Educación Secundaria BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA

Tema 12
Educación Secundaria
magister
BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA
MAGMATISMO. ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS. EVOLUCIÓN
MAGMÁTICA. EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA
DE LOS CUERPOS ÍGNEOS. MAGMATISMO Y TECTÓNICA
DE PLACAS. TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS, CARACTERÍSTICAS
Y TEXTURAS. ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES
12. 1. Origen y tipos de magmas.
12. 2. Evolución magmática.
12. 3. Emplazamiento y morfología de los cuerpos ígneos.
12. 4. Magmatismo y tectónica de placas.
12.5. Tipos de rocas ígneas, características y texturas. Rocas ígneas más
importantes.
ORIENTACIONES PARA EL ESTUDIO DEL TEMA
0. INTRODUCCIÓN
12. 1.- ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS.
12. 2.- EVOLUCIÓN MAGMÁTICA.
12. 3.- EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS.
12. 4.- MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS.
12. 5.- TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS, CARACTERÍSTICAS Y TEXTURAS. ROCAS ÍGNEAS
MÁS IMPORTANTES.
CONCLUSIÓN
BIBLIOGRAFÍA COMENTADA
WEBGRAFÍA
GLOSARIO
ESQUEMA / RESUMEN
CUESTIONES PARA EL REPASO
֠ PROPUESTAS DE SOLUCIÓN
ORIENTACIONES PARA LA REDACCIÓN DEL TEMA
ORIENTACIONES PARA LA LECTURA DEL TEMA
APLICACIÓN DE ESTE TEMA A LOS PRÁCTICOS
RESUMEN (Ejemplo para la Redacción del tema en la Oposición)
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Biología y Geología. Tema 12
ORIENTACIONES PARA EL ESTUDIO DEL TEMA
El propósito del tema es el conocimiento de los aspectos más significativos del magmatismo,
el ambiente de consolidación magmática y los diferentes tipos de rocas magmáticas formadas.
El índice pone de manifiesto la estructura básica del tema, mientras que la introducción
expone la orientación fundamental del tema y sus componentes básicos.
El tema presenta dos líneas de desarrollo, la primera dedicada al estudio de la producción y
consolidación del magma y la segunda dedicada al estudio de la clasificación y principales
rocas magmáticas.
Es preciso leer cada epígrafe con atención una primera vez, tratando de entroncar los nuevos
conceptos con otros ya conocidos anteriormente, pero sin intentar memorizar nada, tan solo
comprender lo escrito. Tras ello se realizará una segunda lectura acompañada del subrayado de
cada epígrafe, destacando los aspectos básicos que más resalten para la comprensión del tema
tratado.
En el texto se facilitan dos tipos de ayuda para el estudio, las señales “importante”, que dirigen
el estudio hacia los puntos más significativos que no pueden ser olvidados y los recuadros de
texto, con orientaciones útiles para recordar y poner de manifiesto los aspectos básicos del
tema y su desarrollo lógico.
Para facilitar la memorización del tema es preciso comprender que los magmas consolidan bajo
diferentes circunstancias, siendo una de las principales la velocidad de enfriamiento,
responsable última de los minerales existentes en las rocas.
También conviene considerar la forma de los emplazamientos de los cuerpos magmáticos,
capaces de fundir y asimilar los materiales encajantes.
Finalmente es preciso conocer las diferencias entre las diferentes rocas magmáticas, que se
reflejan mediante la adecuada utilización del diagrama QAPF.
Relación con otros temas:
Por su contenido el tema está relacionado con el tema 7 (cristalografía), el tema 10 (Tectónica
de placas), el tema 13 (Volcanismo), el tema 15 (Sedimentación), el tema 14 (Metamorfismo),
el tema 19 (Geomorfología) y el tema 25 (Recursos minerales)
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0 INTRODUCCIÓN
Las rocas ígneas (del latín igneus) o magmáticas se forman a partir del enfriamiento y la
solidificación de un fundido silicatado o magma. La solidificación del magma y su
consiguiente cristalización puede tener lugar en el interior de la corteza, tanto en zonas
profundas como superficiales, o sobre la superficie exterior de ésta.
Si la cristalización tiene lugar en una zona profunda de la corteza a las rocas así formadas se
les denominan rocas intrusivas o plutónicas (de Plutón, el dios del mundo inferior en la
mitología clásica). Por el contrario, si la solidificación magmática tiene lugar en la superficie
terrestre a las rocas se las denomina rocas extrusivas o volcánicas (de Vulcano, dios del fuego
en la mitología clásica que tenia su residencia bajo el volcán Etna).
Por último, si la solidificación magmática se produce cerca de la superficie de la tierra, de una
manera relativamente rápida y el magma rellena pequeños depósitos (p.ej. diques, filones, sills,
lacolitos, etc.) a las rocas así formadas se las denomina subvolcánicas o hipoabisales. Estas
rocas también reciben el nombre de rocas filonianas, ya que habitualmente están rellenando
grietas o filones.
