presentacion rocas igneas
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En este archivo, las presentaciones tienen un resumen de la génesis, composición y texturas de las rocas igneas, en petrologia estas rocas son clasificadas...TRANSCRIPT
UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN AGUSTIN DE AREQUIPAFACULTAD DE GEOLOGIA GEOFISICA Y MINAS
ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERIA DE MINASPETROLOGÍA GENERAL
AREQUIPA – PERÚ
2015
DOCENTE: Ing. José Cuadros Paz
PETROLOGÍA ÍGNEA
CAPITULO I
INTRODUCCIÓN
La Tierra, nuestro planeta, se originó a partir de la acresión del polvo cósmico constituido por partículas calientes, cuyo
calor original no se ha disipado totalmente. Por esta razón, su calor fluye desde su interior hacia el espacio exterior.
También existe otra fuente de calor, causada por la descomposición radioactiva de algunos elementos como el uranio, el
plutonio, el potasio, etc.; calor que se disipa con el calor primordial.
Este flujo de calor del interior al exterior significa que la Tierra aún no ha alcanzado su equilibrio térmico y este flujo es el
que provoca la movilidad de la materia que forma el manto, lo cual causa a su vez la deformación de la litosfera y
determina la naturaleza de su composición , razón por la cual se considera que las rocas ígneas son las responsables de que
la corteza continental presente una composición en capas, ubicándose las rocas más densas en la parte inferior y las menos
densas en la parte superior. Además producen la transmisión del calor de la parte interna de la Tierra hacia la superficie,
puesto que el ascenso del magma no sólo consiste en el transporte de materia fundida de baja densidad hacia los niveles
superiores de la corteza, sino también masa calórica significativa.
1. NATURALEZA Y ALCANCE DE LA PETROLOGIA
La Petrología es la rama de la Geología que estudia las rocas de la Corteza terrestre. Su
estudio comprende su origen, composición, clasificación y modo de ocurrencia de todas
las rocas que forman la corteza terrestre, continental y oceánica.
1.ORIGEN DE LAS ROCAS
Los procesos físicos y químicos que son los responsables del origen de las rocas, pueden
agruparse de manera general de la siguiente manera:
a) Cristalización de minerales y solidificación de vidrio a partir de mezclas silicatadas
fundidas a altas temperaturas (procesos ígneos).
b)Recristalización y reacción mutua de los minerales en rocas sólidas, a altas
temperaturas, sin intervención de la fase silicatada fundida (procesos metamórficos).
a) Intercambio de iones entre minerales de rocas sólidas y fases fluidas emigrantes
(gases o soluciones acuosas), dentro de un amplio margen de temperaturas y
presiones (procesos metasomáticos).
b)Procesos sedimentarios, en sentido amplio:
- Meteorización de rocas pre-existentes.
- Transporte de los productos de la meteorización por medio del agua corriente o del
viento (erosión)
- Deposición del material en suspensión en el agua o en el aire; precipitación del
material disuelto en el agua (sales); extracción de los materiales disueltos en el
agua, por seres vivos (bacterias).
1. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS DE LA CORTEZA TERRESTRE
Antes de abordar la clasificación de las rocas de la corteza trataremos brevemente algunos aspectos básicos:
Clasificación Geoquímica de los Elementos: Su Importancia.
El carácter geoquímico de un elemento está ampliamente regulado por la configuración electrónica de
sus átomos y, por eso está estrechamente ligado a su posición sistemática en la Tabla Periódica.
Elementos Litófilos: Son aquellos que fácilmente forman iones, con su envoltura más externa compuesta
de 8 electrones.
Elementos Calcófilos: Son aquellos cuyos iones tienen 18 electrones en su envoltura más externa.
Elementos Siderófilos: Son aquellos cuyas envolturas electrónicas más externas no están completamente
llenas.
Elementos Atmófilos: Son los gases como el oxígeno, el nitrógeno, helio e hidrógeno.
LAS ROCAS: definición
Las rocas son todo el material constituyente de la corteza terrestre, cualquiera que sean sus propiedades
e incluso su estado físico.
Generalmente se encuentran en estado sólido pero las que se encuentran almacenadas en los
yacimientos petrolíferos son aceites, líquidos o gases.
De manera general, son homogéneas: Son agregados de granos, son del mismo color, etc.
Pero, también son heterogéneas: son agregados de granos que pertenecen a diferentes especies
minerales.
Finalmente, diremos que una roca es algo más que un simple agregado de minerales o algo más que
una población cualquiera de cristales.
Toda roca posee una arquitectura, que es el conjunto de características que se refieren a la forma, a la
dimensión y a la disposición de sus diversas partes constituyentes. Comprende el modo de presentarse
la roca, la textura y el grano.
Clasificación general de las rocas ígneas
En este curso se seguirá la clasificación triple convencional:
ígneas, metamórficas y sedimentarias, porque en general es
posible decir a la vista de los datos de campo y petrográficos que
procesos: Ígneos, metamórficos o sedimentarios, han tenido
papel predominante en el origen de una roca determinada.
CLASIFICACIÓN GENERAL
Volcánicas
ROCAS ÍGNEAS Hipoabisales
Plutónicas
Cataclásticas
ROCAS METAMÓRFICAS Metamórficas de contacto
Metamórficas regionales
Residuales
Clásticas
ROCAS SEDIMENTARIAS Químicas
Bioquímicas
Clasificación Genética de las Rocas
El primer criterio de clasificación de las rocas es el de su origen. En esta
clasificación las características físicas o químicas se consideran
secundarias.
Entonces, en base a su origen, se distinguen dos grandes conjuntos de
rocas:
- Las Rocas Exógenas, que son las rocas que se han formado en la
superficie de la Corteza.
- Las Rocas Endógenas, que son las rocas que se han formado en el
interior de la corteza.
Las Rocas Exógenas
Este gran conjunto se subdivide en dos sub-conjuntos: Las rocas Sedimentarias y las
rocas Residuales
A. Las rocas sedimentarias
Se han originado por la acumulación y posterior petrificación de diversos materiales
que han sido transportados y luego depositados en las cuencas de sedimentación. Estas
rocas también se han originado por la precipitación de sales disueltas en el agua de las
cuencas de sedimentación. Con el fin de entender mejor la génesis de las rocas
formadas por materiales transportados, debemos precisar las condiciones de producción
de los materiales móviles susceptibles de entrar en el ciclo de sedimentación.
La roca madre es atacada por la alta reacción química que se produce
por la acción del agua, de los ácidos húmicos del suelo, de las sales
marinas, del gas carbónico. También es atacada por la disgregación
mecánica que consiste en el rompimiento de la roca en fragmentos más
o menos grandes llamados detritos (latín Detritus = desmenuzado). Esta
fragmentación se produce debido a las variaciones de temperatura y
humedad de la atmósfera, al choque de las olas, del viento cargado de
arena que choca contra las rocas, al hielo que abre las fracturas de las
rocas hasta romperlas.
Roca Madre
Rocas Detriticas
Rocas de origen químico y Bioquímico
Alteración química predominante
Disgregación mecánica
predominante
Rocas Residuales
Minerales residuales y de neoformación
Soluciones
Sales precipitadas directamente
Sales utilizadas por organismos
Detritos
B. Las rocas Residuales
Son las rocas que se forman por evolución in situ de rocas madres (rocas más
antiguas). Merecen esta denominación por proceder de la pérdida de materiales a
partir de las rocas madres de las cuales se originan.
- Características comunes de las rocas Exógenas
Las rocas exógenas y en particular las rocas sedimentarias, presentan dos
características importantes:
a. Se disponen en capas superpuestas o estratos, por eso son rocas
estratificadas
b. En el momento de su formación aprisionan a menudo a seres vivos o muertos
que se conservan en ellas en estado fósil.
2. Las Rocas Endógenas
Este gran conjunto se subdivide también en dos sub- conjuntos. Las rocas eruptivas y las rocas
Metamórficas.
Las Rocas Igneas
Las rocas eruptivas se originan a partir de la erupción de materia candente (magma) proveniente de la parte
superior del Manto y que atraviesa la Corteza de la Tierra hasta ubicarse cerca de la superficie terrestre o
desparramarse sobre ella, intruyendo las rocas mas antiguas o cubriéndolas, por lo que también se les llama
rocas intrusivas (latín intrudere: in = en, trudere = empujar), o efusivas.
Las rocas igneas se forman por la cristalización de los magmas que son mezclas más o menos viscosas y
susceptibles de ser desplazadas, de gases, líquidos y cristales que se forman tempranamente. Por razón de
este origen, a las rocas igneas también se les llama rocas magmáticas i, como el magma se halla a
temperaturas de 750ºC a 900ºC para los magmas graníticos y 1,100ºC a 1,500ºC para los magmas basálticos,
se las denomina rocas ígneas por provenir del enfriamineto del magma y quedar rocas candentes o rocas de
fuego (del latín Ignis = fuego).
En función de la posición en que se ubique y cristalice el magma podemos distinguir
los siguientes tipos de rocas igneas:
a. Las rocas Plutónicas, son aquellas que se han formado por el enfriamiento y
cristalización del magma dentro de la Corteza terrestre.
b. Las rocas Hipoabisales o Hipovolcánicas, son aquellas que se han formado por la
cristalización del magma muy cerca de la superficie terrestre.
c. Las rocas Volcánicas, son aquellas que se han formado por el enfriamiento y
cristalización del magma sobre la superficie terrestre.
Las rocas igneas se caracterizan por construir cuerpos macizos homogéneos, con una
textura equidimensional, manteniendo casi la misma composición en todas las
direcciones del espacio.
