rocas igneas

PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS

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LAS ROCAS ÍGNEAS 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 d ecir cómo el material rocoso se convierte en un magma? Hay dos posibilidades:

1. Se puede intensificar el fuego o es decir aumentar la temperatura hasta que el agua está en ebullición.

2. Se puede abrir la olla de presión o es decir diminuir 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 subd ución a lo largo de la placa hundida el gradiente


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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 °C

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

0 1600-1800

Anortita CaAl2Si208 0,001 0 1200-1400 Fierro Fe 0,001 0 1500 Fierro Fe 40 100 1650 Roca básica seca 60% de piroxeno,

40% de anortita 8 20 1360-1400

Roca básica con una proporción substancial de agua

60% de piroxeno, 40% de anortita,

agua

8 20 700-1000

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.

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

atmósfera Enfriamiento lento enfriamiento mediano enfriamiento rápido enfriamiento muy

rápido cristales grandes cristales grandes o

pequeños cristales pequeños y tal vez fenocristales

cristales pequeños

sin minerales amorfos casi sin minerales amorfos

con minerales amorfos con minerales amorfos

sin porosidad casi sin porosidad con porosidad tal vez textura espumosa

textura equigranular textura equigranular o porfídica

grano fino o textura porfídica

grano fino con bombas o clastos

cristales hipidiomórfico cristales hipidiomórficos o/y

fenocristales idiomorf.

fenocristales idiomorficos

cristales con contornos fundidas

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

Diferenciación por cristalización -Cristalización d e 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


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sucesivas conforme disminuye la temperatura del magma la serie ordenada de reacciones se llama la serie de BOWEN en honor al científico estadounidense que formuló este concepto. Se distingue dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción discontinua. Por reacción continua un cristal formado a altas temperaturas como una plagioclasa rica en el componente Ca2+ varía gradualmente su composición reemplazando una porción de los iones de Ca2+ por los iones de Na+ y una porción de los iones Al3+ por los iones de Si4+. Para mantener su neutralidad el reemplazo de Ca2+ por Na+ está acoplado con el reemplazo de Al3+ por Si4+. La serie de reacción continua parte de la plagioclasa rica en Ca2+, pasa por varias plagioclasas de composición intermedia hacia la plagioclasa rica en Na+. Por reacción discontinua un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona con el liquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se disuelve y sus iones constituyen juntos con otros iones del magma otro mineral más rico en Si y estable a una temperatura más baja que la del primero mineral cristalizado. La serie de reacción discontinua inicia con la cristalización de olivino pasa hacia el piroxeno seguido por el 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 estratificadas. La 'layered intrusion' la más grande es el complejo de Bushveld, Africa del Sur y es un cuerpo magmático de 450 x 350km2 de 9km de espesor, compuesto de estratos de peridotita, piroxenita, gabro, norita y anortosita. En su parte inferior se sitúan 15 bandas de cromita de espesores hasta 1m suprayacentes por 25 bandas de magnetita. Otros cúmulos son la intrusión de Skaergard en Groenlandia y el complejo de Stillwater en Montana, EEUU.


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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.

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:


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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.

En olivino Si:O = 4 : 16

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

En biotita Si:O = 4 : 10

En anortita

En albita

Si:O = 4:16

Si:O = 4: 10.7 En el transcurso de la cristalización y del fraccionamiento (=separación de los minerales cristalizados del magma) el magma restante se enriquece en: H2O, Si4+, Na+. Clasificación de la secuencia magmática La clasificación de la secuencia magmática se subdividen en grandes rasgos como sigue:

Fase magmática Intervalo de temperatura

Fase magmática temprana > 900°C Fase magmática principal 900 - 600°C

Fase pegmatítica 600 - 500°C Fase neumatolítica 500 - 400°C Fase hidrotermal 400 - 100°C Fase teletermal < 100°C

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


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

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

Estado hidrotermal La materia residual final del magma es una solución acuosa rica en Si, se encuentra en el estado líquido a temperaturas relativamente bajas y forma filones rocosos. La fase hidrotermal juega un papel muy importante en la formación de yacimientos. Abajo del punto triple de agua el sistema hidrotermal depende mucho de la temperatura y de la presión. Transformación de un magma por contaminación Un magma puede ser modificado por la asimilación (incorporación y fusión) de rocas de caja en el. El magma solo puede fundir los minerales con temperaturas de fusión o cristalización respectivamente menores en comparación con la temperatura del magma. Un magma de composición andesítica por ejemplo no es capaz de asimilar los minerales olivino y anortita de temperaturas de fusión más altas. Origen del magma en el contexto de la tectónica de placas De acuerdo de la situación geotectónica se forman diferentes tipos de magma. El magma en zonas de subducción es diferente como el magma de un lomo central oceánica. El ambiente geotectónico se refleja entonces en los tipos de rocas magmáticas (composición petrográfica) y en la composición química, especialmente de los elementos de traza y de las tierras raras (Nb, Y, La). Manto superior: formación de corteza oceánica nueva de composición máfica por magma ascendente en los bordes expansivos de placas litosféricas (lomos oceánicos). Corteza terrestre: los bordes de las placas litosféricas se hunden en el manto superior, donde sus superficies superiores se funden, se transforman en magma, que asciende hacia la corteza terrestre: subducción Clasificación de las rocas magmáticas 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 SiO 2 .- Una clasificación simple de las magmatitas se basa en su contenido en SiO2, se distingue:

magmatitas ácidas: >65% de SiO 2

magmatitas intermedias: 65 - 52% de SiO 2

magmatitas básicas: 52 - 45% de SiO 2

magmatitas ultrabásicas: <45% de SiO 2

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:


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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.