Casi todos los fenómenos geológicos se producen en los bordes de placa, por lo que dichos bordes
han de ser objeto predominante de estudio a fin de comprender mejor la distribución de las áreas
de deformación, vulcanismo, metamorfismo y génesis de yacimientos, sin olvidar que también en
las zonas intraplaca se desarrollan procesos geológicos de gran interés, pero de menor importancia
cuantitativa.
Los procesos geológicos asociados a estos bordes o límites de placa dependen directamente del
tipo de movimiento que efectúen las placas de la litosfera y de los esfuerzos puestos en juego.
Tales procesos incluyen procesos de vulcanismo y magmatismo.
Los movimientos básicos que efectúan las placas son: de divergencia, desarrollados en régimen
distensivo; de convergencia, desarrollados en régimen compresivo y de deslizamiento,
desarrollados en un régimen que en general también es de tipo compresivo, pero mucho menos
que el anterior.
La clasificación de las rocas ígneas se basa en la composición mineralógica y en las texturas;
éstas últimas nos permiten establecer si nos encontramos con rocas plutónicas, volcánicas y
filonianas.
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12.1. ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS
ENLACE: Comenzaremos el tema con la revisión de lo que es un magma y sus
condiciones de formación. Tras conocer las condiciones de formación de los magmas,
pasaremos a revisar los principales tipos y características de cada uno de ellos.
El magma se define como una mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos de
alta temperatura, normalmente incluye sustancias en estado sólido, líquido y gaseoso debido a
que la temperatura del magma está por encima de los puntos de fusión de la mayoría de los
minerales. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente.
En la mayoría de los magmas algunos cristales formados durante las fases iniciales de
enfriamiento se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales en
suspensión y material líquido imprime al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido.
Además de líquidos y sólidos el magma contiene diversos gases disueltos.
La zona de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200 km, es decir en el
manto superior. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida,
lo demás está en estado sólido. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación
con la porción sólida, por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose
allí en bolsas y cámaras magmáticas.
De esta forma el magma máfico (básico) que asciende continuamente a lo largo de los bordes de
expansión en los océanos, se reúne en cámaras magmáticas cerca de la base de la corteza oceánica
en profundidades entre 4 y 6 km por debajo del fondo oceánico.
En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas
de fusión de los minerales son también altas. Una disminución de la presión tiene en consecuencia
una disminución en la temperatura de fusión de los minerales. De este modo, si disminuye la
presión por alguna circunstancia en altas profundidades en la corteza terrestre o en el manto
superior, puede producirse magma a partir de material sólido sin aumento de temperatura.
De esta forma el material rocoso se convierte en un magma de dos maneras:
1. Por aumento de la temperatura de la zona,
2. Por disminución de la presión.
En el caso del material rocoso situado en el manto superior la disminución de la presión es la
causa más probable para la fusión del material rocoso y la generación del magma.
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Gradiente geotérmico
El gradiente geotérmico es el ascenso de la temperatura con la profundidad, en la corteza es
como promedio 1°/30m o 30°/1km. En una zona de subducción a lo largo de la placa hundida
el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 10°C/1km. En una dorsal el gradiente
geotérmico es mayor y puede llegar a alcanzar los 100°/km.
La fusión de las rocas
Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión,
composición química). En la siguiente tabla se presenta la temperatura de fusión de algunos
minerales y rocas para presiones definidas:
Mineral o roca
Formula
Presión en
kbar
Profundidad
Temperatura
correspondiente en de fusión en
km
°C
0,001 (= 1
bar)
0
1600-1800
0,001
0
1200-1400
Hierro Fe
0,001
0
1500
Hierro Fe
40
100
1650
60% de piroxeno,
8
40% de anortita
20
1360-1400
Roca básica con una 60% de piroxeno,
proporción 40% de anortita, 8
abundante de agua agua
20
700-1000
Olivino (Mg, Fe)2SiO4
Anortita CaAl2Si208
Roca básica seca
Se observa que en ausencia de agua un aumento en la presión produce un aumento en la
temperatura de fusión, por el contrario una bajada de la presión se traduce en una disminución
de la temperatura de fusión. La temperatura de fusión de una roca seca es mayor en
comparación a la temperatura de fusión de la misma roca con la presencia substancial de agua.
Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión-consolidación de los
silicatos en el magma. Un magma ascendente que contenga agua y que esté expuesto a una
disminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza profunda puede llegar a
profundidades someras e incluso a la superficie terrestre antes de solidificarse.
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Atendiendo a su composición química existen varios tipos de magma. A grandes rasgos pueden
clasificarse en los siguientes grupos:
Magma ácido (o félsico): es viscoso, con alto contenido de sílice y suele tener temperaturas
inferiores a los 800º. El granito y la riolita son ejemplos característicos de rocas ígneas
procedentes de magmas ácidos. Estas rocas suelen ser claras y con una densidad media-baja.
Magma intermedio: presenta características de los dos tipos anteriores de magma. La
andesita es una roca procedente del magma intermedio. Las rocas de este tipo de magma
presentan diversas tonalidades y son de densidad media y media-alta.