B.- Las Rocas Metamórficas
Este segundo grupo de rocas endógenas comprende las rocas que resultan de la
transformación, in situ, de rocas pre-existentes, bajo la influencia de agentes de
origen interno (presión y temperatura). Así los gneis y los micaesquistos son el
resultado de la recristalización de rocas sedimentarias preexistentes. Es por tanto
posible relacionar las características de las rocas metamórficas o bien con las de las
rocas sedimentarias, de las cuales proceden las mas de las veces, o bien con las de las
rocas eruptivas, con las cuales tienden a confundirse.
- Características heredadas de las rocas sedimentarías
Las rocas metamórficas generalmente conservan la estratificación de las rocas
sedimentarias y además, en las rocas que están débilmente afectadas por el metamorfismo
se encuentran fósiles que a pesar de estar deformados y rotos a veces son identificables.
- Características específicas de las rocas metamórficas
Las rocas metamórficas adquieren unas características nuevas que son específicas del
metamorfismo sufrido. Por ejemplo, las rocas que han sufrido metamorfismo regional son
rocas hojosas. Su hojosidad es consecuencia tanto de la disposición de los minerales
micáceos en capas paralelas (esquistosidad), como de la alternancia de láminas de
naturaleza ' mineralógica diferente (foliación).
- Características convergentes con las de las rocas igneas
Al igual que las rocas eruptivas, las rocas metamórficas están constituidas por
cristales de gran tamaño, visibles a simple vista, y mantienen una composición
relativamente constante en el conjunto de su yacimiento. Por las dimensiones que
presentan los constituyentes de las rocas eruptivas y metamórficas es que a ambos
conjuntos se les denomina rocas cristalinas. Por rocas cristalinas hay que entender
únicamente las rocas formadas por cristales de gran tamaño.
- CUADRO GENERAL DE LA CLASIFICACIÓN GENÉTICA DE LAS
ROCAS.
Si tenemos en cuenta las características principales que permiten subdividir las
rocas en exógenas y endógenas, es posible establecer el siguiente cuadro
esquemático de clasificación:
Material previamente
desplazado
Material evolucionado insitu
Rocas Exógenas Rocas Sedimentarias Rocas Residuales
Rocas Endógenas Rocas Eruptivas Rocas Metamórficas
Sin embargo, es necesario indicar que esta clasificación es arbitraria, pues
existen rocas transicionales entre las cuatro clases indicadas en el cuadro.
- CUADRO GENERAL DE LA CLASIFICACIÓN GENÉTICA DE LAS ROCAS.
Si tenemos en cuenta las características principales que permiten subdividir las rocas
en exógenas y endógenas, es posible establecer el siguiente cuadro esquemático de
clasificación:
Sin embargo, es necesario indicar que esta clasificación es arbitraria, pues
existen rocas transicionales entre las cuatro clases indicadas en el cuadro.
CAPÍTULO 2
LAS ROCAS IGNEAS
2.1DEFINICIÓN
Las rocas ígneas (latín ignis = fuego), son las rocas formadas a
expensas del magma, que es materia en estado de fusión y que al
enfriarse solidifica dando oportunidad a la cristalización de los
silicatos, que son los minerales que forman las rocas de la Corteza
Terrestre.
COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Las rocas están compuestas por minerales, por lo tanto, el estudio de las
rocas requiere de un estudio previo de los minerales que las forman.
Se conocen 1700 minerales, de los cuales 50 son minerales formadores de
rocas y 30 son los más comunes. Una característica notable de las rocas
ígneas es el muy pequeño número de minerales de que están compuestas.
Así pues, el estudio de las rocas ígneas requiere la determinación de unos
cuantos minerales comunes solamente.
E. Larsen (1954), ha tabulado las composiciones minerales aproximadas
de los tipos principales de rocas plutónicas como se indica en la tabla 2-1.
La composición mineral media de todas las rocas ígneas tabuladas por
Barth aparece en la Tabla 2-2. Ésta última tabla nos muestra claramente
que de entre los diversos minerales formadores de las rocas ígneas, los
feldespatos representan aproximadamente el 60%, el cuarzo y los
piroxenos, alrededor del 12% cada uno. Todos los demás restantes son de
mucha menor importancia.
TABLA 2.1
COMPOSICIÓN MINERAL APROXIMADA DE LOS TIPOS PRINCIPALES
DE ROCAS ÍGNEAS PLUTÓNICAS
2.3 ORIGEN DE LOS SILICATOS
Los silicatos se originan a partir del enfriamiento del magma que
se instala dentro de la corteza terrestre o se derrama en la
superficie.
2.3.1 CLASIFICACIÓN
Más del 90% de la corteza terrestre está formada por silicatos. Estos comprenden
especies tan bien conocidas como la sílice, los feldespatos, los anfíboles, los piroxenos
y las micas. El estudio de los silicatos por medio de los Rayos X ha permitido saber que
los silicatos pueden clasificarse en seis grupos bien definidos según su estructura,
constituida por cadenas de tetraedros.
El tetraedro es la unidad fundamental de la estructura de los silicatos y está constituida
por un ión silicio situado en el centro y iones oxígeno en las cuatro esquinas (Fig. 2.1)
Por los diversos modos de disposición de los tetraedros se han establecido seis grupos
principales de silicatos en orden de condensación o polimerización creciente ya que los
tetraedros pueden existir como unidades independientes o estar encadenados juntos en
cinco formas.
A. Nesosilicatos (del Griego Neso = isla)
Se caracterizan por los islotes de tetraedros SiO4 que no están
encadenados directamente entre si, sino que están unidos por intermedio
de cationes. Como el Si04 tiene cuatro cargas negativas en exceso, son
necesarios dos cationes divalentes o un catión tetravalente para neutralizar
la estructura. Así, pueden desarrollarse minerales como la forsterita Mg2
SiO4 (olivino) y el zircón ZrSiO4.
Los minerales con grupos separados o de un grupo de tetraedro simple
son numerosos y comprenden multitud de especies importantes, como el
grupo del granate, el grupo de la humita.
NESOSILICATOS
NESOSILICATOS
NESOSILICATOS
B. Sorosilicatos (del griego Soro = grupo, Soror = hermana)
Se caracterizan por formar grupo unidades constituidas por dos
tetraedros.
SOROSILICATOS
C. Ciclosilicatos (del griego Kiklos = anillo)
Los tetraedros están dispuestos en anillos, Su fórmula Si6O18 en
los cuales los grupos Si04 no son independientes, sino que están
unidos por iones de oxígeno comunes dispuestos en la forma de un
anillo (Figs.2-2a derecha, 2-4 y 2-5). Por ejemplo: en el Berilo Be3 Al2
Si6 O18 seis grupos de silicio están juntos en anillos hexagonales
dispuestos verticalmente a manera de panal y unidos lateralmente por
iones Be2+ y Al3+. Otros minerales con esta estructura son la
Turmalina, la Cordierita y la Wollastomita.
CICLOSILICATOS
CICLOSILICATOS
CICLOSILICATOS
D. Inosilicatos (del griego inos = músculo, ino = cadena, cinta).- Se
distinguen dos subgrupos:
a) Silicatos con tetraedros en cadenas simples o sencillas, Si2O6.
La estructura está formada por el enlace de tetraedros esquina con esquina en una
cadena sin fin, cada tetraedro comparte un oxigeno con su vecino. Las cadenas
fuertes están dispuestas paralelas al eje vertical de los minerales y unidas por los
lados por cationes metálicos. La dirección del crucero en estos minerales se
encuentra entre las cadenas cortándose casi a ángulos rectos. (Fig. 2-6). Esta
estructura es características del grupo de los Piroxenos y de un gran número de
minerales importantes en las rocas ígneas y metamórficas.
INOSILICATOS
CADENA SIMPLE
INOSILICATOS
CADENA DOBLE
INOSILICATOS
b) Silicatos con tetraedros en cadenas dobles Si4 O11. La estructura
está formada por dos cadenas sencillas unidas lado a lado dando una
relación Si: O de 4:11. Las cadenas están dispuestas paralelas al eje
vertical de los minerales y unidas lateralmente por cationes y
constituyen cintas.
E. Filosilicatos (del griego phyllo = hoja, lamina)
Los tetraedros están unidos a sus vecinos por tres vértices formando una red de
malla hexagonal y se extienden indefinidamente sobre un plano como una red
hexagonal, con una estructura de hoja o de lámina cuya fórmula es Si4O10. Las
láminas tetraédricas se yuxtaponen una arriba de otra, unidas entre si por iones
metálicos y grupos (OH) (Fig. 2-7a). Esta estructura es característica de las micas,
las cloritas y otros minerales laminados como el talco y las arcillas y es
directamente responsable de su simetría seudo hexagonal y del crucero basal
perfecto, el cual corre paralelo a las hojas.
FILOSILICATOS
FILOSILICATOS
BIOTITA
FILOSILICATOS
MUSCOVITA
F. Tectosilicatos (del griego Tekto = esqueleto, armazón, trama)
Los tetraedros están unidos a sus vecinos por los cuatro vértices, de modo
que cada oxígeno es común a dos tetraedros, formando una estructura
tridimensional (Fig. 2-8). Su fórmula estructural es Si02. En este caso
particular se satisface la regla de la valencia porque las cargas positivas
del silicio son igualadas por las cargas negativas del oxígeno. Los
tectosilicatos forman la más grande y, probablemente, la más importante
de las seis divisiones estructurales de los silicatos. En este grupo se
incluyen los feldespatos, los feldespatoides las escapolitas, las zeolitas, la
sílice.