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Diagrama de STRECKEISEN (Triangulo doble de STRECKE ISEN):


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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/Diori ta-Gabro), Dioritas/andesitas y gabros/basaltos caen en el mismo campo (campo10) del triángulo doble de Streckeisen. Casi el único componente claro, de que se constituyen, es la plagioclasa. Se distingue entre diorita y gabro con base en la composición de la plagioclasa:

Andesita Basalto An 30-50% An 50-90% Hornblenda Augita

Biotita Olivino más clara más oscuro porfídica textura fina


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Diorita Gabro An 30-50% An 50-90% Hornblenda Augita

Biotita Olivino más 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. Vulcanitas ácidas y vidriosas con un porcentaje de volumen mayor que 80% se llaman obsidiana o ‘Pechstein’ . Los minerales máficos Los minerales máficos 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. 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. Diagrama de la clasificación basada en los contenid os de Olivino-Piroxenos Para m>90 %: Contenido de minerales máficos mayor de 90 %


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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.

• Etructura' 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.


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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. 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):

Subdivisión Diámetro del grano en mm Cantidad de granos per cm² . > 33 < 1 de grano grande 33-10 < 1 de grano grueso 10-3,3 1-10 de grano medio 3,3-1,0 10-10² de 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

y 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 magmatitas y metamorfitas 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


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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. 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.


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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.

Tipos de rocas y reconocimiento

Rocas plutónicas Rocas volcánicas Rocas

sedimentarias rocas

metamórficas Componentes cristales cristales y/o vidrio Minerales, Cristales,

fragmentos de rocas, fósiles

Cristales

Forma de componentes

idiomórficos a xenomórficos

idiomórficos a xenomórficos

Clastos redondos- angulares, Químicos: idiomórficos a xenomórficos

Principalmente idiomórficos

Distribución de los tamaños de los granos

Equigranular Textura porfídica (fenocristales flotan en una masa afanitica) Microcristalino

Equi- Hetero granular

Textura porfidobástica

Cristalinidad Macrocristalino Holocristalino (solo cristales, sin vidrio)

Hemicristalina a hyalina

S. Químicas: en partes cristalinas

holocristalinos

Distribución de los componentes

Homogénea Heterogenea Estratificación No homogenea, homogenea

Orientación de los componentes

Irregular Textura fluidal Orientación de los clastos

Foliación, Esquistosidad orientación

Ocupación del espacio

siempre compacta masivas sin intersticios

tal vez porosa hasta espumosa

Porosa Compacta masivas sin intersticios

Otras propiedades

fósiles, HCl positivo, sabor

Fabrica secundaria minerales especiales

Ejemplos Granito, Diorita, Gabro

Riolita, Andesita, Basalto

Caliza, Arenisca, Lutita

Gneis, Esquistos, Mármol

ROCAS INTRUSIVAS / ROCAS PLUTONICAS

Formacion: • Cristalización a dentro de una camara de magma • Cristalización muy lento (algunos millones de años) • Ambiente de alta presión


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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. Textura panidiomórfica o idiomórfica granular respe ctivamente , 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.


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Textura gráfica , Se forma por el intercrecimiento y la penetración de un feldespato alcalino y un cuarzo. En un corte se 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.

Las rocas intrusivas más importantes: Granito

Roca 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 in 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.

Diorita

La 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.


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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.

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.

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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Textura 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 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.


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Propiedades comunes de los lamprófidos son los sigu ientes: 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 melilita 4. 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).

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. La lava Propiedades de la lava son las siguientes:

a) Temperatura (T) 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 d ebido 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.


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Lava ácida Emerge con T = 800 - 1000°C. De alta viscosidad, p or 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 fanerítica Los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra de mano. Las rocas de textura fanerítica son características para intrusiones (rocas plutónicas) y para los núcleos de cuerpos extrusivos grandes (rocas volcánicas), que enfrían lentamente permitiendo un crecimiento de minerales grandes. Ejemplos de rocas son: granito equigranular, de grano medio y macrocristalino; monzonita de grano medio a grueso; gabro de grano pequeño o grueso. Textura afanítica Los cristales son tan pequeños, que se debe observarlos con un microscopio para identificarlos. Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos a partir de que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas originan de cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy somera o en la superficie terrestre, donde el enfriamiento pasa rápidamente. La textura afanítica también puede formarse secundariamente por la desvitrificación de vidrios naturales. Ejemplos de rocas son: basalto, la matriz afanítica de muchas rocas volcánicas. 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. Textura porfídica Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura porfídica y presentan la variación hiatal y irregular de tamaños de granos. La textura porfídica se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales son redondeados con respecto a sus aristas o corroídos con bordes redondeados o arqueados. Los fenocristales están aislados o agrupados. En el último caso la textura se llama textura 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 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 -


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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. 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.

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.


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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.

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, 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 ceni za 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


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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. 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. 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)


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Tamaño de los

fragmentos Tefra (sin

compactación) piroclasticas

(compactadas) > 64 mm bombas piroclásticas

2 - 64 mm lapilli toba de lapilli < 2 mm ceniza toba de ceniza, ignimbrita

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

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.


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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".

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.

rocas igneas

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