Magma básico (máfico): es fluido, contiene poco sílice y suele encontrarse a temperaturas
muy altas (900 a 1.200º). El basalto y el gabro son rocas procedentes de este tipo de magmas.
Las rocas magmáticas básicas son, en general, muy densas y duras, de color oscuro.
Magma ultrabásico (o ultramáfico): es muy fluido, apenas contiene sílice y presenta grandes
concentraciones de hierro (Fe) y magnesio (Mg). Es el que posee temperaturas más altas,
incluso por encima de los 1.700º.
Atendiendo a su localización los magmas pueden ser corticales, los que se han formado en la
corteza y subcorticales, los que se han formado en el manto. Los primeros presentan
composiciones ácidas, los segundos básicas.
En todo caso las presiones a las que suelen estar sometidos los magmas tienden a producir el
ascenso de unos y de otros, con lo que se produce la asimilación (fusión) de las rocas
encajantes, variando poco a poco la composición original.
La lava
Se denomina lava a la parte del magma que aparece en la superficie terrestre y que entra en
contacto con el aire o con el agua. La lava se desgasifica y se enfría rápidamente.
Los volátiles
Los volátiles son sustancias químicas gaseosas que mantienen el magma en estado líquido a una
temperatura más baja que el punto de fusión de los silicatos, caracterizados por temperaturas de
fusión relativamente altas.
El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes: Agua como gas disuelto: 0,5
- 8% del magma y 90% de todos los volátiles. Carbono en forma de CO2, Azufre S2, Nitrógeno
N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor F2 y Hidrógeno H2.
Durante la cristalización del magma los volátiles se separan del magma a causa de su
temperatura de condensación, mucho más baja que la de los silicatos. Los volátiles se liberan
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junto con el magma emitido por un volcán. La liberación de los volátiles ha sido responsable de
la formación de la atmósfera y de la hidrosfera de la tierra.
RECUERDA:
Magma: mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos.
Se forma:
- 1.-Por aumento de la temperatura de la zona,
- 2.-Por disminución de la presión.
Magma ácido: es viscoso, suele tener temperaturas inferiores a los 800º.
Magma básico: es fluido y suele encontrarse a temperaturas muy altas (900 a 1.200º)
Magma intermedio: con características de los dos tipos anteriores de magma
Magma ultrabásico: muy fluido, con temperaturas incluso por encima de los 1.700º
12.2. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA
ENLACE: Atenderemos ahora al proceso de enfriamiento y cristalización del magma,
por medio del cual se forman los diferentes minerales que forman las rocas magmáticas.
Cristalización del magma.La composición química global de las rocas ígneas presenta intervalos bastante limitados. El
componente más importante, SiO2, varía del 40 al 75 % en peso en los tipos de rocas ígneas
comunes. El Al2O3 varía generalmente del 10 al 20% en peso y los restantes componentes
principales no exceden generalmente el 10% en peso.
Cuando el magma posee un contenido bajo en SiO2, las rocas resultantes contienen minerales
relativamente pobres en sílice, como el olivino, el piroxeno, la hornblenda, la biotita y poco o
nada SiO2 libre (cuarzo). Estas rocas que tienden a ser oscuras a causa de su alto porcentaje en
minerales ferromagnesianos se denominan rocas máficas.
Cuando el fundido es pobre en SiO2 (subsilíceo) y rico en Al2O3, los productos de
cristalización resultantes contendrán minerales pobres en SiO2 como los feldespatoides y
faltará SiO2 libre como cuarzo.
La cristalización de un fundido rico en SiO2 (sobresaturado en sílice) da lugar a las rocas con
cuarzo abundante y feldespatos alcalinos, con o sin moscovita,y solo pequeñas cantidades de
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minerales ferromagnesianos. Estas rocas se llaman félsicas o silícicas y son de color más claro
que las rocas máficas.
Cuando desciende la temperatura del magma bajo la elevada presión a la que está sometido, se
suceden tres fases en la consolidación, que presentan caracteres especiales:
- La fase ortomagmática, durante la cual desciende lentamente la temperatura del magma hasta
cerca de los 500 °C., produciéndose la cristalización de la mayoría de los minerales.
- La fase pegmatítica - pneumatolítica, De 500 °C a 374 °C, en la que el cuarzo y la ortosa
cristalizan simultáneamente, quedando la roca consolidada definitivamente. En el fluido residual
se concentran los componentes volátiles y al aumentar la presión se inyectan en las rocas
periféricas a la roca plutónica.
- La fase hidrotermal, los fluidos residuales son una solución acuosa de iones y átomos
metálicos a elevada temperatura. Estas soluciones residuales emigran a favor de grietas y fracturas
o planos de estratificación, consolidando en zonas más superficiales los últimos componentes del
magma, siendo la causa de la formación de yacimientos minerales útiles en las zonas periféricas
de los macizos de rocas plutónicas.