TECTOSILICATOS
TECTOSILICATOS
CUARZO DE BAJA TEMPERATURA
TECTOSILICATOS
PLAGIOCLASA
TECTOSILICATOS
ORTOCLASA
CAPITULO 3
TEXTURAS Y CLASIFICACIÓN TEXTURAL DE LAS ROCAS ÍGNEAS
En general, la textura de las rocas ígneas se puede definir en base a 3 aspectos:
1. Al grado de Cristalización alcanzado.
2. A la granularidad desarrollada (tamaño de los granos o cristales), y;
3. A la fábrica resultante (relaciones geométricas entre los granos o cristales)
3.1.- Definición de Textura.- La textura se puede definir de la siguiente manera:
“Textura es el aspecto que presentan las rocas como consecuencia de las relaciones que
se dan entre sus componentes: cristales y granos en las rocas plutónicas, cristales granos
y pasta en las rocas hipoabisales y en las rocas volcánicas lávicas y, cristales, fragmentos
y partículas en las rocas volcánicas piroclásticas.
3.2.- FORMAS DE LOS CRISTALESLas formas de los cristales indican el medio ambiente en el que se desarrollaron, así tenemos:- Cristales Euhedrales.- Se desarrollaron en condiciones de
enfriamiento lento del magma, en profundidad y en medio líquido de baja densidad.
- Criatales Subhedrales.- Se desarrollaron en condiciones de enfriamiento rápido del magma, a menor profundidad que para los cristales euhedrales y en medio liquido de mediana densidad.
- Cristales anhedrales.- Se desarrollaron en condiciones de enfriamiento muy rápido del magma o, si fue enfriamiento lento, los cristales iniciales se han redisuelto en el magma.
También tenemos que los cristales de los silicatos formadores de rocas son de proporciones iguales y de proporciones desiguales:
- Cristales de proporciones Iguales.- Son Los Cristales formados en el sistema de cristalización cubico o isométrico.
- Cristales de proporciones desiguales.-
a.Tabulares: Forman placas, tabletas, ojuelas. Por ejemplo: las micas, cloritas y algunos feldespatos.
b.Prismáticos: Forman prismas, barras, agujas y fibras. Por ejemplo: la Hornblenda, la Sillimanita y la Turmalina.
c.Irregulares: Forman tiras, venas y esqueletos. Por ejemplo: las micas desmenuzadas, la ilmenita esquelética. Irregulares: Forman tiras, venas y esqueletos. Por ejemplo: las micas desmenuzadas, la ilmenita esquelética.
Para poder determinar el “Orden de cristalización” se pueden aplicar tres
reglas:
Primera.- Cuando un mineral está rodeado por otro, el que circunda es el
más joven.
Segunda.- Los cristales euhedrales o los que están más próximos ha
hacerlo, son las más antiguos.
Tercera.- Los cristales más grandes son los más antiguos.
3.3 TEXTURAS DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Según sea el medio ambiente de formación de las rocas ígneas, estas presentan texturas
que reflejan dicho medio ambiente.
A. TEXTURA CARACTERÍSTICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS PLUTÓNICAS E
HIPOABISALES
Para el caso de las rocas plutónicas, estas son holocristalinas y en ellas la mayoría de los
minerales son cristales aproximadamente equidimensionales o iguales por lo que su
textura se denomina "Granular" y, según sea la forma predominante de los cristales, se
tendrá las siguientes variedades de textura granular.
VARIEDADES:
a. Granular Panidiomórfica o LamprofídicaCuando la mayoría de los cristales de los minerales principales son de forma euhedral, como ocurre en el caso de las rocas hipabisales oscuras llamadas Lamprófidos.
b. Granular Hipidiomórfica o Granítica.Cuando la mayoría de los cristales de los minerales principales son de forma Subhedral, como es el caso del granito. Cuando esta textura se desarrolla a escala microscópica se llama Microgranítica.
c. Granular Alotriomórfica o Aplítica.Cuando la mayoría de los cristales de los minerales principales son de forma Anhedral, como es el caso de las Aplitas y gabros.
B. TEXTURA CARACTERISTICA DE LAS ROCAS VOLCANICAS
LAVICAS: “PORFIRO – AFANITICA”
VARIEDADES:
- Vesicular.- Se caracteriza por la presencia de espacios vacios o cavidades en forma
de poros de diferentes dimensiones.
- Amigdaloide.- Se caracteriza por la presencia de cavidades rellenadas con
minerales secundarios.
C. TEXTURA CARACTERISTICA DE LAS ROCAS VOLCANICAS
PIROCLASTICAS: “PIROCLASTICA”
CLASIFICACIÓN TEXTURAL DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Según sea la textura que presentan las rocas ígneas se las clasifica de la siguiente
manera:
a. Clasificación por el grado de cristalización
- Holocristalinas.- Cuando están constituidas completamente por cristales de
minerales.
- Merocristalinas.- Cuando están constituidas por cristales de minerales y vidrio
o pasta.
- Holohialinas.- Cuando están constituidas completamente por vidrio.
b. Clasificación por el tamaño del grano.
- FANERITAS.- Son aquellas rocas en las que los cristales o granos son visibles a
simple vista, por lo que su textura se denomina "Fanerítica" o "Dicristalina". Según
sea el diámetro promedio de los cristales se diferencian en:
Faneritas de grano fino.- Cuando el diámetro promedio es menor de 1 mm.
Faneritas de grano medio.- Cuando el diámetro promedio está entre 1mm. y
5 mm.
Faneritas de grano grueso.- Cuando el diámetro promedio está entre los
5 mm y los 3 cm.
- AFANITAS.- Son aquellas rocas en las que los cristales o granos son tan pequeños
que no son visibles a simple vista, por lo que su textura se denomina "afanítica" o
"eucristalina".
c. Clasificación por la forma predominante de los cristales y granos
1. Panidiomórficas. Cuando la mayoría de los granos o cristales son de
forma geométrica completa, es decir, de forma Euhedral (automórficos).
2. Hipidiomórficas. Cuando la mayoría de los granos o cristales son de
forma geométrica incompleta, es decir, de forma Subhedral.
3. Alotriomórficas. Cuando la mayoría de los granos o cristales son de
forma irregular, es decir, de forma Anhedral (Xenomórficos).
d. Clasificación por las relaciones mutuas de los cristales y granos:
Textura Equigranular.- Es aquella en la mayoría de los cristales o granos son de diámetro
aproximadamente iguales. Es la textura propia de las rocas ígneas plutónicas.
1. Textura Inequigranular.- Es aquella en la que los cristales o granos son de diferente
tamaño. Es la textura propia de las rocas ígneas volcánicas. Ejemplo: la pordiro-afanitica y
la ofitica o diabásica.
2. Textura Direccional.- Es aquella en la que los cristales están orientados según una
dirección o sentido de flujo. Es característica de las traquitas y riolitas.
3. Textura de Intercrecimiento.- Es aquella en la que los cristales de un mineral muestran
sus bordes interpenetrados por los cristales del mineral que los rodea. Es propia de las
rocas con textura grafica.
CAPITULO 4
CARACTERISTICAS MORFOLOGICAS DE LAS ROCAS IGNEAS
1.MODO DE OCURRENCIA DE LAS ROCAS VOLCANICAS
Las rocas volcánicas típicas presentan dos modos de ocurrencia
principales:
4.1.1. Las Mesetas Volcánicas.- Se caracterizan por estar constituidas
por cuerpos lávicos tabulares con espesores que varían desde unos
cuantos centímetros hasta cientos de metros y que cubren superficies de
decenas de miles de kilómetros cuadrados.
Ejemplos:
1.La meseta Decán (India Occidental).
2.Las mesetas de África del Sur.
3.Las mesetas de América del Sur,
4.Las mesetas de Norteamérica.
Estas mesetas volcánicas se forman por erupciones a lo largo
de grietas o fracturas.
La meseta del Decán es una gran meseta que se extiende por la mayor parte del territorio centro-sur del subcontinente indio.
MESETA DE DRAKENSBERG
La cordillera de Drakensberg, que va del noreste al sur de África Meridional, a través de Suazilandia y Lesotho, es una de las mesetas más elevadas del mundo.
7. Monte Roraima - América del SurEsta montaña es una de las formaciones geológicas más antiguas de la Tierra con casi dos millones de años. Está ubicada entre los países Venezuela, Brasil y Guyana
La meseta del Columbia (en inglés: Columbia Plateau) es una una amplia meseta de la zona del Pacífico Noroeste de los Estados Unidos
4.1.2. Los Conos Volcánicos. Se caracterizan por estar constituidos por
cuerpos tabulares dispuestos en forma de cono, que se van superponiendo
progresivamente hasta sobresalir sobre la superficie circundante hasta miles
de metros. Se pueden diferenciar los siguientes tipos:
- Conos de Lava. Están formados de cuerpos lávicos tabulares. La lava fue
muy fluida durante la erupción. Son conos amplios con ángulos de
pendiente pequeños (30°-35°).
- Conos de Piroclastos. Están formados por material piroclástico y
alcanzan pendientes muy fuertes (45°-60°).
- Conos de Ceniza. Formados principalmente por cenizas
volcánicas. Son de pequeña altura y de poca pendiente.
- Conos Compuestos. Están formados par capas alternas de
lava y material piroclástico. La mayor parte de la lava sale por
los flancos del cono más bien que por el cráter principal y la
cima del cono. Ejemplo: El volcán Misti.
Estos conos volcánicos se forman por erupciones centrales
que se producen en una zona de grietas o en una fractura
grande, donde se forma un conducto volcánico principal
(chimenea volcánica).
4.2. MODO DE OCURRENCIA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS E
HIPOABISALES
Las rocas plutónicas y las rocas hipoabisales presentan varias formas de
ocurrencia según sea la magnitud de su cuerpo y su relación con la roca
invadida:
4.2.1. Batolitos.- (Gr. Bathos=profundidad; litos=piedra). Son cuerpos
intrusivos gigantescos, con bordes de inclinación muy acentuada y sin
ningún piso visible, de forma irregular y discordante con la roca
regional. Ejemplo: El Batolito de la Costa.
