración, que se estudian más a menudo entre las sedimentarias.
Rocas magmáticas o ígneas Se forman por la solidificación de un magma, una masa mineral fundida que incluye volátiles, gases disueltos. El proceso es lento, cuando ocurre en las profundidades de la corteza, o más rápido, si acaece en la superficie. El resultado en el primer caso son rocas intrusivas, formadas por cristales gruesos y reconocibles, o rocas volcánicas, cuando el magma llega a la superficie, convertido en lava por desgasificación.
Las rocas magmáticas intrusivas son con mucho las más abundantes, forman la totalidad del manto y las partes profundas de la corteza. Son las rocas primarias, el punto de partida para la existencia en la corteza de otras rocas.
Dependiendo de la composición del magma de partida, más o menos rico en sílice (SiO2), se clasifican en ultramáficas (o ultrabásicas), máficas, intermedias y siálicas o ácidas, siendo estas últimas las más ricas en sílice.
En general son más ácidas las más superficiales. Las estructuras originales de las rocas metamórficas son los plutones — formas masivas originadas a gran profundidad —, los diques, constituidos en el subsuelo como rellenos de grietas, y coladas volcánicas, mantos de lava enfriada en la superficie. Un caso especial es el de los depósitos piroclásticos, formados por la caída de bombas, cenizas y otros materiales arrojados al aire por erupciones más o menos explosivas. Los conos volcánicos se forman con estos materiales, a veces alternando con coladas de lava solidificada (conos estratificados).
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Principales minerales constituyentes de las rocas magmáticas
Mineral Dureza Color Brillo Características
CuarzoSiO2
7 Incoloro o Variable
Vítreo GranosIrregulares
FeldespatoPotasico
6 Incoloro a Rosado
Vítreo Macla de karsbad
FeldespatoCalcosodico
6 Incoloro a Blanco
Vítreo Macla múltiple
MicasBiotitaMoscovita
2-2.5 Pardo verde,incoloro
VítreoNacarado
Tabular, exfoliacion perfecta
PiroxenosAugita
5-6 Incoloro, negro o verde
Vítreo Prismas cortosExfoliacion
AnfíbolesHornblenda
5-6 Verde oscuro Vítreo o mate Exfoliacion perfecta
Olivino(peridoto)
6.5-7 Vítreo granuloso
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El ciclo de las rocas o ciclo petrológico
En el contexto del tiempo geológico las rocas sufren transformaciones debido a distintos procesos. Los agentes geológicos externos producen la
Según Bowen, con el enfriamiento del magma aparecen primero los ferromagnesianos y plagioclasas y por último el cuarzo; los ferromagnesianos lo harán en el siguiente orden con base en cambios estructurales: por formación de tetraedros individuales aparece el olivino; por formación de cadenas de tetraedros, la augita; por formación de cadenas dobles y a partir de las cadenas simples anteriores, la Hornblenda, y por la unión de láminas de cadenas dobles, la biotita. Contemporáneamente los iones de calcio van siendo sustituidos por iones de sodio, pues ambos elementos tienen radios compatibles, con lo que las plagioclasas evolucionarán en una serie continua, desde la anortita hasta la albita. Posteriormente se formarán el feldespato potásico, la moscovita y por último el cuarzo y las soluciones acuosas, a la menor temperatura.
Enseña Bowen que los primeros minerales formados son los primeros que se meteorizan y los últimos en cristalizar (micas, ortoclasa y cuarzo) son los más resistentes al intemperismo.
La temperatura de cristalización aumenta con la profundidad, por ejemplo el basalto cristaliza a 1250 C al nivel del mar o a 1450 C a 30 km. de profundidad, esto pone en evidencia que la presión no parece ejercer gran influencia sobre la temperatura de fusión pues a una presión de 8000 atmósferas correspondientes a 30 Km. De profundidad el punto de fusión varía poco, y su efecto es menor cuando existen volátiles retenidos en el magma, cuyo efecto es contrario al de la presión; la temperatura de cristalización también varía con la composición química del magma, por ejemplo, en la superficie para el magma riolítico es 1000 C contra 1250 C del basalto.
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Segregación magmática. De un magma se pueden separar cuatro productos diferentes, a saber:- Los sulfuros líquidos, que requieren un magma rico en azufre y son sólo parcialmente miscibles durante el enfriamiento.- Los silicatos y óxidos comunes, que originan rocas ígneas ordinarias.- Los componentes gaseosos que escapan arrastrando hacia las paredes ciertos componentes magmáticos.- La porción residual líquida, rica en volátiles y fuente de las pegmatitas y menas.
Los mecanismos de segregación son: la miscibilidad limitada, la cristalización fraccionada, la diferencia en concentración y la difusión y convección.
La miscibilidad limitada explica la separación del magma en el estado líquido, fenómeno que según se ha comprobado experimentalmente, no existente para rocas ordinarias y sí entre sulfuros y silicatos comunes.
La cristalización fraccionada se evidencia al observar y analizar las rocas ígneas, de conformidad con la serie de Bowen, a partir de un magma basáltico. Cabe aquí el mecanismo de segregación magmática a través de una cristalización fraccionada, ya por asentamiento de cristales formados ya por escurrimiento del magma líquido. La diferencia en concentración debida a la asimilación de las rocas intruidas, realmente ocurre a gran profundidad, cuando la composición de la segunda es favorable a la reacción (no se trata de metamorfismo de contacto).
La difusión y convección han sido estudiadas como posible manera para la diferenciación magmática. En relación con la convección, según Soret, los componentes de una solución próxima a saturarse tienden a acumularse en las partes más frías que están en equilibrio, resultando la concentración inversamente proporcional a la temperatura absoluta.
Diferenciación por cristalización - Cristalización de un magma de silicatos Diferenciación: formación de magmas parciales de distintas composiciones. Fraccionamiento: separación de los minerales cristalizados del magma restante por gravitación por ejemplo.
A partir del magma los cristales de silicatos se forman sucesivamente cuando la temperatura del magma llega a la temperatura de fusión típica para cada tipo de cristal. Los primeros cristales formados a altas temperaturas después pueden cambiar su composición o pueden disolverse nuevamente. De tal modo los cristales ya formados contribuyen con sus iones, moléculas y átomos al magma y se combinan nuevamente formando nuevos cristales cuya temperatura de fusión es más baja que la de los primeros cristales formados. Se dice que los nuevos cristales son estables a las temperaturas más bajas establecidas ahora. Estos procesos de cambio se llaman reacciones. Como ocurren varias reacciones sucesivas conforme disminuye la temperatura del magma la serie ordenada de reacciones se llama la serie de BOWEN en honor al científico estadounidense que formuló este concepto. Se distingue dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción discontinua.
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Por reacción continua un cristal formado a altas temperaturas como una plagioclasa rica en el componente Ca2+ varía gradualmente su composición reemplazando una porción de los iones de Ca2+ por los iones de Na+ y una porción de los iones Al3+ por los iones de Si4+. Para mantener su neutralidad el reemplazo de Ca2+ por Na+ está acoplado con el reemplazo de Al3+ por Si4+. La serie de reacción continua parte de la plagioclasa rica en Ca2+, pasa por varias plagioclasas de composición intermedia hacia la plagioclasa rica en Na+.
Por reacción discontinua un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona con el liquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se disuelve y sus iones constituyen juntos con otros iones del magma otro mineral más rico en Si y estable a una temperatura más baja que la del primero mineral cristalizado. La serie de reacción discontinua inicia con la cristalización de olivino pasa hacia el piroxeno seguido por el anfibol seguido por la biotita.
La serie de BOWEN incluye las dos ramas convergentes de las series continua y discontinua. La plagioclasa rica en Na+ cristaliza casi simultáneamente con la biotita. Ambos siguen el feldespato alcalino, la moscovita y el cuarzo en el orden de la temperatura disminuyéndose.
Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - sencillas y con la temperatura sucesivamente disminuyéndose las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más complejos. El olivino, cuya estructura se constituye de los tetraedros de (SiO4)4- independientes cristaliza al primero a las temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples de tetraedros de (SiO4)4-, seguido por el anfibol con cadenas dobles de tetraedros de (SiO4)4 - y al final se forma la biotita con su estructura compleja de láminas de tetraedros de (SiO4)4 -.