Series de Bowen.A partir del magma los cristales de silicatos se forman sucesivamente cuando la temperatura
del magma llega a la temperatura de fusión típica para cada tipo de cristal. Dado que un
mineral es una fase sólida estable solamente en determinadas condiciones de presión y
temperatura los primeros cristales formados a altas temperaturas pueden cambiar después su
composición o pueden disolverse nuevamente al disminuir la temperatura del sistema.
Así pues los cristales ya formados contribuyen con sus iones, moléculas y átomos al magma y
se combinan nuevamente formando nuevos cristales cuya temperatura de fusión es más baja
que la de los primeros cristales formados. Los nuevos cristales son estables a las temperaturas
más bajas establecidas ahora. Estos procesos de cambio de unos minerales por otros en la roca
se llaman reacciones.
Como a medida que un magma asciende y se enfría, van variando las condiciones de presión y de
temperatura, también variarán las condiciones de estado de sus componentes y se formarán
cristales de minerales distintos para cada intervalo de presión y temperatura. Es decir, no todos los
minerales del magma cristalizan a la vez, sino unos a continuación de otros a medida que van
variando la presión y la temperatura.
Conforme disminuye la temperatura del magma suceden varias reacciones sucesivas, a la serie
ordenada de reacciones se denomina Serie de Bowen en honor al científico estadounidense que
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formuló este concepto. Se distinguen dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción
discontinua.
Los minerales melanocratos o ferromagnesianos forman una serie de reacción discontinua. El
orden general de cristalización de estos minerales en el magma es el siguiente:
Olivino - Piroxenos - Anfíboles - Biotita
Las plagioclasas forman una serie de reacción continua entre los términos anortita (el mineral más
cálcico, estable a temperatura elevada) y albita (el mineral más sódico, estable a baja temperatura)
se producen sustituciones isomórficas y todos los minerales de la serie presentan la misma
estructura cristalina.
La serie de reacción de los minerales leucocratos es la siguiente:
Plagioclasas cálcicas - Plagioclasas sódicas - Ortosa - Moscovita - cuarzo
Si un magma es rico en sílice (magma hipersilícico), habrá normalmente mucha sílice libre en el
fluido magmático, es decir, sílice que aún no ha cristalizado y ésta reaccionará con los minerales
que se hayan formado en cada intervalo de presión y temperatura y los irá consumiendo,
transformándolos en el siguiente mineral de la serie de Bowen, por lo que al enfriarse completamente el magma sólo coexistirán los minerales de la parte baja de la serie: el cuarzo, la ortosa y
las micas. Estos magmas hipersilícicos son viscosos, por lo que ascienden lentamente a través de
la corteza y cristalizan dando lugar a los granitos y rocas afines.
Si hay poca sílice libre (magma hiposilícico), las series de Bowen evolucionan muy poco y se
forman minerales estables a alta temperatura (olivino, anortita, ...). Son magmas muy fluidos que
atraviesan rápidamente la corteza y originan normalmente rocas volcánicas como el basalto,
asociadas a un enfriamiento rápido, sin posibilidad de completar las series de reacción..
Si existe una moderada proporción de sílice en el magma las series de Bowen se desarrollan hasta
los pasos intermedios y se forman magmas de composición intermedia entre los extremos
basáltico y granítico.
Durante las últimas fases magmáticas tiene lugar con frecuencia una concentración de la
mezcla fundida rica en sílice, álcalis y constituyentes volátiles, agua principalmente, en estas
soluciones fundidas cristaliza una gran variedad de minerales que se depositan en forma de
diques o lentejones y que son llamadas pegmatitas, éstas son de grano grueso a muy grueso y
tienen por lo general color claro.
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La formación de los cristales excepcionalmente grandes de las pegmatitas se debe a la fluidez
de la mezcla fundida. Los principales constituyentes de las pegmatitas son el cuarzo, ortosa,
microclina, y albita.
Las reacciones entre el magma y la roca encajante pueden hacer variar la composición global
de la mezcla fundida dando lugar a una asociación de minerales diferentes de la que hubiera
cristalizado a partir del magma original. Por ejemplo, si un magma basáltico encuentra caliza
y la asimila, se enriquece en cal y en lugar de enstatita (Mg2Si2O6), podría formarse diópsido
(CaMgSi2O6). Pero para que formar estos piroxenos se consume mayor cantidad de sílice y el
magma se empobrece en sílice, formándose óxidos como la magnetita (Fe3O4) y feldespatoides
en vez de feldespatos.
En ocasiones se alteran las series de cristalización por separación de los minerales cristalizados
del magma restante por gravedad o flotación, denominándose el proceso cristalización
fraccionada
Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción
discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de tetraedros de (SiO4)4 - sencillos
y con la disminución de la temperatura las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más
complejos. El olivino, de tetraedros de (SiO4)4- independientes, cristaliza el primero a las
temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples de tetraedros de (SiO4)4-,
seguido por el anfíbol con cadenas dobles de tetraedros de (SiO4)4 - y al final se forma la biotita
con su estructura compleja de láminas de tetraedros de (SiO4)4 -.