4.2.2. Troncos (Stocks).- Son cuerpos intrusivos con una extensión
menor a los 100 kilómetros cuadrados. Ejemplo el granito de Mejía
4.2.3. Lopolitos.- (Gr, Lopos=Hondonada, cuenca). Son cuerpos intrusivos de
forma de embudo que ocupan una cuenca tectónica. Ejemplos: Lopolito Duluth
de Minnesota. El Lopolito de Sudbury (Ontario) y el Lopolito Bushveld de
África del Sur.1. Lacolito
2. Dique
3. Batolito.
4. Dique
5. Lámina
6. Chimenea volcánica
7. Lopolito
4.2.4. Lacolitos.- (Gr. Lakkos=Cisterna; litos=Piedra) Son cuerpos
intrusivos de forma plano - convexa cuyo diámetro no sobrepasa de unos
cuantos kilómetros.
4.2.5. Facolitos.- (Gr. Facos=Lenteja).- Son cuerpos intrusivos concordantes con la
roca hospedante y de forma de lentes, ubicados en las crestas de los anticlinales de
las rotas sedimentarias plegadas. Su diámetro no sobrepasa de unos cuantos
kilómetros.
4.2.6. Diques (Dikes).- Son cuerpos intrusivos de formas tabulares y discordantes con
las rocas intruidas. Son de dimensiones Variadas, desde unos cuantos centímetros hasta
cientos de metros de potencia y hasta de varios kilómetros de longitud, Tienden a
presentarse en sistemas o enjambres.
4.2.7. Laminas (Sills).- Son cuerpos intrusivos de forma tabular
también pero concordantes con la roca intruida. También son de
variadas dimensiones.
CAPITULO 5
CLASIFICACION Y TECNICAS DE ESTUDIO DE LAS ROCAS IGNEAS
5.1. DIFERENTES TIPOS DE CLASIFICACION
La clasificación de las rocas ígneas es una tarea importante pero a la vez difícil. Los
diversos esquemas de clasificación tienen en cuenta diferentes objetivos: en la
composición mineralógica, en el significado genético, en la composición química o
en la forma de ocurrencia en el campo. Aun no se ha logrado un esquema que reúne
las ventajas de todos ellos. Es por esta razón que los estudiantes deben
familiarizarse con los sistemas principales de clasificación y aprender a apreciar
cada uno de dichos esquemas de clasificación, ejercitando sus habilidades criticas. A
continuación se exponen los siguientes esquemas de clasificación:
5.1.1. Clasificación química.
A. En base al oxido mas importante que es el O2Si (sílice).
1.Silícicas o ácidas : > 66% de sílice.
2.Intermedias : 56 a 66% de sílice.
3.Máficas o básicas : 45 a 56% de sílice
4.Ultramáficas :<45% de sílice.
B. En base al oxido de aluminio Al2O3 (Alúmina)
1.Peralumínicas : AI2O3<Na2O+K2O+CaO
2.Metalumínicas : Na2O+K2O<AI2O3<Na2O+K2O+CaO
3.Subalumínicas : Poco a ningún exceso de AI2O3
4.Peralcalinas : AI2O3<Na2O+K2O
5.1.2. Clasificación Casi Química
Cuatro petrólogos norteamericanos propusieron en 1903 un método casi-
químico para clasificar las rocas; sus nombres son W. Cross, J.P. Iddings,
L.V. Pirsson y H.S. Washington, método que se conoce como el "sistema
de la Norma" o clasificación CIPW. La norma divide a las rocas en un
grupo SALICO y en un grupo FEMICO, tal como se muestra en el cuadro
3.1. Lo que hace el sistema de la norma es separar los miembros de la
serie compleja isomorfa o sus disoluciones sólidas y exhibir sus
componentes hipotéticos separadamente.
5.1.3. Clasificación basada en la ocurrencia geológica y textura.
Las condiciones físicas que existieron durante la cristalización de un magma pueden
inferirse o deducirse hasta cierto grado de acercamiento a lo real a través del ambiente
geológico en que se enfrió el magma y a través de la textura que muestra la roca. La
viscosidad del magma, el régimen de enfriamiento y el orden de cristalización dejan su
impresión en la textura. La textura entonces expresa las condiciones en las cuales
tuvo lugar el enfriamiento del magma; es decir, la ocurrencia geológica de la roca
resultante. Rosenbusch (1877-1907) propuso la clasificación en:
1. Rocas efusivas
2. Rocas de diques
3. Rocas de asiento profundo
5.1.4. Clasificaciones mineralógicas cuantitativas
5.1.4.1. Clasificación mineralógica cuantitativa en base al color de
la roca.
A los minerales claros se les denomina Félsicos A los minerales
oscuros se les denomina Máficos
Por lo que a cada roca se le puede asignar un índice de color", para
expresar los porcentajes de minerales claros y oscuros que contiene.
Shand distingue cuatro clases de rocas:
1. Rocas Leucocráticas : < de 30% de máficos
2. Rocas Mesocráticas : 30-60% de máficos
3. Rocas Melanocráticas : 60-90% de máficos
4. Rocas Hipermelanicas : > de 90% de máficos
En 1948 Ellis propuso otra división:
5. Rocas Holofélsicas: < de 10% de máficos.
6. Rocas Félsicas : 10-40% de máficos
7. Rocas Mafelsicas : 40-70% de máficos
8. Rocas Máficas : > 70% de máficos
5.1.4.2. Clasificación Mineralógica Cuantitativa en base a la
composición mineral o CLASIFICACIÓN MODAL
Esta clasificación como su nombre lo indica se basa en la composición
mineral de las rocas ígneas y tomando como base a los minerales esenciales
presentes en ellas se les clasifica en:
1. Silícicas: constituidas por cuarzo y feldespato
2. Intermedias: constituidas por feldespatos (las plagioclasas son sódicas)
3. Máficas: constituidas principalmente por plagioclasa cálcica.
4. Ultramáficas: constituidas solamente por minerales máficos
5. Alcalinas: (grupo secundario) constituidas por feldespatoides.
5.2. Guía para la determinación Petrográfica Macroscópica de las
Rocas Ígneas
Con el fin de proporcionar a los estudiantes de Petrología un método
simple y satisfactorio para la determinación petrográfica macroscópica de
los rocas ígneas, Walter G. Huang, profesor asociado de Geología de la
Universidad de Baylor U.S.A. ha elaborado la tabla 3-4 en la cual, se han
dispuesto los diferentes tipos de rocas atendiendo a su ocurrencia natural
en el campo, así como en base a su composición mineralógica.
TABLA PARA LA DETERMINACION MACROSCOPICA DE LAS ROCAS IGNEAS
NOMBRES DE LAS ROCAS IGNEASMODOS DEOCURRENCIA
T EXT URAO
ESTRUCTURA
VO
LC
AN
ICO
SI
NT
RU
SIV
OS
PL
UT
ON
ICO
SH
IPO
AB
ISA
LE
SFlujos PiroclásticosAcumulacionespor capas. Acu-mulaciones debloques y fragmen-tos expelidos
IntrusivosHipoabisales
DerramesLávicos porcorrientesuperficial
Piroclasticavitrea
TufáceaBrechosa
Porfiroafanítica:- Vesicular- Amigdaloidea
Afanítica (vidrio)
Porfido de Cuarzo
IG N IM BR IT A
Vidrio alto de siliceObsidiana, Perlita, Piedra Pez, Póm ez
TobaTufo Brecha Toba Brecha
Vidrio bajo de siliceTaquilita
Aglomerado Volcánico
Riodacita
Riolita Latita
Dacita
Porfido DacitaPórfidoRiolita
PórfidoGranito
Traquiandesita
V - 5 V - 4
IntrusivosPlutónicos
Modo de Ocurrencia
ComposiciónMineralógica
GranularGranítica
Equigranular
TexturaOrdinaria
AccesoriosCaracterísticos
MineralesEsenciales
CLAN - Tipo de Roca Familia
PórfidoGrano-diorita
PórfidoTonalita
PórfidoLatita Pórfido
PorfidicaInequigranular
PanidiomorficaPegmatitica
Aplitica
Pegm atita
Aplita (M icrogranito)
+ 20% 15% 10%P - 3 P - 4
F onolitaBasaltoAndesitaTraquita
LeucititaNefelinitaBasalto deNefelina + olivinoBasalto deLeucita
Pórf.AndesitaPórfidoDiorita
Pórf.TraquitaPórfidoSienita
Pórf. GabroTextura
diabasica
Diabasa
GRANIT OM o n zo n itad e cu a r zo
T ONALITA
ADAM ELITA
M .B.H. B.H.P B.H.P B.H.P
Lam profiro (m icrodiorita)
M ineta (Ort. B) Kersantita (Plag. -B)
Vogesita (Ort. H) M algachita (Plag. H)
B.H.P B.H.P B.H.P.O. OrtoclasaPiroxenosalcalinos
C U A R Z O P R E S E N T E C U A R Z O A U S E N T E
Silicicas o Acidas Intermedias Máficas Alcalinas Ultram áficas
Ort. > Plag.Plagioclasa-
Na
Ort.= Plag.
NO
HA
Y E
QU
IVA
LE
NT
E V
OLC
AN
ICO
S
Sienita Diorita
M onzonita
(Gabrodiorita) norita
GabroGabro con
OlivinoAnortositaTroctolita
Sienitanefelínica
M ineralesM áficos
solam entreB.H.O.P.
Plag.> Ort.Principal-mentePlagioclasasódica
Principal-menteOrtosa
Principal-mente
plagioclasasódica
Principal-mente
Plagioclasa cálsica
IjolitaM issourita+ olivino
Hom blenditaPiroxenita
DunitaSerpentinita
Peridotita
Pórfidocon leucitaPórfido con
nefelina
Feldespatoides: Leucita,Nefelina, Cancrinita, etc.