Se distinguen algunos pocos tipos primarios de magmas como por ejemplo el magma basáltico. Entre otras causas la diferenciación magmática se debe al descenso de los cristales precipitados temprano y de mayor densidad en comparación con el magma restante, tales minerales como olivino, piroxeno y espinela. El descenso de estos cristales es en gran parte un efecto de la gravitación. Por esto se habla de una diferenciación gravitativa. Los cristales precipitados temprano se acumulan en el fondo de la cámara magmática. La acumulación de los cristales se denomina cúmulos. Los cúmulos son ricos en los elementos Mg, Fe, Cr y Ni. El magma restante es rico en los elementos Si, Al, Na y K. Ocasionalmente algunos minerales relativamente livianos precipitados tempranos se separan del magma restante más denso y suben hacia arriba. Este proceso se ha observado en la chimenea del volcán Vesuvio, Italia, donde los cristales menos denso de leucita se precipitaron temprano, se separaron del magma restante más denso y subieron.
Durante un enfriamiento paulatino del magma el proceso de la diferenciación gravitativa entre el cúmulo de cristales y el magma restante puede ocurrir varias veces supuesto que los cristales sean separados del magma restante.
Las fábricas de cúmulo están realizadas principalmente en los cuerpos plutónicos máficos y ultramáficos y se las llaman 'layered intrusions' o es decir intrusiones
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estratificadas. La 'layered intrusion' la más grande es el complejo de Bushveld, Africa del Sur y es un cuerpo magmático de 450 x 350km2 de 9km de espesor, compuesto de estratos de peridotita, piroxenita, gabro, norita y anortosita. En su parte inferior se sitúan 15 bandas de cromita de espesores hasta 1m suprayacentes por 25 bandas de magnetita. Otros cúmulos son la intrusión de Skaergard en Groenlandia y el complejo de Stillwater en Montana, EEUU.
La formación de magmas parciales se explica por
- La diferenciación gravitativa- El principio de reacción de BOWEN (izq.):
Las reacciones de los minerales cristalizados temprano con el magma restante se puede describir esencialmente con los dos siguientes sistemas sencillos de modelo:
Forsterita (Mg2SiO4) - SiO2 apropiado para los minerales máficos como olivino y piroxeno: Cristalización del olivino --> separación parcial del magma restante por gravitación (acumulación del olivino en el fondo de la cámara magmática) o por la formación de una aureola de piroxeno alrededor del olivino, la cual funciona como un escudo de protección impidiendo que el olivino reaccione con el magma --> magma restante enriquecido en SiO2 y en Fe2+, más pobre en MgO respecto al magma originario --> descenso de la temperatura --> formación de (Mg, Fe) piroxeno --> (Mg, Fe) Ca-piroxeno --> hornblenda --> biotita. Los minerales cristalizados relativamente tarde como hornblenda y piroxeno incorporan grupos de OH en su estructura.
Factores importantes de la diferenciación del magma son: la temperatura, la composición del magma restante variándose, la presión parcial del gas de H2O a partir de la cristalización de los minerales
caracterizados por grupos de OH.
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El contenido mineral modal de las magmatitas varia ampliamente con los contenidos en los óxidos.
La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación mencionados en lo siguiente: a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior. b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente hundida. c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada. d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la corteza terrestre y
su evolución por medio de diferenciación y otros procesos.
Las plagioclasas en el sistema magmático Sistema binario de las plagioclasas (cristales mixtos) Anortita (CaAl2Si2O8) - Albita (NaAlSi3O8) apropiados para los minerales claros o es decir felsicos:
La plagioclasa cristalizada temprano es rica en Ca2+ y reacciona con el magma restante formando una plagioclasa menos rica en Ca2+, más rica en Na+ con la temperatura disminuyéndose. à Cuando el cristal mixto de plagioclasa no reacciona completamente con el magma restante - un caso común en la naturaleza - el magma restante se vuelve más rico en NaO y en SiO2 y más pobre en CaO y Al2O3 en consecuencia de la cristalización de la plagioclasa rica en Ca2+.
Los desequilibrios químicos resultan en la formación de plagioclasa zonada con un núcleo rico en Ca2+ y un margen rico en Na+.
K se consume al primero en la formación de biotita y luego después de una nueva acumulación en el magma restante K contribuye a la cristalización de los feldespatos alcalinos (KAlSi3O8).
Si la cristalización inicia con un mineral máfico o felsico depende sobre todo de la composición original del magma.
Disminuyendo la temperatura del magma la polimerización de Si-O se aumenta dando lugar a estructuras cristalinas complejas. La proporción Si:O se reduce.
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En olivino Si:O = 4 : 16 En anortita
En albita
Si:O = 4:16
Si:O = 4: 10.7
En piroxeno Si:O = 4 : 12.En hornblenda Si:O = 4 : 11.
En biotita Si:O = 4 : 10
En el transcurso de la cristalización y del fraccionamiento (=separación de los minerales cristalizados del magma) el magma restante se enriquece en: H2O, Si4+, Na+.
CAPITULO III CLASIFICACION DE ROCAS MAGMATICAS Tipos de las rocas ígneas
Rocas intrusivas o rocas
plutónicas
Rocas subvolcanicas o
hipabisales
Rocas extrusivas o volcánicas
Rocas volcanoclasticas
Cristalización en altas
profundidades
Cristalización en baja
profundidades
Cristalización a la superficie
Cristalización superficial o en la
atmósferaEnfriamiento lento enfriamiento
medianoenfriamiento
rápidoenfriamiento muy
rápidocristales grandes cristales grandes
o pequeñoscristales
pequeños y tal vez fenocristales
cristales pequeños
sin minerales amorfos
casi sin minerales amorfos
con minerales amorfos
con minerales amorfos
sin porosidad casi sin porosidad con porosidad tal vez textura espumosa
textura equigranular
textura equigranular o
porfídica
grano fino o textura porfídica
grano fino con bombas o clastos
cristales hipidiomórfico
cristales hipidiomórficos o/y
fenocristales idiomorf.
fenocristales idiomorficos
cristales con contornos fundidas
Las rocas ígneas o magmáticas se puede subdividir en 2 o mejor en 4
subgrupos. Los dos más importantes serían las rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades, adentro de la tierra), las rocas extrusivas o volcánicas (cristalización a la superficie de la tierra). Además existe el grupo de las rocas subvolcanicas o hipabisales (cristalización adentro de la tierra pero en sectores cercanos de la superficie y el grupo de las rocas piroclasticas cuales se forman en conjunto de procesos atmosféricos como el viento.
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La mayoría de las rocas magmáticas de la Tierra se constituye en más de 90% del peso de minerales de silicato y cuarzo o sólo de minerales de silicato. En poco porcentaje de peso pueden participar óxidos de Fe y de Ti, en menor porcentaje de peso pueden presentarse fosfato de calcio y otros minerales. En general se puede presentar la composición de las rocas magmáticas completamente o casi completamente por medio de su contenido en los óxidos siguientes: SiO2, TiO2, Al2O3, Fe(3+)
2O3, Fe(2+)O, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, CO2, SO3 y H2O. Normalmente SiO2 es el componente dominante.
Clasificación por el contenido de SiO2 .- Una clasificación simple de las magmatitas se basa en su contenido en SiO2, se distingue:
magmatitas ácidas: >65% de SiO2
magmatitas intermedias:
65 - 52% de SiO2
magmatitas básicas: 52 - 45% de SiO2
magmatitas ultrabásicas:
<45% de SiO2
El contenido mineral modal de las magmatitas varia ampliamente con los contenidos en los óxidos.
La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación mencionados en lo siguiente:
a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior. b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente hundida. c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada. d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la corteza
terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros procesos.
La nomenclatura siguiente se funda en las reglas de la Unión Internacional de las Ciencias Geológicas. Dichas reglas se presenta en el triángulo doble de Streckeisen y otros diagramas.
En el caso de las plutonitas y diques completamente cristalinos la clasificación se basa en el contenido mineral modal. El contenido mineral modal significa la participación cuantitativa de los minerales en porcentajes de volumen global de la roca en cuestión y se puede determinarlo cuantitativamente.