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RECUERDA:
Enfriamiento y consolidación del magma. Cristalización
Fase ortomagmática, desciende la temperatura hasta cerca de los 500 °C..
Fase pegmatítica - pneumatolítica, De 500 °C a 374 °C.
Fase hidrotermal, fluidos residuales.
Series de Bowen.-
12.3. EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS
ENLACE: Los magmas se introducen entre los materiales superficiales, encajándose o
emplazándose entre ellos.
Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión, recibiendo una
nomenclatura más específica de acuerdo con su tamaño. Los cuerpos intrusivos muy grandes
se llaman batolitos. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector del contacto superior
con las rocas de caja. Algunas veces fragmentos de las rocas de la caja son rodeados por el
magma pero no se funden. Estos trozos extraños se llaman xenolitos.
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Un cuerpo intrusivo con un ancho de algunos kilómetros contiene una elevada energía térmica
y afecta a las rocas de caja en la zona de contacto. Las rocas de este zona se convierten a causa
de la temperatura en rocas metamórficas (metamorfismo de contacto), formando un aureola de
metamorfismo.
Generalmente un magma tiene un peso específico menor que la roca sólida, por eso un magma
puede ascender gracias a la alta presión y por los gases del magma y, como factor muy
importante, por un régimen tectónico de distensión. Si el magma alcanza la superficie se
formará un volcán. Pero algunas veces no alcanza la superficie por falta de presión, entonces se
van a formar diques, sills o lacolitos que corresponden a las rocas hipoabisales.
Los tipos generales de cuerpos intrusivos son:
Batolitos: grandes intrusiones discordantes irregulares.
Diques: cuerpos tabulares discordantes relativamente delgados, a menudo verticales.
Sills: cuerpos tabulares concordantes relativamente delgados, que intruyen a lo largo de
estratos.
Cuellos volcánicos: cuerpos verticales con forma cilíndrica.
Lacolitos: cuerpos concordantes con la base plana y de forma de domo en su superficie.
Lopolitos: cuerpos concordantes con el dorso plano y la base convexa como una cuchara.
Facolitos: plutón concordante con forma de lente que ocupa la cresta de un anticlinal.
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Chimenea
Plataforma de lava
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Cráter con cono de cenizas
Colada de
cenizas
Cono de cenizas
Mesa
Estratovolcán
Sill
Lacolito
erosionado
Dique
Batolito
Lopolito
Diatrema
RECUERDA:
Batolitos: intrusiones discordantes.
Diques: cuerpos tabulares discordantes delgados.
Sills: cuerpos tabulares concordantes.
Cuellos volcánicos: con forma cilíndrica.
Lacolitos: concordantes con la base plana.
Lopolitos: concordantes con el dorso plano.
Facolitos: con forma de lente en la cresta de un anticlinal.
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12.4. MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS
ENLACE: A continuación revisaremos el por qué de la formación de los magmas en
puntos concretos de la superficie terrestre, íntimamente ligados a los procesos de la tectónica
de placas.
Procesos geológicos asociados a bordes de tipo constructivo:
Las estructuras producidas en los bordes constructivos son las dorsales oceánicas. El proceso
comienza con la facturación de una placa debido a temperaturas anormalmente altas bajo ella,
formándose un conjunto de domos o zonas elevadas que poco a poco entran en contacto. Los
bloques centrales fallados se hunden, por lo que se forman una fosa tectónica o rift. En estas zonas
la litosfera tiene un grosor menor de lo normal y la astenosfera se encuentra a unos 30 kilómetros
de profundidad en vez de los 100 habituales bajo los continentes.
El proceso continúa con la separación de las áreas continentales formándose entre ellas una dorsal
(prontamente ocupada por el mar) que irá produciendo litosfera oceánica por la salida del magma
generado por procesos de descompresión. Parte de estos magmas pueden llegar hasta la superficie
por fracturas provocando regiones volcánicas de basalto mientras que otra parte se solidifica en
grietas formando diques basálticos o se solidifica en las cámaras magmaticas, formando rocas
como el gabro.
Génesis de los magmas:
La tectónica de placas ayuda a comprender la génesis de los magmas, ya que la actividad
volcánica se constriñe esencialmente a los bordes de las placas (sin olvidar los puntos calientes,
que en ocasiones se encuentran en el interior de las placas).
En las dorsales la astenosfera se encuentra a menor profundidad de lo habitual, por lo que los
materiales calientes que ascienden hasta estos bordes de placa se funden total o parcialmente,
escapando el magma así formado por diversas grietas hasta las cámaras magmáticas profundas o
incluso hasta la superficie, originando erupciones volcánicas.
El material ascendente del manto es esencialmente de composición peridotítica, con olivino y
algo de piroxenos y anortita, produciéndose magmas basálticos, que producirán basaltos como
rocas efusivas o volcánicas (de textura microgranuda), mientras que si la solidificación se
produce en profundidad se forma una roca macrogranuda llamada gabro.