ABREVIATURAS: M. Muscovita, B. Biotita, H. Horblenda, O. Olivino,Ort. Ortoclasa, Plag. Plagioclasa, P. Piroxeno
P - 1 P - 2
J ACP/m rc s
5%
O
IG N IM BR IT A
PórfidoM onzonitacuarcífera
La determinación petrográfica macroscópica de las rocas depende por
complete de su textura y de los minerales constitutivos de LOS mismos y la
clasificación que aquí se utiliza esta basada en la textura y en el contenido de
cuarzo o sílice libre. En la tabla 3-4 aparecen los cuatro tipos principales de
rocas:
1. Silícicas
2. Intermedias
3. Máficas
4. Ultramáficas
Y un grupo secundario: las Alcalinas
Los minerales formadores de las rocas ígneas se clasifican en:
A. Minerales primarios
Son producto de la cristalización magmática y se subdividen en dos tipos:
1. Esenciales
Son los minerales félsicos y son los que determinan el tipo de roca.
2. Accesorios
Son los minerales máficos y si están presentes en porcentajes notables
(25% a más) se les llama "característicos" y cuando están presentes en
porcentajes pequeños (3% a menos) se les llama "menores", como por
ejemplo: la magnetita, la apatita, la ilmenita.
B. Minerales secundarios
Son aquellos minerales formados posteriormente a la cristalización del
magma y son introducidos por soluciones hidrotermales que circulan por las
fracturas de las rocas pre-existentes, o bien resultan de la alteración de los
minerales primarios por efecto de la acción de las soluciones hidrotermales
sobre ellos, como por ejemplo: zeolitas, caolin, calcita, yeso, ópalo, otros.
En la tabla 3-4 la ortoclasa representa a todos los feldespatos alcalinos, estos
son la ortoclasa, la microclina, la perthita, la sanidina, la anortoclasa y la
adularia. Las plagioclasas se subdividen en sódicas y cálcicas.
Cuando el cuarzo esta presente en un porcentaje del 10% o mas
se puede observar sin mayor dificultad, pero, cuando esta
presente en menos del 05% es dificultoso reconocerlo. Por esta
razón la línea divisoria que separa las rocas con cuarzo libre de
las rocas sin cuarzo libre es el porcentaje critico del 05%.
CAPITULO 6
CARACTERISTICAS PETROGRAFICAS DE LAS ROCAS IGNEAS
El esquema que.se ha adoptado para la descripción de las rocas ígneas es el propuesto por R.A. DALY a través del concepto de Clan o familiaUn clan o familia de rocas es el formado por rocas ligadas por: su parecido en su composición.En cada clan se establece una distinción sobre la base de la textura, entre las familias de grano grueso y las de grano fino, siendo plutónicas la mayoría de las rocas de la primera familia y volcánicas la mayoría de las rocas de la segunda familia.
6.1. CLAN DEL GRANITOEstá constituido por dos familias la familia del granito y la familia de la riolita6.1.1. Familia del Granito;Esta familia está constituida por los granitos, adamelitas, granodioritas, tonalitas, las cuales forman el grupo de las rocas silícicas (acidas), que se caracterizan por tener cuarzo desde 5% a más con feldespato alcalino y plagioclasa sódica.Granito.- (latín granum = grano) contiene abundante cuarzo, entre el 20% al 40% los feldespatos predominantes pueden ser los feldespatos alcalinos o las plagioclasas sódicas.
Adamelita.- (de los Alpes Adamello) o Monzonita cuarcífera (de Monzoní, Tirol) contiene feldespatos alcalinos y plagioclasas en. cantidades aproximadamente iguales. Contiene cuarzo en 15%.Granodiorita.- Contiene, plagioclasa sódica en cantidad predominante sobre los feldespatos alcalinos. Contiene cuarzo en 10% a 15%.
Tonalita.- (de los Alpes Tonale) contiene plagioclasa sódica en cantidad mucho más predominante sobre los feldespatos alcalinos y cuarzo desde el 5% hasta el 10%. Los granitos son los más abundantes .de todas las rocas plutónicas, por lo que merecen una descripción más amplia.
6.1.1.1 Minerales de los GranitosAdemás de los minerales esenciales; los granitos contienen variedad de minerales accesorios característicos, la muscovita y las micas de litio son las más comunes en los granitos de alto contenido de sílice en los granitos alterados por la acción de sustancias volátiles (neumatolisis) y en las aplitas y pegmatitas. La hornblenda verde común está ordinariamente presente, aumenta en cantidad a expensas de la biotita cuando aumenta la plagioclasa.
Los anfíboles sódicos como la hastingsita, la riebeckita y la arfvedsonita con típicos de muchos granitos alcalinos. Los piroxenos son raros en el granito normal, pero en los granitos alcalinos son comunes la egirina-augita y la acmita.Se han encontrado en los granitos innumerables minerales accesorios menores pero, los que casi siempre están presentes son el zircón, la esfena, la apatita, la turmalina, la magnetita, la epidota, la zoisita y la clinozoisita. El granate almandino se encuentra en algunos granitos, pero en los granitos aplitas y en las pegmatitas el granate característico es la espesartita.
6.1.1.2 Variedades de los Granitos El granito presenta variedades debido a los minerales accesorios característicos. Zirkel (1866) describió las siguientes variedades del granito según la naturaleza de los minerales máficos:• Granitos de biotitá (con o sin hornblenda) • Granito de moscovita• Granito de dos micas• Granito de hornblenda • Granito de hornblenda - biotita • Granito de turmalina
H. Rosenbush (1877) dio nombres ligeramente diferentesGranito en un sentido restringido o granito de dos micas• Granito de hornblenda • Granito de diopsida• Granito de hiperstena • Granito de turmalina
La clasificvacioón quimicade las rocas en base al óxido Al2O3 y su relación son los óxidos Na2O, K2O y CaO propuesta por Shand, subdivide a las rocas -en:• Rocas peralumínicas • Rocas metalumínicas• Rocas subalumínicas• Rocas peralcalinas
Sobre esta base, se puede identificar las mismas variedades de granitos, así tenemos: Granitos peralumínicos.- La mayoría de los granitos del mundo quecontienen cantidad considerable de micas son de este tipo. Granitos metalumínicos.- Estos granitos contienen biotita acompañada de hornblenda, augita y llevan más plagioclasa que los granitos peralumínicos.
Granitosm subalumínicos.- Los:granitos de este tipo son raros, sus minerales máficos principales son ortopiroxenos. (hiperstena) y clinopiroxenos, acompañados ocasionalmente por una pequeña cantidad de olivino.Granitos peralcalinos.- Estos granitos se caracterizan por sus anfíboles (riebeckita) y piroxenos ricos en sodio y hierro y algunos de ellos también por mucha anortoclasa y plagioclasa sódica.
6.1.1.3 Alteración deutérica de los granitos.- Con el nombre de alteración deutérica se conoce a todas las alteraciones de las rocas ígneas producidas durante la última fase de la consolidación del magma.Estos términos establecen la distinción entre tales alteraciones y las producidas durante eventos, posteriores. Se reconocen tres tipos principales de alteración, debidos primordialmente a la acción de sustancias volátiles o netimatólisis, que están relacionados con la intrusión de los plutones graníticos.Ellos son:
La turmalinizacion.- Muchos granitos peralumánicos son ricos en minerales tales como la turmalina, el topacio, etc, los cuales se encuentran en las facies marginal de los diques del granito.La turmalina es un mineral de formación tardía y sus cristales más grandes se encuentran comúnmente enclavados en granos de feldespatos y cuarzo. Los bien conocidos “soles radiados” de la turmalina en el granito se forman a expensas del feldespato. Tal roca es estrictamente metamórfica, pero el cambio no fue producido por ningún agente externo al granito mismo, por lo que viene a ser un autoremplazamiento.
Realmente, durante las etapas postmagmáticas de la consolidación muchos granitos son alterados por líquidos y sustancias volátiles residuales que substituyen a los minerales originales para producir un conjunto poco común de minerales como turmalina, topacio, casiterita, wolframita, fluorita, lepidolita y muscovita, al mismo tiempo la esfena, la ilmenita y la apatita son destruidos parcial o completamente y sus elementos constitutivos contribuyen a la formación de más turmalina, rutilo y brockita.El término roca chorlo (roca turmalínica) se aplica a una roca de turmalina y cuarzo.
La GreisenizaciónEs una alteración debida a la acción de sustancias volátiles principalmente a las rocas resultantes se les llama greisens.Estas rocas ocurren comúnmente cerca de los bordes de los plutones graníticos y forman bandas o cuerpos con apariencia de venas. La mayoría de ellas son rocas de casi pura mica de litio. La muscovita la wolframita, el rutilo y la fluorita. En algunas vetas de estaño se encuentran buenos ejemplos de greisen.
La CaolinizaciónEs la alteración que ocurre en los granitos cuando los feldespatos han sido atacados por sustancias volátiles tales como el Boro, el flúor, el bióxido de carbono, formándose el mineral llamado Caolín (kaoLin, localidad de China central del sur) y que es el elemento constitutivo principal de la llamada "tierra de porcelana”.
6.1.2 Familia de la RiolitaLa familia de la Riolita está constituida por la Riolita, la. Dacita y la Latita cuarcífera de Riodacita. La textura típica de estas rocas es de grano medio a fino. Afortunadamente hay generalmente algunos fenocristales de cuarzo y feldespatos que pueden ser identificados con facilidad. Cuando el grano es fino, la determinación macroscópica es una tarea delicada y los fenocristales deben ser estudiados rigurosamente.