Diagrama de STRECKEISEN (Triangulo doble de STRECKEISEN):
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Para la presentación de una roca magmática se debe conocer su contenido mineral modal. Métodos simples para determinarlo son los siguientes : a) Se determina el contenido cualitativo de la roca identificando todos los minerales
microscópicamente visibles y se estima la participación de cada tipo de mineral. b) Se determina el contenido cualitativo de la roca observando una sección
transparente de la roca en cuestión a través de un micropolariscopio, identificando todos los minerales y contando los diferentes tipos de minerales (por ej. por medio de un ‘point counter’), que aparecen en un área definida, por ej. de la dimensión 10 x 10 mm2.
Los cuatro parámetros del triángulo doble de Streckeisen son: 1. Q = Cuarzo y otros minerales de SiO2. 2. A = Feldespato alcalino (feldespato potásico incluido pertita y albita con menos de
5% del componente anortita, sanidina). 3. P = Plagioclasa (An 5 a 100), scapolita. 4. F = Feldespatoides: leucita, calsilita, nefelina, sodalita, noseana, hauyna, cancrinita,
analcima y los productos de transformación de estos minerales.
Los porcentajes de volumen de los componentes A, P, Q o F se determina contando los componentes A, P, Q o F o se aplica una de las normas especiales a un análisis químico de la roca. Se convierte los porcentajes de volumen de A, P, Q o F a 100% y los resultados se presenta en el triángulo doble de Streckeisen. De tal modo se puede clasificar una roca magmática y se obtiene la denominación de la roca en cuestión.
El problema de campo 9 y 10 (Andesita-Basalto/Diorita-Gabro), Dioritas/andesitas y gabros/basaltos caen en el mismo campo (campo10) del triángulo doble de Streckeisen. Casi el único componente claro, de que se constituyen, es la plagioclasa. Se distingue entre diorita y gabro con base en la composición de la plagioclasa:
Andesita BasaltoAn 30-50% An 50-90%Hornblenda Augita
Biotita Olivinomás clara más oscuroporfídica textura fina
Diorita GabroAn 30-50% An 50-90%Hornblenda Augita
Biotita Olivinomás clara más oscuro
Recuerde: Andesita y Basalto son rocas volcánicas, Diorita y Gabro son rocas intrusivas
Contenido de minerales amorfos, En el caso de las vulcanitas adicionalmente se puede indicar su contenido en vidrio como sigue: 0 - 20 % de volumen: llevando vidrio. 20 - 50 % de volumen: rico en vidrio. 50 - 100 % de volumen: vidrioso.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
Vulcanitas ácidas y vidriosas con un porcentaje de volumen mayor que 80% se llaman obsidiana o ‘Pechstein’.
Los minerales máficos Los minerales máficos (minerales oscuros) no se presentan en el triángulo doble de Streckeisen. Minerales máficos son micas de Fe y Mg, anfiboles y piroxenos, olivino, menas, circón, apatito, titanita, epidota, ortita, granate, melilita, monticelita y carbonatos primarios; mientras que los minerales claros son los llamados minerales félsicos (cuarzo, moscovita etc.)
Según su composición la moscovita no pertenece a los minerales máficos, pero tampoco pertenece a los componentes A, P, Q y F.
Los minerales máficos se toman en cuenta de tal modo, que se determinan su participación en la roca magmática en cuestión. Si su participación es menor de 90% (índice de color M < 90), se utiliza el triángulo doble de Streckeisen. Si su participación es mayor de 90% (M > 90), se trata de una roca ultrabásica, la cual se clasifica a través de otros diagramas, que se basan en el contenido de los minerales máficos.
Para todas las categorías de rocas del triángulo doble de Streckeisen se puede utilizar una clasificación suplementaria en base de su índice de color empleando los prefijos siguientes :
Nombre M (cant. de máficos)
leuco- M= 0 - 35%meso- M= 35 - 65%mela- M= 65 - 90%
ultramáfico M= 90 - 100%.
Rocas, cuya composición se presenta al lado izquierdo del triángulo doble de Streckeisen es decir rocas ricas en A y Q o A y F, son más pobres en minerales máficos que las rocas, cuya composición cae al lado derecho de este triángulo o es decir rocas ricas en P y Q o P y F.
Además se puede utilizar triángulos, que proporcionan los contenidos en minerales máficos, feldespatos y cuarzo o feldespatoides en vez de cuarzo. Para la presentación de los cuatro componentes se debe utilizar un tetraedro.
Reglas especiales se emplea para rocas, que llevan melilita (sorosilicato, que forma pares de tetraedros de (SiO4)4-, (Ca,Na)2((Mg,Fe2+,Al,Si)3o7) y carbonatos.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
Diagrama de la clasificación basada en los contenidos de Olivino-Piroxenos Para m>90 %: Contenido de minerales máficos mayor de 90 %
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
Mineral o roca Formula estructural
Presión en kbar
Profundidad correspondiente
en km
Temperatura de fusión Tf
en °COlivino (Mg,
Fe)2SiO40,001 (= 1
bar)0 1600-1800
Anortita CaAl2Si208 0,001 0 1200-1400Fierro Fe 0,001 0 1500Fierro Fe 40 100 1650Roca básica seca
60% de piroxeno, 40%
de anortita
8 20 1360-1400
Roca básica con una proporción
60% de piroxeno, 40%
de anortita,
8 20 700-1000
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
substancial de agua
agua
Se concluye, que en ausencia de agua un aumento en la presión tiene un aumento en la
temperatura de fusión como consecuencia o viceversa una baja de la presión resulta en una diminución de la temperatura de fusión de una sustancia.
que la temperatura de fusión de una roca seca es mayor en comparación a la temperatura de fusión de la misma roca con la presencia substancial de agua.
Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión de los silicatos en el magma. Un magma ascendente, que contiene agua y que está expuesta a una diminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza puede llegar a profundidades someras e incluso a la superficie terrestre antes de solidificarse.
CAPITULO III CLASIFICACION DE ROCAS IGNEAS
Clasificación mineralógica.
Para rocas volcánicas, la mineralogía es importante, clasificando y nombrando
lavas. El más importante criterio, son las especies fenocristo, seguida por la
mineralogía de las masas -térreas. A menudo, donde están los masas -térreas,
son afaníticos, la clasificación química debe ser usada, para identificar
apropiadamente, una roca volcánica.
Contenidos mineralógicos - félsico versus máfico
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
Félsico roca, con predominancia de cuarzo, feldespato alcalino, y/o
feldespatoides: los minerales félsicos; éstas rocas (ejemplo, granito), son
usualmente de colores claros, y tienen baja densidad.
Máfico roca, con predominancia de minerales máficos, piroxenos, olivinas, y
plagioclasas cálcicas; éstas rocas (ejemplo, basalto), son usualmente de
colores oscuros, y tiene una mayor densidad, que las rocas félsicas.
Ultramáfico roca, con más de 90% de minerales máficos (ejemplo, dunita).
Para intrusivas, plutónicas, y usualmente faneríticas, las rocas ígneas, donde
todos los minerales son visibles, por lo menos vía microscopio, la mineralogía se
usada para clasificar la roca. Esto usualmente ocurre, en diagramas ternarios,
donde las proporciones relativas, de tres minerales, son usadas para clasificar la
roca.
La siguiente tabla, es una simple sub -división de rocas ígneas, de acuerdo
(ambos) a su composición, y modo de ocurrencia.
Composición
Modo de ocurrencia Ácido Intermedio Básico Ultrabásico
Intrusivo Granito Diorita Gabro Peridotita
Extrusivo Riolita Andesita Basalto Komatiita
Roca esencial formando silicatos
Ácido Intermedio Básico Ultrabásico
Grano grueso Granito Diorita Gabro Peridotita
Grano medio Micro Granito Micro Diorita Dolerita [[]]
Grano fino Riolita Andesita Basalto Komatiita
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
Las rocas ígneas se pueden clasificar por el contenido de cuarzo, respecto a tipo de feldespatos (% de feldespatos alcalinos respecto al de plagioclasas), respecto al porcentaje y clase de ferromagnesianos o por la textura.