Los basaltos expulsados por las dorsales en sus comienzos, mientras aún se encuentran en un área
continental, contienen más elementos alcalinos (K, Na) que los expulsados por las dorsales ya
desarrolladas y situadas bajo el mar (llamados basaltos toleíticos). Ello es debido a que en las
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dorsales continentales la litosfera es gruesa, por lo que la temperatura de la dorsal es relativamente
baja, con un porcentaje de materiales fundidos bajo (cerca del 5%) siendo los materiales alcalinos
los primeros que se funden (y por tanto los materiales de la litosfera que se incorporan al magma
en mayor proporción), mientras que en las dorsales submarinas la litosfera es mucho mas delgada,
por lo que la temperatura es mas elevada y el grado de fusión es mayor (hasta el 30%), por lo que
se incorporan otros muchos materiales de la litosfera al magma, además de los alcalinos.
Litogénesis:
Las rocas que se forman como resultado de la consolidación del magma en los bordes
constructivos son esencialmente olivínicas básicas del tipo de los basaltos (en ambiente efusivo o
volcánico) así como (en ambiente plutónico) diabasa y gabro y rocas ultrabásicas como
peridotita, piroxenita y dunita.
Asociados a las dorsales son muy frecuentes los yacimientos hidrotermales, que producen
sulfuros (como los del Mar Rojo y Chipre), hierro y manganeso en nódulos ampliamente
repartidos por los fondos oceánicos.
Procesos geológicos asociados a bordes de tipo destructivo:
Son aquellas zonas de la tierra donde se destruye litosfera oceánica, que de este modo se
reincorpora al manto, por medio del proceso llamado “subducción”, que se lleva a cabo en una
estructura de amplio rango llamada fosa oceánica. Estos bordes se localizan en lugares donde
convergen dos placas litosféricas.
Otro fenómeno geológico asociado a las fosas es el vulcanismo, produciéndose un conjunto de
islas que bordean la fosa, denominado arco isla, con un vulcanismo claramente diferenciado
del que acontece asociado a las dorsales, pues aquí las rocas formadas son más ricas en sílice
(riolitas y andesitas).
No se conoce completamente el mecanismo de calentamiento de la placa que subduce, que es
una placa densa y fría, proponiéndose que tal calentamiento se produce por rozamiento con el
manto o tal vez provenga del calor del material astenosférico hundido en el manto arrastrado
por la placa en el proceso de subducción.
Génesis de los magmas.
Las erupciones que se llevan a cabo en las cordilleras pericontinentales y en los arcos isla forman
rocas predominantemente formadas por andesita, mientras que en condiciones plutónicas se
forma granodiorita o granito. Por ello se supone que los magmas que las originan son de tipo
ácido o intermedio, con gran riqueza de Si, Al, Na y K mientras que son pobres en Ca, Mg y Fe.
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Se considera que los magmas que originan estas rocas se forman por fusión de la capa de
sedimentos y de la capa de basalto de la corteza oceánica (de la placa subducente) en
presencia de agua abundante, lo que disminuye el punto de fusión de los materiales. Dicha
fusión se lleva a cabo a unos 120 km de profundidad.
Las cordilleras que se originan por la colisión entre dos continentes están acompañadas de un
escaso vulcanismo de tipo silíceo.
Litogénesis.
Las condiciones fisicoquímicas de las zonas destructivas, con elevada presión por compresión
entre las placas y una elevada temperatura, son muy adecuadas para la formación de magmas e
intrusiones plutónicas, tanto ácidas como básicas, en las que se forman múltiples minerales útiles
al hombre.
En las cámaras magmáticas se producen acúmulos de minerales por segregación, como es el caso
de la magnetita del yacimiento de Kiruna (Suecia), la cromita del gran yacimiento de Bushveldt
(Africa del Sur), la titanita de Quebec (Canadá), la pentlandita (sulfato de níquel) de Sudbury
(Canadá) y otros minerales de platino, paladio, iridio, rutenio, etc.
A partir de los gases calientes expulsados de las cámaras magmáticas consolidan minerales
pegmatíticos, como la turmalina, circón, fluorita, wolframita y otros como los diamantes del
conocido yacimiento de Kimberly (África del Sur).
En la última fase de consolidación, ésta se produce a partir da disoluciones acuosas más menos
calientes, produciéndose depósitos hidrotermales de interés, como los de galena, blenda, plata,
cinabrio, casiterita, marcasita, arsenopirita, siderita y muchos otros.
Procesos geológicos asociados a bordes de tipo pasivo:
Los bordes de tipo pasivo son aquellos en los que no hay formación ni destrucción de litosfera,
desplazándose las placas en sentidos opuestos a lo largo de una falla muy amplia llamada falla
transformante, que se sitúan siguiendo un trazo de circunferencia alrededor del polo de rotación de
las placas.
Litogénesis.
Se producen rocas metamórficas cataclásticas formadas a bajas temperaturas, así como rocas
magmáticas básicas esencialmente plutónicas (gabro y peridotita), pero también efusivas
(basalto).