Riolita: Este nombre fue dado por Von-Richthofen en 1861 debido a la ocurrencia frecuente de estructuras de flujo fajeado o e corriente en estas rocas. Es el equivalente volcánico del granito pues tiene los mismos minerales esenciales que el granito aunque la extrusión de las lavas riolíticas no está necesariamente relacionada con la intrusión de un cuerpo de granito. La .riolita presenta variedades en función de los minerales máficos presentes:
Paísanita: Es una riolita con cuarzo, sanidina y riebeckita en una pasta que es frecuentemente micropegmatítica.
Keratófiro cuarcífero: Es una riolita sódica que se presenta con frecuencia en asociación con las lavas espiliticas.
Pantelerita: (Paritellería, cerca de Sicilia) es una riolita con cuarzo, anortoclasa, egirina-augita y el anfibol alcalino cossyrita.
Dacita: La dacita debe su nombre a la provincia de Dacia, situada en el arco de los montes Cárpatos. Es el equivalente volcánico de la granodiorita y de la tonalita. La mayoría de las dacitas son porfiríticas y tienen fenocristales de cuarzo, sanidina, plagioclasa y poco priroxeno, biolita u hornblenda.
Riodacita: Es un nombre sinónimo al de latita cuazosa. En algunos casos el cuarzo ocurre bordeado de diópsida y la sanidina ocurre envuelta por plagioclasa sódica.
Existen abundantes pruebas de una íntima relación en el tiempo y en el espacio, entre las riolitas y las andesitas y los basaltos. Esto sugiere que la riolita provino de una lava basáltica, puesto que el caso inverso no es posible.
CAPITULO 7
CARACTERISTICAS PETROGRAFICAS DE LAS ROCAS IGNEAS
CLAN DE LA DIORITA
El clan de Diorita comprende al igual que el clan del granito dos familias: la familia
de la Diorita y la familia de la Andesita
7.1. Familia de la Diorita:
Esta familia está formada por las Sienitas, Monzonitas y Dioritas, clasificadas
como rocas intermedias por que su contenido de Sílice libre que varía del 52 al
66 por ciento y sus índices de color casi siempre son menores de 40,todas ellas
no contienen cuarzo., pero algunas pueden tener porcentajes menores de 10%
(5% a menos)
1. Sienita:
(Syene. Egipto) Es la roca que se caracteriza por estar compuesta
principalmente por feldespatos alcalinos. Existe la variedad
denominada sienita alcalina, que se caracteriza por presentar
feidespatoidos como la nefelina, analcita y sodalita y su riqueza en
sodio se refleja también por la presencia de Albita, anortodasa perthita,
anfíboles sódicos y piroxenos sódicos. Sus minerales accesorios
característicos son la hornblenda y la Biotita.
2. Monzonita:
Es la roca que se caracteriza por estar compuesta por
plagioclasa sódica y feldespatos alcalinos en cantidades
aproximadamente iguales. Sus minerales accesorios son la
Biotita y la hornblenda, la Augita, la hiperstena y el Olivino
pueden estar presentes.
3. Diorita:
(Gr. diorizein = distinguir) es la roca que se
caracteriza por estar compuesta principalmente por
plagioclasa sódica. Sus minerales accesorios
característicos son la hornblenda verde, la biotita y
el piroxeno diopsídico.
Ocurrencia en el campo y origen
Las diorita generalmente se encuentran como facies marginales
de los grandes plutones de granito o formando troncos, diques
y hojas (sill) intrusivas pequeñas manchas dioritas
probablemente son de origen híbrido, formados ya sea por
contaminación de magma siliaco por la incorporación y
digestión de más rocas máficas o por asimilación de minerales
siálicos por un magma máfico.
Como las Dioritas, las monzonitas no son rocas abundantes, en su
mayoría son facies de transición más que rocas independientes,
otras monzonitas pueden representar facies de bordes de grandes
cuerpos de granitos o granodioritas.
La mayoría de las sienitas ocurren como intrusivos relativamente
pequeños. Son facies de bordes de batolitos de granitos, o troncos
pequeños y diques que parten del techo de los batolitos.
En algunos casos la sienita puede ser una facies marginal en torno a una intrusión de foyaita, que es una sienita alcalina. Sienitas alcalinas:Las sienitas alcalinas requieren de una descripción especial a causa de su gran variabilidad de composición mineralógica, de su ocurrencia en el campo y de su origen.
Variedades:a.Litchfieldita:
Es una sienita nefelínica rica en albita, el 15% es nefelina y el resto es ortoclasa y microclina.
b. Foyaita:
Es una sienita en la que los feldespatoides y feldespatos alcalinos están
presentes en cantidades casi iguales. Los cristales de nefelina están bien
formados y van acompañados por ortoclasa y microperthita. La egirina-
augita, la hornblenda y la biotita son los minerales máficos.
c. Nordmarkita:
Es una sienita alcalina portadora de cuarzo. El contenido de cuarzo
intersticial, varía generalmente entre el 5 y el 8% La ortoclasa que es el
componente principal; están presentes los minerales máficos como la
biotita, la egirina-augita, la arvedsorita o la Riebeckita.
d. Pulaskita:
Es una sienita con menor cantidad de sílice que la Nordmaskita y pueden
estar presentes un poco de Nefelina y de Sodalita, también están presentes
la egirina-Augita, la Larkeviquita o la arfvedsonita.
e. Larvikita:
Es una pulaskita en la que el contenido de la plagioclasa es mayor de lo
normal en ella. La Larvikita es ampliamente conocida y admirada como
piedra armamental a causa del hermoso color azul de la anortoclasa.
f. Shonkinita:
Es una sienita alcalina de poca profundidad (lacolitos) que contiene
sanidina en lugar de Ortoclasa. Se caracteriza además por estar
compuesta por sanidina y Augita en cantidades casi iguales. Están
presentes en pequeñas cantidades de Nefelina Sodalita y Zeolita. La
shonkinita es típicamente un facies de transición entre la sienta típica y la
piroxenita y probablemente se origina por enriquecimiento local de
feldespatos alcalinos con cristales de piroxenos
Ocurrencia de Campo:
Las sienitas son muy escasas en Comparación con las rocas graníticas y
gabroicas y la mayoría de ellas ocurren en cuerpos pequeños como facies
de bordes de cuerpos de granitos y sienitas. Ocurren como troncos y
cuellos asociados con vulcanismo de poca profundidad, como complejos
de diques de anillo, con las rocas ricas en carbonatas llamadas
"Carbonatitas" como sills diferenciados y en forma de rocas portadoras de
Nefelina bandeadas o gnéisicas; en terrenos metamórficos precámbicos.
Familia de la Andesita:
Esta familia está formada por las traquitas, traquiandesitas, andesitas y
fonolitas.
1. Traquita
Es la roca volcánica equivalente de la sienita. Su composición varía
desde la de traquitas portadoras de cuarzo a la de las variedades
feldespatoideas. Son rocas porfiríticas pues tiene feldespato alcalino y
minerales máficos en forma de fenocristales encerrados en una pasta
fluida de materiales feldespáticos. En las traquitas normales se
encuentran vesículas, pero son raras en las variedades feldespatoideas.
Las traquitas se denominan según la naturaleza de los minerales
característicos predominantes. Ejem. Traquita de cuarzo, traquita de
hornblenda, traquita fonolítica, etc.
1.Traquiandesita:
O Latita, es la roca volcánica equivalente de la monzonita.
Cualquier roca andesítica que contenga más de 10% de sanidina,
Ortoclasa o Anortoclasa debe clasificarse como traquiandesita.
Las traquiandesitas pueden considerarse como andesitas ricas en
feldespato de potasio, pero, con una relación de feldespato de
potasio a feldespato plagioclasa menor que la que es
característica de las monzonitas
1. Andesita:
Toma su nombre de las lavas de la cordillera de los Andes. Después
del Basalto, es la roca volcánica más abundante. Se caracteriza por
estar compuesta por plagioclasa sódica a subcálcica
predominantemente. Los feldespatos alcalinos pueden estar presentes
en pequeñas cantidades y el cuarzo está presente en la parte vítrea de
la pasta. Los minerales ferromagnesianos pueden ser la biotita, la
hornblenda, la Augita o la Hiperstema, que suelen complementar el
nombre. Ejem. Andesita de Biotita, andesita de hornblenda.
Son comunes los andesitas que contienen olivino. Muchas de ellas se encuentran
próximas a la composición de basalto por lo que se las denomina como andesitas
basálticas. Las andesitas son generalmente porfiriticas pues tiene fenocristales de
feldespatos y minerales máficos Son susceptibles de sufrir una alteración
denominada "PROPILITIZACION", producida por soluciones deutéricas
calientes e hidratadas, ricas en bióxido de carbono. Las andesitas propilitizadas
están compuestas de Epidota, Clorita, Zoisita, Uralita, Pirita, Serpentina y
Carbonatos. El resultado de esta alteración es una roca propilitizada de color
verde opaco, en la cual solo se observa los rasgos más toscos de la textura
original.
Ocurrencia de Campo:
Las andesitas de Hornblenda y Biotita forman generalmente derrames
gruesos y cortos, protuberancias dómicas de lados de gran pendiente
o tapones y diques. Generalmente son más silíceas que máficas y por
lo tanto pasan gradualmente a Dacitas y Traquiandesitas. Las
andesitas de piroxeno son más máficas y forman volcanes grandes
compuestos en cinturones orogénicos. Las andesitas con olivino se
encuentran ampliamente distribuidas en los volcanes oceánicos y en
los cinturones orogénicos de los continentes.