Para la clasificación debe tenerse en cuenta, además de la composición mineralógica, el ambiente de formación (profundidad), la textura y otras propiedades como densidad y color; a las oscuras y densas que son ricas en ferromagnesianos se les llama rocas básicas o de minerales máficos, mientras que las claras y más ligeras formadas a partir de un magma rico en sílice y aluminio, se les denomina rocas ácidas o de minerales félsicos.
Clasificación química, también se extiende para diferenciar rocas, que son
químicamente similares, de acuerdo al diagrama TAS, por ejemplo;
Ultrapotásicas; rocas conteniendo concentración molar K2O/Na2O > 3.
Peralcalinas; rocas conteniendo concentración molar (K2O + Na2O)/ Al2O3 >
1.
Peraluminosas; rocas conteniendo concentración molar (K2O + Na2O)/ Al2O3
< 1.
Una mineralogía idealizada (la mineralogía normativa), puede ser calculada
desde la composición química, y el cálculo es útil, para rocas de grano
demasiado fino, ó muy alteradas, para la identificación de minerales que
cristalizaron, durante el derretimiento. Por ejemplo, el cuarzo normativo,
clasifica como roca silicio - sobresaturada; un ejemplo es la riolita. Un
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
feldespatoide normativo, clasifica como una roca silicio - bajosaturada; un
ejemplo es la nefelinita.
Existe una clasificacion para este aspecto de acuerdo a la cantidad de vidrio
contenido, las cuales son:
Holohialinas: Son aquellas rocas que están formadas por más del noventa
porciento en cantidad de vidrio, lo que por lo general es caracteristico de las rocas
volcánicas lávicas,una Obsidiana o Pumita.
Holocristalinas: Son aquellas que se componen por mas cantidad de noventa
porciento en relacion del volumen o cantidad de cristales, lo que suele ser
característica de las rocas Plutónicas o de Granito.
Hialocristalinas: Son aquellas que estan compuestas en una cantidad por vidrio y
en otra por cristales, y sin que ninguno de estos (vidrios o cristales) supere el
noventa porciento del volumen o cantidad final. esta forma o especie de textura, por
lo general característico de rocas volcánicas,lávicas y de rocas
Hipoabisales,Filonianas o un Pórfido Granítico
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
CAPITULO IVI TEXTURA DE LAS ROCAS IGNEAS
Textura' Modo de construcción de la roca, describe las relaciones entre los componentes, que construyen la roca.
Fabrica Disposición espacial de los componentes de una roca. Componentes se llama a grupos de minerales idénticos o elementos estructurales idénticos.
Estructura' Denomina fenómenos como pliegues, vetas, diaclasas, fenómenos de segregación etc.
'Textura' Significa el modo de construcción de la roca y describe las relaciones entre las componentes constituyendo la roca. es determinado por la forma de los componentes minerales y por las relaciones geométricas de ellos.
Los parámetros principales de 'textura' son: la forma del grano la granulidad la cristalinidad.
forma del grano
idiomorfa: forma propia, la idiomorfía se muestra a través de las formas rectas de los bordes de los granos, p.ej. granates idiomorfos en una micacita con granate.
hipidiomorfa: forma entre forma propia y forma ajena p.ej. las hipidiomorfas plagioclasas en los granitos.
xenomorfa: forma ajena por ejemplo los xenomorfos cuarzos en los granitos.
Otros términos para describir la forma de un mineral son: - isométrica: en todas las direcciones del espacio +/- regularmente extendido. - euhedral (los minerales presentan algunas señales de cristales), cúbico,
prismático, columnar, entallecido (stengelig), acicular (nadelig), fibroso, tabular, hojoso, escamoso (schuppig).
- angular, redondeado en varios grados, elipsoidal, globular se emplea para los granos detríticos de sedimentitas clásticas.
Para describir la forma de los bordes de los granos se emplea términos como: rectilineo, curvado, arqueado, interrumpido, de forma amíbica, dentado, serrado, deshilachado, dendrítico, esquelético.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
La granulidad A base del tamaño de los cristales se subdividen las rocas y se distinguen; La dimensión absoluta Para las rocas cristalinas se emplea la clasificación siguiente según MATTHES (1987):
SubdivisiónDiámetro del grano en
mmCantidad de granos per
cm². > 33 < 1de grano grande
33-10 < 1
de grano grueso
10-3,3 1-10
de grano medio 3,3-1,0 10-10²de grano pequeño
1,0-0,3 10²-10³
de grano fino 0,33-0,1 10³-104
denso, afanítico 0,1-0,033 104-106
Microcristalino 0,033 - 0,001 > 106
La distribución del tamaño relativo de los granos o las proporciones de los granos
Se distingue una distribución de granos del mismo tamaño, p.ej. en los granitos. una distribución de granos de todos los tamaños, p.ej. en una grauvaca. una distribución irregular de tamaños de granos. Variación serial se llama a una variación linear de los granos de un valor
máximo a un valor mínimo. Variación irregular y hiatal se llama a una variación no linear de los granos. Textura porfídica Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura porfídica y presentan la
variación hiatal e irregular de tamaños de granos: Cristales grandes (idiomórficos) flotan en una masa microcristalino / criptocristalino.
¿Cómo se produce la textura porfiritica?Los primeros cristales crecidos son idiomorfos, de mayor tamaño, son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos y poco a poco y están envueltos por una masa de grano fino de los cristales que se han formado por un cambio rápido posterior de temperatura.
La textura porfidoblástica es típica para muchas metamorfitas. En el caso de las metamorfitas se ha favorecido el crecimiento de uno o de otro tipo de mineral respecto a los restantes bajo condiciones físicas o químicas del metamorfismo.
En la medición de los tamaños de granos de secciones transparentes y pulidos los cortes de los granos generalmente no corresponden al diámetro máximo de los granos. En el caso de relaciones geométricas simples (formas simples de granos) el tamaño verdadero puede calcularse, en el caso de las formas complejas de la mayoría de las
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
magmáticas y metamórficas solamente mediciones numerosas garantizarían un calculo exacto del tamaño verdadero de los granos. En la sección transparente puede determinarse los valores máximos y mínimos de cada tipo de mineral y estimar un promedio de los cortes de granos como tamaño aparente de grano supuesto que las formas de granos sean simples. Un tamaño medio puede deducirse p.ej. de la cantidad de todos los granos que ocupan un área distinta, por ejemplo un área de 1cm².
La cristalinidad Se describe por el grado en lo cual la propiedad cristalina está desarrollado y por el grado en lo cual la roca es cristalina Para el grado en lo cual la propiedad cristalina está desarrollado se describe por los tamaños de los cristales y se emplea los términos siguientes:
- macrocristalino, fanerocristalino, faneritíco: los cristales/granos son macroscópicamente visibles.
- microcristalino: los cristales/granos son visibles por medio de un microscopio. - criptocristalino: hay que llevar a cabo un análisis estructural por rayos X para
verificar la cristalinidad de los componentes minerales. - afanítico: microcristalino y criptocristalino (tamaño de granos <0.001mm=1µm) - amorfo: sin estructura cristalina.
El grado de cristalinidad se describe por los términos siguientes: - holocristalino: Todos los componentes que construyen la roca son cristales,
por ejemplo granito, diorita y otras rocas plutónicas. - hemi-, hipocristalino: La roca se constituye de componentes cristalinos y
amorfos como riolita o dacita y otras rocas volcánicas. - hialino: Todos las componentes constituyendo la roca son amorfos, p.ej. los
vidrios volcánicos como la obsidiana.
La obsidiana fresca es una roca negra translucida en las canteras más delgadas y con fractura concoídea. La obsidiana fresca contiene menor de 3 - 4% de peso en agua. La obsidiana con mayor de 3 - 4% de peso en agua se denomina 'Pechstein'. La obsidiana tiende cristalizarse o desvitrificarse y recibir agua durante los periodos geológicos. En general los vidrios rocosos son prácticamente desconocidos en edades anteriores a 225 Ma (anteriores del paleozoico y del precambrio). Típica para la obsidiana envejecida es la estructura perlítica, que ocasiona la descomposición de la roca en bolitas y fragmentos de mm o cm de tamaño a causa de las grietas de contracción irregular. A partir de las grietas y de las burbujas diminutas (las bolitas) se inicia la desvitrificación. Primero se forman cristales microscopios de cuarzo, cristobalitas y feldespato y se puede observar un crecimiento ordenado de cristales en forma de fibras radiales (= esferulitas). La obsidiana desvitrificada se llama 'Pechstein', la obsidiana caracterizada por las esferulitas se llama perlita.