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Procesos geológicos asociados al interior de las placas:
Las placas litosféricas se consideran unidades rígidas sin procesos tectónicos ni deformaciones en
su interior, sin embargo existen pruebas de diversos procesos en el interior de las placas, como las
grandes fallas de desgarre de dirección perpendicular a una colisión entre áreas continentales
denominadas impactógenos, como el sistema de fallas que forma el lago Baikal.
Puntos calientes.
Son determinadas regiones de la superficie terrestre que presentan en la actualidad actividad
volcánica o la han tenido en épocas geológicamente recientes que se cree debida al ascenso de
columnas de material caliente en el interior del manto (que suelen denominarse “plumas”). Se
localizan tanto en zonas interiores de las placas como en las zonas de dorsal y se las considera de
posición fija, lo que origina series de volcanes alineados con edades progresivas, que muestran el
sentido del desplazamiento de la placa sobre la que se asientan.
Se conocen 122 puntos calientes, de los cuales 40 son actualmente activos, habiéndose calculado,
por la edad de las rocas de estas alineaciones volcánicas, que los puntos calientes pueden
permanecer activos cerca de 100 millones de años.
Los materiales arrojados son basaltos con alta concentración de volátiles, isótopos de varios
elementos y potasio, por lo que su origen se supone en el manto inferior si bien a diferentes
niveles de éste.
RECUERDA:
En bordes de tipo constructivo: magmas basálticos, que producirán basaltos como rocas
volcánicas y gabro si la solidificación se produce en profundidad.
En bordes de tipo destructivo: rocas ricas en sílice, riolitas y andesitas.
En bordes de tipo pasivo: gabro, peridotito y basalto.
En el interior de las placas: Puntos calientes
12.5.
TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS, CARACTERÍSTICAS Y TEXTURAS.
ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES
ENLACE: A continuación revisaremos los grandes tipos de rocas magmáticas, de
acuerdo con su formación y sus texturas más características. Para finalizar revisaremos las
rocas ígneas más importantes, localizándolas en los diagramas de Strekeisen. También
señalaremos las texturas y su utilidad.
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Tipos de rocas ígneas
Las rocas ígneas o magmáticas se pueden dividir 4 subgrupos. Los dos más importantes son las
rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades, dentro de la corteza profunda) y las
rocas extrusivas o volcánicas (cristalización en la superficie de la tierra).
Además existe el grupo de las rocas subvolcánicas o hipoabisales (cristalización dentro de la
tierra pero en sectores cercanos de la superficie) y el grupo de las rocas piroclasticas que se
forman en la superficie por enfriamiento rápido y por la acción de agentes atmosféricos como
el viento.
Rocas ígneas o magmáticas
Rocas intrusivas o
rocas plutónicas
Rocas
subvolcánicas o
hipoabisales
Rocas extrusivas o
volcánicas
Cristalización en
altas profundidades
Cristalización en
baja profundidades
Cristalización a la
superficie
Cristalización superficial
o en la atmósfera
Enfriamiento lento
enfriamiento
mediano
enfriamiento rápido
enfriamiento muy rápido
cristales grandes
cristales grandes o
pequeños
cristales pequeños y
tal vez fenocristales
cristales pequeños
sin materia
amorfa
casi sin materia
amorfa
con materia
amorfa
con materia
amorfa
sin porosidad
casi sin porosidad
con porosidad
más o menos espumosa
textura equigranular
textura equigranular
o porfídica
grano fino o textura
porfídica
grano fino con bombas o
clastos
cristales
hipidiomórfico
cristales
hipidiomórficos o/y
fenocristales
idiomorficos
fenocristales
idiomorficos
cristales con contornos
fundidos
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Rocas piroclásticas
volcanoclásticas
o
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Texturas.Las rocas ígneas pueden presentar un diferente grado de cristalización: son holocristalinas,
cuando se encuentran totalmente cristalizadas; hipocristalinas, cuando se encuentran
parcialmente cristalizadas, y vítreas o hialinas, cuando toda la masa es amorfa.
Asimismo, el tamaño de los cristales puede presentar grandes diferencias: se denominan
fenocristales a aquéllos que poseen tamaño relativamente grande, siendo fácilmente apreciables
a simple vista; se denominan microcristales a los de pequeño tamaño que sólo pueden ser
apreciados con la ayuda de un microscopio. Con frecuencia, estos últimos presentan una forma
alargada o astillosa y se denominan microlitos.
La textura de las rocas ígneas hace referencia al tamaño, la forma, los modos de agrupación
de los cristales, etc. Una forma de clasificarla es atendiendo a los tiempos y etapas de
consolidación del magma:
Cuando la consolidación se realiza en una sola etapa de larga duración, la textura se llama
granular y se caracteriza por poseer fenocristales de tamaños más o menos equidimensionales.
Un caso particular de ésta es la textura pegmatítica, en la cual los fenocristales son de tamaño
desproporcionadamente grande.