Origen
En general las andesitas son rocas intermedias entre Riolitas y los Basaltos. Esto a
conducido a formular dos hipótesis posibles en relación a su origen: la primera
establece que la asociación Riolita-Andesita Basalto indica que estas son productos
de la cristalización normal de un magma rnáfico originalmente homogéneo. La
segunda establece que, por la presencia de materiales extraños en muchos derrames
de andesitas indicaría que algunas andesitas estarían formadas por contaminación de
las lavas con fragmentos de otras rocas o por mezcla con otro magma. A. Holmes y
R.A. Daly han propuesto que las andesitas pueden formarse como resultado de la
silicificación de Basalto por material Siálico de la corteza.
Fonolita:
Es la roca volcánica que se caracteriza por contener Nefelina o Leucita,
correspondiendo así a la Sienita de Nefelina o a la Sienita de Leucita. También
pueden considerarse como traquitas de bajo grado de saturación con un contenido de
feldespatorides superior al 10%. La mayoría de las Fonolitas son porfiríticas y su
pasta es de grano fino a vitrea. Por el aumento de la cantidad de plagioclasa las
fonolitas de Leucita pasan gradualmente a Tefritas de Leucita (sin olivino) y a
Basanitas (con olivino) siendo ambas, tipos feldespatoideos del Basalto. Por la
desaparición de todos los feldespatos pasan a Leucititas, las cuales contienen
principalmente Leucita y piroxeno sódico.
Origen:
El origen de las Fonolitas puede considerarse de dos maneras:
1. Las lavas traquíticas y fonolíticas que están asociadas con los basaltos de
Olivino del Pacifico son el resultado de la diferenciación magmática
normal de un magma basáltico.
2. Pueden deberse a la contaminación de las lavas con otras rocas y cuya
asimilación produce las fonolitas.
CAPITULO 8
CARACTERISTICAS PETROGRAFICAS DE LAS ROCAS
IGNEAS
EL CLAN DEL GABRO
El Clan del Gabro también está constituido por dos familias, la
Familia del Gabro y la Familia del Basalto.
8.1. La Familia del Gabro:
Está constituida por los llamados Gabros normales y sus
variedades. En la mayoría de los Gabros el mineral esencial es
la plagioclasa cálcica y los minerales máficos típicos en orden
de abundancia son la augita, la hiperstena y el olivino; raras
veces contienen hornblenda y biotita.
1. Gabro normal (latín glaber: terso, liso).- Está compuesto por
labradorita y augita o diálaga.
VARIEDADES:
2. Norita.- Gabro en el que predomina la hiperstena sobre el clinopiroxeno.
Se pasa a Norita de olivino.
3. Troctolita.- Gabro en el que plagioclasa cálcica y el olivino son los
principales minerales constitutivos.
4.Anortosita.- Gabro constituido casi íntegramente por
anortita, con muy pocos minerales máficos.
8.1.1. Alteraciones del Gabro:
A. Saussuritización.- Es la alteración que presenta el gabro cuando la plagioclasa cálcica al estar sometida a disoluciones acuosas calientes se descompone en un agregado de dinozoisita, goisita, alsita y epídota. Los gabros atacados por sus propios licores residuales son víctima de esta alteración. La zoisita puede formarse a partir de la anatita, de acuerdo a la siguiente reacción:
4 CaAl2 Si203 + H20 = 2Ca2 Al3 Si3 012 OH + Al2 Si 03 - Si 02
Anortita Agua Zoisita Cianita Cuarzo
Si las disoluciones llevan cal, es posible la siguiente reacción:
3 Ca Al2 Si208 + Ca(OH)2 = 2 Ca2 Al3 Si13 Oi2 OH Anortita Cal Zoisita
Según Barth, la zoisita sería la modificación de baja temperatura de la anortita.
B. Escapolitización.- Es la alteración que se produce en el gabro cuando las disoluciones hidrotermales contienen carbonato. Barth considera a la meionita y a la marialita como la modificación de baja temperatura de la Anortita y de la Albita respectivamente:
3 Ca Al2 Si208 + CaC03 = Ca4 N6 Si6 024- C03
Anortita Calcita Meionita
3 Na Al Si308 + NaC03 = Na4 Al3 Si9 024 - HC03
Albita Bicarbonato Marialita de sodio
La escapolitización ocurre comúnmente a baja temperatura y consiste en que se desarrolla una escapolita de composición correspondiente a la de la plagioclasa original. La plagioclasa es estable a temperatura más alta; al enfriarse, se descompone en escapolita cálcica y la plagioclasa sódica, por tanto la escapolita es comúnmente más cálcica que la plagioclasa con la que; está en contacto.
2. Ocurrencia en el Campo
Los gabros y sus variedades forman cuerpos hipohabisales como silas
gruesas y grandes diques lopolitos y grandes trozos o stock, citamos
los siguientes ejemplos:
3. Lopólitos: De Duluth (Minesota, USA)
De sittampundi (Madraf, India)
De sierra Zeona (África Occidental)
De Stillwater (Montaña LJSÁ)
2. Stock: De Bushvel, (África del Sur)
3. Origen de los gabros y Basaltos.
La semejanza en la composición mineralógica de los gabros diabasas y basaltos
indican que todas estas rocas proviene del mismo tipo de magma, cristalizando en
condiciones diferentes. La ocurrencia de los gabros en los .centros de diques y silis
gruesos de carácter diabásico compuesto, y en los bordes diabásicos de grano fino,
de las grandes instrucciones de gabro, es una prueba de esta relación genética; la
notable semejanza química y mineralógica que existe entre estas rocas aun cuando
estén situados en lugares muy separados sugiere un origen común para todos ellos
y los conduce a pensar en la existencia de un magma: primario de composición
gabroica basáltica en la formación de la Tierra.
8.2. La familia del Basalto
El término "Basalto" se deriva de una palabra etiope que significa piedra
negra que lleva hierro. Generalmente los basaltos pueden definirse como
lavas máficas en los que la plagioclasa cálcica es el principal mineral
constitutivo, junto con minerales máficos como augita, olivino y óxido de
hierro. La hornblenda, la biotita y la hiperstena ocurren solo en casos
excepcionales.
Se distinguen dos tipos de basaltos:
8.2.1. Basaltos portadores de olivino.- Se asocian con productos de
diferenciación alcalinos como el Traquibasalto, la traquiandesita la fonolita.
8.2.2. Basaltos que carecen de olivino (llamados Toleitas).-
Aparecen asociados íntimamente con productos de diferenciación calcio -
alcalinos, como la andesita, la dacita y a la riolita. En general, los basaltos son
rocas de textura de grano fino. Algunas variedades están compuestas
totalmente de vidrio volcánico A tales vidrios se les llama Taquilita (gr. = que
funde fácilmente) si son casi anhidros. Si contienen agua, absorbida durante el
enfriamiento rápido al haber sido la lava emitida en agua o bajo hielo, se le
llama Palagonita.
Las texturas porfiríticas también son comunes en algunos basaltos y los fenocristales
pueden ser de olivino, augita o feldespato.
Los basaltos son las más abundantes de todas las rocas volcánicas.
Son los productos principales de los volcanes de escudo de los tipos hawaianos
(la provincia intrapacífica) y predominan entre las lavas de los cinturones
orogénicos.
La cantidad de Javas basálticas emitidas en la erupción por grietas es enorme (en las
regiones continentales no orogénicas). Forman mesetas de lava de las cuales la
Meseta Deccan del Occidente de la India y las planicies de Columbia — Snake River
de Washington y Oregon, u USA, son ejemplos: clásicos. Las diabasas son rocas
hipabisales llamadas también doleritas en Gran Bretaña y otros países.
Son en su mayoría, rocas de grano fino y mediano, pero las
texturas porfirítica y ofítica están muy difundidas. La
distinción básica entre el basalto y la diabasa es el modo de
ocurrencia. Los basaltos son rocas volcánicas típicas, mientras
que las diabasas ocurren como diques y enjambres de sills de
poca, profundidad que han sido inyectados paralelamente a los
lechos de estratos de muy poca inclinación u horizontales.
8.2.3 Espilitas.- Son basaltos ricos en sodio en los cuales la albita o la
oligoclasa es el feldespato predominante. Estas rocas son alteradas
notablemente por la formación de carbonatos y piroxenos los cuales, en la
mayoría de los casos, se han alterado completamente y han producido
clorita, epidota, actinolita y serpentina. De todos los basaltos alcalinos,
las espilitas y los traquibasaltos son los más dignos de atención. La
diabasa espilítica, los derrames de almoladilla de basalto espilitico y las
lavas afines que comprenden las rocas ultramáficas son muy abundantes y
voluminosas entre las rocas formadas en los eugeosinclinales de las
regiones orogénicas principalmente europeas.
8.2.4. Traquibasaltos.- Estas rocas se caracterizan por contener más
de 10% de feldespatos de potasio como sanidina, ortoclasa y
anortoclasa, acompañados por olivino augita y plagioclasa subcalcica. Pueden estar
presentes la leucita y la analsita como accesorios esporídicos.
La mayoría de ¡os traquibasaltos están íntimamente asociados con traquitas y fonolitas
por una parte y, con basalto de olivino por otra.
Origen de los Basaltos y Rocas Afines.- Se ha comprobado que las composiciones
mineralógicas y químicas del basalto, la diabasa y los gabros son tan semejantes que
no puede haber duda respecto a su origen común a que han cristalizado en condiciones
diferentes a partir de un magma máfico común.
CAPITULO 9
ROCAS ULTRAMAFICAS Y OTRAS
9.1. El Clan Ultramáfico
Conformado por peridotitas, serpentinitas, dunitas, piroxenitas
hornblenditas y otras que contienen menos del 45% de sílice. Todas
tienen índices de color de más de 70 y generalmente carecen de
feldespato. La: mayoría de ellas están compuestas por olivino y otros
minerales y se encuentran como segregaciones irregulares en cuerpos
de gabro. Son rocas plutónicas solamente.