'Fabrica' se llama a la disposición espacial de los componentes construyendo la roca. Para describirla se considera:
1. La orientación de los componentes.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
2. La distribución de los componentes. 3. El grado de ocupación en el espacio.
La orientación de los componentes Se distingue orientación irregular, roca isotrópica, p.ej. granito, diorita. Orientación de los componentes, roca anisotrópica, por ejemplo micacita, filita. La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre. Para delinear una orientación particularmente los componentes son apropiados cuya formación sea especialmente laminar, tabular, acicular, fibrosa, por ejemplo la mica que principalmente produce la estructura hojosa de la micacita.
La distribución de los componentes se describe por los términos siguientes: homogénea, por ejemplo una caliza pura y densa o una diorita equigranular de
grano medio. no homogénea.
La distribución de los componentes está influida por la variación en el tamaño de los componentes (variación pequeña = roca homogénea, variación grande = roca no homogénea) y por la posición de los componentes.
Las inhomogenidades de situación surgen especialmente por los cambios de material y del tamaño de los granos en las sedimentitas p.ej., a estos cambios se llama estratificación. Otros ejemplos para rocas no homogéneas son las rocas metamórficas con bandeamiento como los gneises.
La ocupación del espacio se describe por los términos compacto y poroso, Las estructuras porosas muy estrechamente están extendidas entre las vulcanitas y las piroclásticas (los materiales volcánicos expedidos en erupciones). El gas disuelto en la lava liquida se dilata a causa de la liberación espontánea de presión durante la erupción y convierte a la lava prácticamente en espuma. Durante la solidificación se forma una roca repleta de huecos similares a burbujas.
La porosidad se observa también en las sedimentitas. Rocas porosas son muchas vulcanitas y piroclásticas. Rocas compactas son especialmente las plutonitas y las metamorfitas.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
ROCAS INTRUSIVAS / ROCAS PLUTONICAS
Formacion: Cristalización a dentro de una camara de magma Cristalización muy lento (algunos millones de años) Ambiente de alta presión
Textura:Holocristalinas: Solo existen minerales con estructura cristalina: No hay vidrio! Cristales de tamaño mediano y grande (0,5 mm hasta 2 mm) Todos los cristales en una muestra tienen normalmente el mismo tamaño. Excepción: Granito porfídico.
El granito porfídico es una roca intrusiva con una textura porfídica como normalmente se encuentra en las rocas volcanicas (Riolita, Andesita)
Hipidiomórfico: Cristales tienen una forma aproximadamente propia. Minerales son distibuidos irregularmente, homogéneas. Masisas sin intersticios
Fanerítica, Los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra de mano. Las rocas de textura fanerítica son características para intrusiones (rocas plutónicas) y para los núcleos de cuerpos extrusivos grandes (rocas volcánicas), que enfrían lentamente permitiendo un crecimiento de minerales grandes.
Textura granular, 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 para las plutonitas y también está desarrollada a menudo en las rocas subvolcánicas y en los diques.
Textura equigranular xenomórfica, extura muy común en una roca plutónica: Equigranular significa que los granos tienen el mismo tamaño. Xenomórfica significa, que los minerales (cristales) no muestran sus contornos propios. Esta textura se encuentra entre otras en granitos.
Textura panalotriomórfica o xenomórfica, La textura xenomórfica es una textura granular. Los minerales principales son xenomórficos, se tocan entre sí con bordes sencillos, arqueados o de otra forma. Muchos gabros están caracterizados por una textura alotriomórfico granular.
Textura hipidiomórfica, La textura hipidiomórfica es una textura granular. Una parte de los minerales principales es idiomórfica, la otra parte no. La textura hipidiomórfica es muy común en los granitos, las sienitas y las dioritas.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
Textura panidiomórfica o idiomórfica granular respectivamente, La mayoría de los minerales principales es idiomórfica, una proporción relativamente pequeña de los minerales principales es xenomórfica y llena los intersticios entre los minerales idiomórficos.
Cúmulo, El término 'cúmulo' se refiere a la acumulación de cristales precipitados de un magma sin habiendo sido modificado por una cristalización posterior, la acumulación se debe a la gravedad. 'Cúmulo' también es el adjetivo para la textura de un acumulado (Kumulat). Cumulos están desarrollados especialmente en algunas plutonitas básicas y ultrabásicas, en las intrusiones estratificadas. Los cristales cúmulos se forman a partir del magma y se acumulan en capas o estratos especiales llamados acumulados o en fragmentos de ellos. El material del intercúmulo (o es decir del espacio entre los cúmulos) cristalizado del magma restante se ubica entre los cristales cúmulos. En un acumulado el contenido en material del intercúmulo es menor a 5%. Después de la acumulación a los cristales cúmulos se pueden agregar más material proveniente del intercúmulo. Este material se denomina el adcumulado, por ejemplo compuesto de plagioclasas. Los heteracumulados se componen de los cristales cúmulos y de otros minerales cristalizados alrededor de los cristales cúmulos en manera poiquilítica.
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.
Textura gráfica, Se forma por el intercrecimiento y la penetración de un feldespato alcalino y un cuarzo. En un corte se observa las inclusiones de cuarzo alineados según un orden mas o menos regular en el feldespato alcalino de tal manera apareciendo como letras. Por esto se ha llamado la roca de esa textura 'granito gráfico'. La textura está desarrollada especialmente en algunas pegmatitas.
Textura micrográfica, Se refiere a los productos de la desvitrificación de intercrecimientos de cuarzo y feldespato alcalino en los granofíros y en las riolitas. La textura está característica para micropegmatitas, granofíros. Los términos gráfico y micrográfico se aplican también a los intercrecimientos de otros minerales por ejemplo entre cuarzo y plagioclasa.
Textura mirmequítica, La textura mirmequítica se refiere al intercrecimiento de plagioclasa y cuarzo desarrollado en granitos y gneises. La plagioclasa es de forma convexa con respecto al feldespato alcalino y alberga pétalos y palitos de cuarzo en alineación divergente y en otra. Los intercrecimientos parecidos entre otros minerales se puede llamar similar a la textura mirmequítica.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
Las rocas intrusivas más importantes:
GranitoRoca leucocrática con cristales de tamaño medio hasta grande. Principalmente contiene como minerales claras: Feldespatos alcalinos (microlina o ortóclasa), cuarzo y plagioclasa. El cuarzo muestra normalmente un color gris- transparente, con un fracturamiento concoide. Los componentes máficos son biotita, muscovita, hornblenda. Augita es muy escaso. Cuarzo y los feldespatos muestra contornos xenómorfos, las plagioclasas y los máficos son generalmente hipidiomórfico o idiomórfico.
Granodiorita
La Granodiorita contiene una menor cantidad de los Feldespatos Alcalinos en comparación al granito. Con mayores cantidades de plagioclasa tambien se aumentan las cantidades de los componentes máficos. Los minerales máficos más comunes son biotita, hornblenda, raramente augita.
DioritaLa diorita aparece generalmente de color "blanco-negro" o es levemente gris- verde.Como componente clara se encuentra casi solo plagioclasa (Contenidos de An 30-50). Cuarzo y los feldespatos alcalinos no superan 5%. Los máficos más comunes son hornblenda verde, biotita y titanita. Augita es más escasa. La textura es hipidiomórfica - granular, pero los grandes cantidades de plagioclasa (blanco-gris) esconden la equigranualidad.
Gabro Roca melanocrática, con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen como la diorita. La plagioclasa es la componente predominante, pero con contenidos de An entre 50-90. Piroxenos son muy frecuente.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
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.
4.1 ROCAS HIPABISALES O SUBVÓLCANICAS (DIQUES)
Diques y rocas subvolcánicas (hipabisales)La nomenclatura para los diques y rocas subvolcánicas no se practica uniformemente, pero se tiende a acercarla a la nomenclatura de las rocas plutónicas. En el caso de estas rocas se elige una denominación, que también indica propiedades especiales de su textura, por ej. se llama microgranito a un dique o una roca subvolcánica de composición granítica o se llama microgranito porfídico a un dique con inclusiones de feldespato y/o cuarzo en una masa densa o de grano muy fino.