1. Peridotita
Es una roca de grano grueso, rica en olivino que con otros minerales forman sus
variedades. Ejemplos son la periodotita de Piroxeno, la Peridotita de Hornblenda, la
peridotita de micas.
2. Kimberlita
Es una peridotita de mica flogopita. El olivino se ha alterado y se ha convertido en
serpertina. Acompaña la Broncita, diópsido, e ilmenita.
3. La Dunita
Es una roca que contiene olivino magnesiano. Esporádicamente pueden presentarse
la cromita, magnetita, ilmenita, espinela. Otras rocas monominerálicas son la
Hornblendita, Ja Piroxenita, la Diopsidita, la Broncitita.
9.1.1. Ocurrencia en el campo
Las rocas ultramáficas se encuentran en las partes bajas de los
sills y lopolitos gruesos que pasan gradualmente a rocas
básicas hacia arriba.
Ejemplos de cuerpos plutónicos de rocas ultramáficas son:
- Great Dyke (Rhodesia, África)
- Hope y distrito de Fulameen (Columbia británica)
- Blashke Island y Unión bay (noreste de Alaska)
CAPITULO 10
ROCAS VOLCANICAS PIROCLASTICAS
10.1 Las rocas piroclásticas (gr.Pyro=fuego, Klasto=quebrado) son los
productos de las erupciones- volcánicas explosivas y comprenden fragmentos de
orígenes diferentes, de muchas formas y de todos los tamaños.
Algunas acumulaciones de estos productos de explosiones volcánicas son
relativamente uniformes en composición y textura otras son mezclas
heterogéneas. .
Se distinguen los siguientes tipos:
a) Bombas.-
Son fragmentos expulsados de más de 32 cm. de diámetro y estuvieron total o
parcialmente fundidos al ser expulsados,
Se les llama bloques si fueron totalmente sólidos al ser expulsados.
b) Lapilli.-
Son fragmentos expulsados que miden de 4 a 65 mm de diámetro. Esta palabra
proviene del Latin:.Lapillo = piedra pequeña y cualesquiera que hayan sido las
condiciones de su expulsión ya sea sólidos o fundidos.
c) Cenizas volcánicas.-
Son las partículas que miden menos de 1/16 mm de diámetro y
son semejantes al polvo.
d) Arenas Volcánicas.-
Son las partículas que miden más de 1//16mm de diámetro a
más de 2mm de diámetro.
e) Tobas.-
La palabra Toba proviene del italiano Tuf=piedra arenosa blanda. Las Tobas están
formadas principalmente por cenizas o arenas volcánicas depositadas a una
distancia mayor del respiradero, que los aglomerados. Su modo dé ocurrencia
es en capas bien definidas, representando cada una de ellas una emisión de
ceniza o arena, las cuales son seguidas frecuentemente por derramamiento de
lava.
Según sea la naturaleza de los fragmentos de roca que engloba la matriz, se las
denomina como toba de andesita, toba de basalto, toba de riolita, toba de dacita,
toba de traquita, etc.
Se distinguen también:
* Tobas vítreas.- Si las partículas son de vidrio.
* Tobas de cristales.- Si las partículas son cristales de silicatos que muchas
veces están rotos.
Muchas tobas presentan fragmentos de los tres tipos: es decir de vidrio, de
cristales y líticos.
10.2 LOS MECANISMOS DE LAS ERUPCIONES
PIROCLASTICAS
Ninguna mirada sobre la Tierra es más inspiradora que la de una
columna eruptiva ascendiendo tremendamente en el cielo. Si la
caída de ceniza cubre el paisaje sobre una amplia región, los
efectos físicos de esta gran erupción piroclástica pueden ser
formidables, los aerosoles pueden inflamar las puestas de sol sobre
el mundo por meses.
10.2.1. CLASES DE ERUPCIONES EXPLOSIVAS
Una erupción volcánica explosiva envuelve tres etapas:
a. Fragmentación del magma por crecimiento de burbujas.
b. Explosión de la masa fragmentada a través de la chimenea a la superficie y
subsecuente ascenso de la columna eruptiva.
c. Vesiculación, la primera etapa, puede ser promovida por descompresión
(primera ebullición) o cristalización (segunda ebullición).
Una erupción explosiva tendrá lugar cuando la presión dentro de un magma excede
la fortaleza de las rocas que rodean. La expansión de las burbujas en crecimiento causan
el aumento de la velocidad de movimiento del magma en la chiminea. Cuando el volumen
de la fracción de burbujas excede las 3/4 partes, el magma será expelido explosivamente.
Es necesario enfatizar que las columnas de las erupciones explosivas son
impulsadas (impelidas) por la energía termal almacenada en el magma. La energía
termal es transferida dentro de la energía cinética de la columna eruptiva por medio
de la expansión de los gases difundiéndose dentro de las burbujas en crecimiento.
La viscosidad del magma, el contenido volátil disuelto y la proporción de la masa
erupcionada son, por lo tanto, las variables que influencian el curso de una erupción
explosiva.
Lionel Wilson reconoció tres tipos diferentes de explosión volcánica:* Pliniana* Stromboliana* Vulcaniana
Para cada una de ellas, estimo' velocidades para diferentes condiciones de presión y contenido volátil. Para derivar las velocidades de eyección, Wilson empezó de la ecuación modificada de Bernouilli:
Donde:
Us = velocidad de eyecciónPi = presión en el reservorio de gas Ps = presión atmosférica Sc = densidad del magma
Una segunda ecuación es la ecuación Gun Barrel, cuyo nombre se debe claramente a sus ancestros y de que está envuelto en objetos impelidos a gran velocidad a través de aberturas estrechas.
Donde: w = es la masa de un proyectil acelerado a velocidad Us por una presión inicial Pi aplicada sobre una área A; g es la aceleración debida a la gravedad y b es una constante.
A. Erupciones Plinianas
Las erupciones plinianas no son explosiones ordinarias en el sentido de
explosiones discretas. Ellas son chorros sostenidos que pueden continuar
por minutos u horas. Consecuentemente, el tiempo tomado por un cuerpo
de magma para pasar por la chimenea es mucho menor que la duración de una
erupción lávica. En magmas ricos en volátiles velocidades iniciales
estimadas son de varios cientos de metros por segundo. Estas
estimaciones teóricas se comparan bien con velocidades calculadas de los
tamaños y distancias de clastos arrojados en erupciones actuales.
Erupción Pliniana
Un aspecto crucial de las erupciones plinianas es que el magma y el gas
disuelto permanecen en cercana proximidad. Las burbujas de gas no pueden
moverse para arriba a través del magma como ellas lo hacen en el
efervescente Alka Zeltzer. A medida que las burbujas crecen ascienden a
través del magma a aproximadamente la misma proporción a la que el magma
mismo esta ascendiendo a través de la corteza. Esto puede suceder en magmas
viscosas y en magmas de baja viscosidad ascendiendo tan rápido que no hay
tiempo para mucho movimiento relativo de las burbujas. Erupciones plinianas
de magmas rioliticos son ejemplos del primer caso; chorros sostenidos de
basalto pueden ser ejemplos del segundo caso.
B.Erupciones Estrombolianas.
Las erupciones plinianas implican ascenso de magma relativamente rápido
para la velocidad de crecimiento de las burbujas. En contraste, las
erupciones estrombolianas implican magmas de baja viscosidad que
ascienden lenta y tranquilamente, posiblemente a solo unos pocos metros
por segundo. Asi, hay oportunidad para el crecimiento de las burbujas que
se dilatan en grandes dimensiones y se mueven a través del cuerpo del
magma. Las erupciones estrombolianas, por lo tanto son explosiones cortas
separadas por periodos de un décimo de segundo hasta de varias horas.
Erupción Estromboliana
B. Erupciones Vulcanianas
Las erupciones vulcanianas son explosiones discretas que
tienen lugar a intervalos de minutos a horas.
Frecuentemente el material expelido no es juvenil pero hay
fragmentos rotos de roca sólida que taponan la chimenea
volcánica. La vesiculación y crecimiento de burbujas en el
material eyectado no está involucrado.
Erupción Vulcaniana
10.2.2. FLUJOS PIROPLASTICOS: IGNIMBRITAS, NUBES ARDIENTES Y
SURGES
a. Ignimbritas: Son depósitos de flujos piroclasticos pumiceos. Esta palabra proviene de dos
palabras latinas que significan "roca de nube de fuego". Estas rocas están compuestos por
finas partículas vítreas que forman la matriz, piedra pómez, fragmentos líticos y cristales
de silicatos. Se distinguen dos tipos de ignimbritas:
* Ignimbritas soldadas.- Son las Ignimbritas que presentan sus componentes fuertemente
soldados unos a otros.
* Ignimbritas no soldadas.- Son las Ignimbritas que presentan sus componentes débilmente
soldados y por lo tanto fácilmente se disgregan o separan unos de otros
Ignimbrita
b. Surges: Son variedades de flujos piroclásticos. Tienen tres atributos
distintivos:
1. Son de baja densidad y por lo tanto no están sujetas a la topografía como
las nubes ardientes.
2. Debido a su alta velocidad y baja densidad los surges son turbulentos y
exhiben flujo laminar.
3. Debido a su baja densidad los surges viajan más lejos.
Los surges resultan de la violenta interacción entre el agua y el magma, están
pobremente clasificados y están compuestos de material altamente
fragmentado e incluyen gran proporción de material lítico.
SURGES
c. Nubes Ardientes (Nuées ardentes): Este nombre se utilizó en la
erupción del Monte Pélie (1902), Avalancha Incandescente sería un
término más adecuado.
Las nubes ardientes son flujos piroclásticos cuyos
componentes magnaticos son rocas densas, andesíticas y
dacíticas pobremente vesiculadas, pero hay algunas
variedades de basalto escoráceo.
Nubes Ardientes