Denominación: a) Según STRECKEISEN para rocas intrusivas: b) Nombres especiales: Pegmatita / Aplita / Lamprófidos
Ejemplos: granito porfidico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una textura porfídica. microdiorita: Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños. Pegmatita: Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos quimicos muy escasos. Aplita: Dique blanco con cristales pequeños. Lamprófidos: composición mesocrática a melanocrática.
Formación de rocas hipabisales
Los Diques, Estructuras tabulares magmaticas con un espesor entre 0,5m hasta 200 m. En la mayoria este cuerpos son sub-vertical.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
4.2Textura de rocas hipabisales Las rocas de diques tienen una textura parecida como una roca íntrusiva o volcanica:
a) Textura equigranular, grano mediano, pero el tamaño de los cristales es mas pequeño.
b) Textura porfídica con cristales en la masa más grandes como en una roca volcanica común.
Rocas Hipabisales
granito porfidico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una textura porfidica.
microdiorita: Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños.
Pegmatita : Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos quimicos muy escasos.
A diques de grano grueso a gigantesco con (1) feldespatos, cuarzo +/- micas o con (2) feldespatos, feldespatoides y otros silicatos de aluminio como componentes principales se llama pegmatitas. Principalmente se distingue pegmatitas graníticas (1) y pegmatitas, cuya composición es parecida a la de las sienitas nefelinas (2).
En la fase básica de cristalización de los plutones se segregan principalmente silicatos libres de agua, tales como feldespato y cuarzo, de modo que el fundido restante durante la separación por cristalización tiene que volverse cada vez más rico en H2O. Además es enriquecido con otros elementos fácilmente volátiles, tales como el flúor, el cloro y el boro. Los últimos sobre todo juegan un papel importante en el estadio neumatolítico (T = 500 - 400ºC) de la sucesión magmática. El estadio pegmatítico se desarrolla con temperaturas encima de 500ºC. Las pegmatitas separan por cristalización cantidades grandes de silicatos. Sobre todo las pegmatitas se caracterizan por su textura peculiar. 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. Además se produce
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
el enriquecimiento de los fundidos residuales en elementos muy raros, tales como el litio, el berilio, el boro, el niobio y otros.
Aplitas Dique blanco con cristales pequeños, A diques claros de grano pequeño a fino, que según su composición corresponden a plutonitas distintas del triángulo doble de Streckeisen se llama aplitas, por ej. aplita de granito, de granodiorita o sienita. Generalmente las aplitas son rocas leucocráticas (M<5).
Lamprófidos Otro grupo de diques forman los lamprófidos, los cuales con respecto a su textura no son equivalentes simples de plutonitas o vulcanitas comunes. Por esto se establecieron una clasificación distinta para estos diques.
Propiedades comunes de los lamprófidos son los siguientes: 1. composición mesocrática a melanocrática 2. feldespatos si existente solo en la masa básica 3. inclusiones de biotita y anfibol o abundante en la masa básica, otros minerales
máficos son clinopiroxeno, olivino, en casos especiales también melilita4. contenido alto en K2O (o K2O + Na2O) respecto al contenido en SiO2 5. contenido alto en minerales primarios hidroxidos (biotita, anfibol, Fe-flogopita) y en
productos de transformación hidrotermal (clorita, actinolita, talco, sericita, zeolitas) 6. contenido alto en elementos más raros como Cr, Ni, Sr, Rb, P y otros. Con base en
su petrografía, su composición química su asociación con otras magmatitas se distingue por lo menos 3 grupos de lamprófidos:
7. Lamprófidos en sentido estricto o lamprófidos shoshoníticos o lamprófidos de calcio y elementos alcalinos (z.B. Minetta, Kersantita, Vogesita, Spessartita). La composición química de los lamprófidos en sentido estricto es SiO2 46 a 57%, Al2O3 11 a 18%, Oxidos de Fe 5 a 10%, MgO 3,5 a 9,5%, K: (K + Na) 0,4 a 0,9 en los minettas y 0,2 a 0,7 en los otros lamprófidos, Mg: (Mg + Fe) 0,4 a 0,8.
8. Diques anchibasálticos o lamprófidos alcalinos (z.B. Camptonita, Monchiquita). En su quimismo y parcialmente en su contenido mineral modal las rocas de este grupo son parecidos a los basaltos alcalinos y sus diques.
9. Diques alcalinos y ultrabásicos (z.B. Ouachitita), lamprófidos y carbanaceos (z.B. Alnöita, Polzenita).
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
LAS ROCAS VÓLCANICAS
Las rocas volcánicas (extrúsivas) Formas de soldificación de las vulcanitas estrechamente están relacionadas con su
contenido en SiO2, con el contenido gaseoso de los fundidos respectivos y con la viscosidad del lava. Los magmas o las lavas de alto contenido en SiO2 son de alta viscosidad o es decir ellos son relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de bajo contenido en SiO2 son de poca viscosidad o es decir son relativamente líquidos. Las superficies de corrientes de lava basálticos, que son de poca viscosidad (muy líquidos), muestran formas de soldificación características. Las denominaciones de estas formas de soldificación se han derivados de las
lenguas aborígenes de Hawai, por ej. las lavas cordadas se llama ‘Lava de Aa y Pahoehoe’. Si un corriente de lava fluye en un lago o hacia el interior de un mar (en los lomos de mar subacuáticos por ej.) se forman las lavas de almohada o ‘pillows’, que son de composición basáltica.
Podemos idealizar así una zona de producción de magma y su zona de transporte hacia la superficie, que es el tránsito del magma en virtud a su estado fluido y a su menor densidad. En la zona de transporte del magma, las rocas son elásticas en profundidad y rígidas hacia la superficie, por lo que el magma inicialmente se desplaza como una onda de expansión térmica hasta alcanzar las fracturas y fallas de las porciones superiores. Por la contaminación de la zona de transporte la fusión de la roca encajante es más difícil y así el vulcanismo trata de atenuarse y emigrar al tiempo a lo largo de la fractura que le sirve de control. El Galeras muestra un vulcanismo, que como también en el caso del Ruiz, ha declinado y emigrado de sur a norte.
La lava Propiedades de la lava son las siguientes:
a) Temperatura (T)
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b) Explosividad c) Viscosidad: el grado, en que el fluido se resiste a fluir cuando está sujeto a
fuerzas no equilibradas. Viscosidad baja = derretido, similar a una mezcla de leche y azúcar para
hacer caramelos a baja T. Viscosidad alta = pegajoso, similar a la misma mezcla de leche y azúcar,
que fue hervida varios minutos y enfriada y que se ha convertida en una mezcla espesa.
Lava básica Emerge con T = 1000 - 1200°C. De baja viscosidad debido a su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Se mueve rápidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales como laderas de pendientes suaves, a menudo se desparrama en laminas delgadas. De bajo contenido en volátiles.
Lava ácida Emerge con T = 800 - 1000°C. De alta viscosidad, por esto fluye lentamente y se solidifica relativamente cerca del lugar de donde emerge. De alta explosividad debido a su alto contenido en volátiles
Textura de rocas volcanicas
Textura faneríticaLos granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra de mano. Las rocas de textura fanerítica son características para intrusiones (rocas plutónicas) y para los núcleos de cuerpos extrusivos grandes (rocas volcánicas), que enfrían lentamente permitiendo un crecimiento de minerales grandes.
Ejemplos de rocas son: granito equigranular, de grano medio y macrocristalino; monzonita de grano medio a grueso; gabro de grano pequeño o grueso.
Textura afanítica Los cristales son tan pequeños, que se debe observarlos con un microscopio para identificarlos. Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos a partir de que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas originan de cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy somera o en la superficie terrestre, donde el enfriamiento pasa rápidamente. La textura afanítica también puede formarse secundariamente por la desvitrificación de vidrios naturales. Ejemplos de rocas son: basalto, la matriz afanítica de muchas rocas volcánicas.
Textura vítrea
La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico visible en una muestra de mano, cristales parcialmente también pueden constituir la roca. La textura vítrea se forma en cuerpos magmáticos como corrientes de lava y 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 silicático se solidifica formando un vidrio completamente desordenado.
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Textura porfídica
Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura porfídica y presentan la variación hiatal e irregular de tamaños de granos. La textura porfídica se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales son redondeados con respecto a sus aristas o corroídos con bordes redondeados o arqueados. Los fenocristales están aislados o agrupados. En el último caso la textura se llama textura glomerofídica. Los fenocristales pueden ser de un solo tipo de mineral o de varios tipos de minerales. La textura fina de la matriz de muchas rocas porfídicas a menudo es microlítica, constituida de numerosos cristales pequeños distribuidos irregularmente o alineados, que se ubican en una masa de cristales aún más finos o de vidrio. La textura porfídica es típica para las rocas volcánicas, para muchas rocas subvolcánicas y para algunos diques. Incluso las plutonitas pueden adquirir una textura similar a la textura porfídica producida por cristales grandes similares a fenocristales
4.3 - Origen de la textura porfídica:Los primeros cristales crecidos son idiomorfos, de mayor tamaño, son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos y poco a poco y están envueltos por una masa de grano fino de los cristales que se han formado por un cambio rápido posterior de temperatura.
Textura clástica Clastos, fragmentos de vidrio, rocas y minerales están unidos por una matriz. Esta textura es típica para rocas magmáticas de formación volcánica explosiva. Rocas de dos tipos dominantes de textura son los siguientes: Una roca de textura clástica puede constituirse de fragmentos de rocas afaníticas y/o faneríticas y de fragmentos vítreos. Si la mayoría de los clastos son vítreos, se denomina la textura de la roca vítroclástica.
Textura fluidal La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre.
Textura ofítica La textura ofítica se aprecia por cristales de plagioclasa completamente o parcialmente encerrado por augita. La augita encierra poiquilofíticamente las plagioclasas. Si granos o agregados de granos de otros minerales llenan los intersticios de las plagioclasas se habla de una textura intergranular. Si el material de los intersticios es principalmente de vidrio se trata de una textura hialofítica.
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Textura intersertal Los intersticios de los cristales grandes y abundantes son manchas angulares de una masa hemicristalina o vítrea o es decir las texturas equivalentes a la textura ofítica formadas por otros minerales.
Textura traquítica Textura característica para las traquitas. La masa básica es principalmente holocristalina o incluye sólo una porción pequeña de vidrio. En consecuencia del movimiento de la lava las láminas y listones de feldespato están alineadas en cierto grado paralelamente. La textura traquítica es típica para las traquitas y otras vulcanitas y subvulcanitas ricas en feldespato.
Textura pilotáxica Textura de rocas holocristalinas porfídicas con una masa básica esencialmente de microlitos de forma tabular y de listón y a menudo alineados en consecuencia del movimiento de la lava.
Textura afírica o afídica Hablando de una textura afírica o afídica se destaca la ausencia de una textura porfídica en una roca y se refiere a una textura afanítica sin fenocristales.
Textura vitroporfídica La textura de una roca principalmente vítrea con algunos fenocristales se denomina vitroporfídica. Esta textura es una combinación de las texturas vítrea y porfídica (véase BEST, Fig.3-3, Fig. 3-4). Muchas rocas volcánicas vítreas contienen fenocristales euhédricos (es decir los minerales presentan algunas señales de cristales) crecidos a condiciones de menor perdida de energía térmica y/o de gas en comparación a las condiciones de formación del vidrio. Los fenocristales de feldespato nadan en una matriz de vidrio perlítico con bandas de concentraciones variables de cristalitos diminutos. La textura vitroporfídica se genera por efervescencia explosiva de un magma viscoso de sílice.
Textura esferulítica La roca se caracteriza por esferulitas, las cuales son concentraciones esféricas o elipsoidales de cristales fibrosos y radiantes, ubicadas en una matriz vítrea o afanítica. Las esferulitas se componen generalmente de feldespato alcalino y de polimorfos de SiO2. Sus diámetros pueden variar de menos de 1mm a 1m. Un núcleo central comúnmente presente actúa como u germen, que inicia la cristalización. Las esferulitas se forman cuando la lava todavía está en movimiento o cuando ha terminado su movimiento.
Textura pumítica o espumosa La textura pumítica se refiere a una roca de vesículas en un enrejado de material vítreo. Durante la descarga de presión y la extrusión de un magma rico en gas los gases disueltos forman pequeñas burbujas innumerables o vesículas respectivamente. Si las vesículas residan en un magma sin o pobre en cristales subsecuentemente solidificándose y formando material vítreo o afanítico resulta una roca de vesículas en un enrejad de vítreo o de material afanítico o se decir una roca de textura pumítica.
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CAPITULO V 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 idiomorfo hasta hipidiomorfo de tamaño hasta un centímetro. Basalto: Textura micro/ criptocristalina casi sin fenocristales. Plagioclasa, foides, augita, anfíbol, olivino, magnetita y apatita. Normalmente de color negro o negro-verdoso.
Riolita: La Riolita tiene una textura micro- criptocristalina, algunas veces con textura porfídica. Se compone de cuarzo, plagioclasa, feldespatos alcalinos y biotita (en general poco máficos). Vidrio volcánico y textura fluidal son común.
5.1. Las rocas volcanoclasticas (piroclasticas)
Piroclástos
El material no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos. Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.
Nombres especiales
Piedra pómez son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina). Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ej. de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. Sus equivalentes basálticos se denomina escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más raras que la piedra pómez.
Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes de ceniza, son de mala selección, de tamaño relativo de componentes irregular, de modo heterogéneo, porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a formaciones de vidrio, aplanadas con diámetros de hasta 10cm.
Ambiente de génesis: En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto. Este material expulsado,
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fragmentado y distribuido por el viento, no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos.
Las explosiones originan de magma viscoso en ebullición estando cerca de la superficie terrestre, a veces incorporan otras rocas ya solidificadas o magma ya solidificado situados encima del cuerpo magmático en ebullición. Otra causa para las explosiones es el ingreso de agua en un cuerpo magmático viscoso de cualquier contenido en gas. Por la temperatura muy elevada el agua se convierte en vapor aumentando su volumen apreciadamente, las rocas adyacentes se fragmentan debido a la energía generada por la deliberación del gas y se produce una explosión del material. En el caso de una explosión freática el agua subterránea se calienta debido a un cuerpo magmático subyacente de temperatura elevada, y al vaporizar explota expulsando fragmentos accidentales de rocas adyacentes. En una explosión freatomagmática se produce fragmentos juveniles y accidentales. El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transporte y deposición: caer desde una nube de ceniza en alturas altas de la atmósfera, flotar en el aire o fluir en una avalancha ardiente.
Depósitos de tefra transportada en una nube de ceniza en altura alta de la atmósfera En las erupciones muy explosivas la tefra de tamañó de grano lapilli y ceniza es expulsada hacia alturas altas de la atmósfera, transportad en estas alturas distancias muy largas por medio de corrientes de aire de la nube eruptiva o por el viento antes de caer a la superficie terrestre bajo la influencia de la gravedad. La erupción de un volcán ubicado en Oregon en los Estados Unidos 6600 años atrás ha producido una capa de ceniza volcánica de 30 cm de potencia y hasta una distancia de 130km alrededor del cráter volcánico. La tefra acumulada de esta manera forma puede formar estratos delgados de 1mm o menos de potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral y la composición de cristales y de partículas vítreas de un estrato de tefra puede ser uniforme. Ambas características (alta extensión, composición uniforma) favorecen el empleo de los estratos de tefra transportada por el aire en la atmósfera alta como horizontes estratigráficos en la geocronología. Además la tefra puede alterarse produciendo depósitos de arcillas y zeolitas económicamente valerosos.
Depósitos de una nube de forma anular
La nube se constituye de gotas de agua y en menor cantidad de partículas sólidas moviéndose lateralmente con velocidades de un huracán partiendo de la base de una pila de erupción vertical. Estas nubes anulares están iniciadas por erupciones freatomagmáticas caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se extienden hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar potencias hasta 1m.
Depósitos de corrientes piroclásticas
Una corriente piroclástica o de ceniza o una avalancha (Lawine) ardiente es una mezcla móvil y muy caliente de gas y tefra (eyecciones), que se mueve a lo largo de la superficie terrestre alejándose del centro de erupción y manteniendo su aspecto de corriente. Los depósitos de este tipo son las ignimbritas.
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Las rocas volcanoclásticas y piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas sedimentarias. El aspecto de su origen de una erupción volcánica es un argumento para considerar los piroclásticos como magmatitas, en el aspecto, que son transportados antes de su sedimentación los piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias.
Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.
5.2 Textura de rocas volcanoclasticas:
Las rocas volcanoclásticas son aquellas con textura clástica causada por procesos volcánicos. Las erupciones volcánicas explosivas por ejemplo producen volúmenes grandes de material detrítico (de detritus) volcanoclástico.
Bloques se llama los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. Las bombas originan de pedazos de magma (normalmente de composición básica o intermedia) expulsalos, transportados por el viento y modelados mediante su solidificación en el aire resultando en cuerpos aerodinámicos.
Adicionalmente a la clasificación según su tamaño se pueden distinguir los fragmentos volcánicos con base en su composición: a) Vítreo b) Cristalino c) Lítico, es decir de fragmentos de rocas poligranulares (de "litos" = roca)
Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos o cristalinos, bloques comúnmente son líticos y ocasionalmente vítreos. Los clastos volcánicos pueden ser cementados por minerales precipitados secundariamente como en las rocas sedimentarias o si están calientes todavía pueden ser soldados con fragmentos vítreos diminutos. La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de los clastos.
Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclásticas constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios entre los lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcánica) respectivamente se llenan usualmente con partículas de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea). A veces se emplean el término aglomerado para depósitos no sorteados de bombas acumulados cerca del viento volcánico
Denominación: a) Por medio del tamaño de los piroclastos (Bombas, Lapilli)
Tamaño de los fragmentos
Tefra (sin compactación)
piroclasticas (compactadas)
> 64 mm bombas piroclásticas2 - 64 mm lapilli toba de lapilli
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< 2 mm ceniza toba de ceniza, ignimbrita
b) Nombres especiales como Ignimbrita, Liparita, Piedra Pomez c) Una tercera clasificación se funda en la herencia de los fragmentos volcánicos. Los clastos involucadros y provenientes del evento volcánico se llaman clastos juveniles. Los clastos formados por fragmentación de rocas preexistentes y incorporados en los depósitos volcanoclásticos son clastos accidentales.
Ejemplos de rocas:
Pumitas, Piedra pómez e Ignimbritas.
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CAPITULO VI GEOQUÍMICA DE ROCAS MAGMATICAS
Introducción La aplicación de los métodos micros o macroscopicos a las rocas volcánicas densas, de grano muy fino o fino se pone difícil. Para que se pueda aplicar el mismo método de clasificación que en el caso de las plutonitas, se puede calcular el contenido mineral potencial con base en un análisis químico (por ej. norma de Rittmann, norma CIPW). Respecto a su contenido mineral las rocas volcánicas son equivalentes a distintas plutonitas, como ilustra el triángulo doble de Streckeisen. Al clasificar una vulcanita con base en su análisis químico se busca una coincidencia satisfactoria con el análisis de una plutonita y se denomina la vulcanita según las denominaciones presentadas por el triángulo doble de Streckeisen para vulcanitas.
Aparte de esto existe otra terminología para las vulcanitas, especialmente para los basaltos y las andesitas, que se basa principalmente en los resultados de la norma CIPW, en la distribución de distintos elementos y en las proporciones de distintos elementos.
Otros diagramas de clasificación de las rocas volcánicas se basan en criterios químicos. En el diagrama de LE MAITRE (1984) por ej. se proporciona el contenido en (Na2O + K2O) presentado en la ordenada con el contenido en SiO2 presentado en la abscisa. Aparte de las categorías principales se distingue vulcanitas de sodio (Na2O - 1,5 > K2O) y vulcanitas de potasio (Na2O - 1,5 < K2O). De este se puede deducir que todas las vulcanitas con menos de 1,5% de elementos alcalinos pertenecen a las vulcanitas de potasio.
Clasificación por sodio y potasio (versus SiO2)
Este diagrama permite una clasificación de rocas intrusivas por medio de los contenidos de sodio, potasio versus silice. Además se distingue entre "subalcalic" y "alcalic".
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
Clasificación por potasio versus SiO2
Algunas veces se usa una clasificación de potasio versus silice. Se habla de high-K, que significa un contenido relativamente alto en potasio. Equivalente se usa medio y low (bajo) -K, para valores menores.
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ALGUNOS TÉRMINOS Y DEFINICIONES
- Anortosítica. Masa que se está formando por rocas magmáticas intrusivas ricas en plagioclasa cálcica y algo de olivino. La anortosita es típica de Escudos Precámbricos.- Criptocristalina. Textura más fina que la microcristalina, donde los cristales no pueden verse sin un potente microscopio.- Cúmulo-volcán. Formación obtenida cuando las lavas son muy viscosas y no llegan nunca a desparramarse para formar coladas. Se solidifican a la salida del cráter formando esbeltas agujas o pitones, como en Monte Pelado, Martinica.- Diatrema. Chimenea volcánica que se ha cortado a través de rocas estratificadas, a consecuencia de una erupciónexplosiva.- Felsita. Roca ácida félsica; nombre genérico de las rocas ácidas útil cuando se hace difícil su diferenciación.- Granófiro y aplita. Pórfidos siálicos ricos en cuarzo y feldespato potásico.- Holocristalina. Textura completamente formada de cristales, sin ningún material vítreo.- Igneslumitas. Flujos piroclásticos nacidos de un flujo lávico colapsado o de flujos de cenizas; generan depósitos de cenizas refundidas llamados tobas.- Ignimbritas. Partículas refundidas y soldadas originadas a partir de una nube ardiente y densa de gran potencia.- Lahares. Avalanchas fangosas de material piroclástico removido por aguas lluvias o de otra procedencia (deshielo,lagos, etc.). Se dividen en primarios, por deshielo y secundarios, por lluvias y ceniza.- Lamprófido y diabasa. Pórfidos siálicos o félsicos; es decir, ácidos ricos en cuarzo y ortoclasa.- Leucócratas. Denominación para las rocas ácidas o félsicas a causa de sus tonos claros; por oposición, a las básicas se les dice melanócratas, por tener minerales oscuros o máficos.- Maar. Pequeños volcanes formados por los productos de explosiones volcánicas que han sido depositados en forma anular alrededor del cráter.- Obsidiana. Vidrio volcánico; roca oscura y ácida con fractura concoidea y brillo vítreo explicada por el enfriamiento súbito del magma.- Placa tectónica. Porción de la superficie terrestre que se comporta como una unidad rígida simple. Puede estar formada por corteza continental, oceánica o por ambas y se ubican sobre una capa del manto superior. Las mayoresson siete (Africana, Euroasiática, Indoaustraliana, Pacífico, Norteamericana, Sudamericana y Antártica).- Pegmatita. Roca ígnea de grano grueso (como el granito) que ha permitido en su interior dar cuerpo a la formación de minerales a partir de soluciones hidrotermales mineralizadas (por ejemplo la ortoclasa y el cuarzo); su composición es siálica o félsica, típica de diques y mantos (placolitos).- Piroclastos (fragmentos de fuego). Pueden ser tefras, si son piroclastos estratificados no consolidados y de ambiente subaéreo, o hialoclastitas si son piroclastos estratificados no consolidados y de ambiente submarino.- Pumita. Roca volcánica ligera con estructura vesicular por acción de los gases; es ácida como la obsidiana y el granito y es producto de la espuma magmática.- Rift (grieta). Aquí la estructura es un hundimiento longitudinal limitado por dos fallas.- Zona de Beniof. Superficie inclinada de actividad sísmica, característica de arcos insulares y márgenes continentales activos. Su ángulo de buzamiento, que es hacia el continente, está comprendido entre 30 y 80.
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PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS
- Zona de divergencia. Zona de separación en un margen constructivo de placas. Región donde dos placas se apartan, como por ejemplo en una dorsal.
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