Si la consolidación se efectúa en dos etapas, la primera de larga y la segunda de corta
duración, la textura se llama porfídica y se caracteriza por tener fenocristales englobados por
una masa de microcristales o/y de pasta vítrea que, en ocasiones, cuando los fenocristales son
muy abundantes, aparece rellenando simplemente los huecos o intersticios que dejan entre sí
dichos fenocristales.
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Si la consolidación se efectúa, fundamentalmente, en una sola etapa de corta duración, se
obtiene la textura vítrea que se caracteriza porque toda la masa está constituida por pasta vítrea,
aunque ocasionalmente se presenten inmersos en ella algunos microlitos y fenocristales.
Otra forma de clasificar la estructura es atendiendo a la forma de los cristales:
•
Textura idiomorfa es aquélla en la que dominan los cristales que han desarrollado sus
formas libremente al haberse formado en un magma fluido sin impedimentos de
espacio.
•
Textura hipidiomorfa es aquélla en la que dominan las formas cristalinas imperfectas
porque han tenido que acomodarse a los espacios disponibles que quedaban en el
magma ya repleto de cristales.
Otras texturas particulares que se presentan frecuentemente son:
Textura en corona: cuando aparecen cercos o aureolas de cristales de génesis posterior
alrededor de núcleos de cristalización anterior.
Textura fluidal: cuando los cristales se presentan alineados como consecuencia de haber
sido transportados por un magma móvil.
Textura poiquilítica: cuando aparecen grandes cristales que engloban multitud de otros,
más pequeños de anterior formación, dando un aspecto. moteado o salpicado a los
fenocristales. Un caso particular es la textura ofítica que consiste en grandes cristales de
piroxeno incluyendo plagioclasas tabulares.
Textura gráfica: cuando se presentan intrusiones cuneiformes de un mineral en otro al
producirse una consolidación simultánea.
De forma general y aproximada puede decirse que las rocas plutónicas poseen texturas
granulares e hipidiomorfas; las rocas hipabisales, texturas porfídicas e idiomorfas, y las rocas
volcánicas, texturas porfídicas, vítreas e idiomorfas.
Clasificación de las rocas magmáticas.La mayoría de las rocas magmáticas de la Tierra está formada por más de un 90% de silicatos.
En pequeños porcentajes pueden existir óxidos de Fe y de Ti y en menor porcentaje pueden
presentarse fosfato de calcio y otros minerales.
En general se puede presentar la composición de las rocas magmáticas completamente o casi
completamente por medio de su contenido en los óxidos siguientes: SiO2, TiO2, Al2O3,
Fe(3+)2O3, Fe(2+)O, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, CO2, SO3 y H2O. Normalmente el SiO2 es
el componente dominante.
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Según la velocidad de enfriamiento de los magmas y el lugar donde se ha producido la
solidificación se consideran cuatro tipos diferentes de rocas: las rocas plutónicas, las rocas
filonianas, las rocas volcánicas y las rocas piroclásticas.
•
Las rocas plutónicas son aquellas producidas por un magma que se ha solidificado en
profundidad, tras lento enfriamiento dentro de la cámara magmática.
•
Las rocas filonianas se producen cuando el magma se enfría en grietas, fracturas o fallas,
formando masas tabulares o diques.
•
Las rocas volcánicas se forman al solidificarse el magma rápidamente cuando alcanza la
superficie terrestre, con el consiguiente descenso brusco de las temperaturas.
•
Las rocas piroclásticas son aquellas que se producen por la acumulación de los
productos sólidos arrojados por un volcán, que provienen tanto del propio edificio
volcánico como del magma consolidado rápidamente en la chimenea.
Otra clasificación de las rocas magmáticas, superpuesta a la anterior, se basa en su contenido
en SiO2:
rocas ácidas: >65% de SiO2
rocas intermedias: 65 - 52% de SiO2
rocas básicas: 52 - 45% de SiO2
rocas ultrabásicas: <45% de SiO2
Diagrama de STRECKEISEN (Triangulo doble de STRECKEISEN).La nomenclatura de las rocas magmáticas se basa en las reglas de la Unión Internacional de las
Ciencias Geológicas que se representan en el triángulo doble de Streckeisen (entre otros). La
clasificación se basa en el contenido porcentual de los minerales que resultan transparentes en
lámina delgada.
El diagrama de "STRECKEISEN" o "QAPF" es actualmente el diagrama más seguido en la
denominación de las rocas ígneas. El diagrama permite en una manera bastante fácil la
denominación de rocas plutónicas y volcánicas. Solamente el contenido porcentual de 4
minerales en una muestra (y la textura) definen al final el nombre de la roca. El diagrama
QAPF o Streckeisen es valido para las rocas intrusitas, hipoabisales y volcánicas.
Existen solamente algunas excepciones, como la ignimbrita o piedra pómez que no tienen
cabida en este diagrama. Además todas las rocas con un contenido menor del 10 % en la suma
del contenido en cuarzo + feldespato alcalino + plagioclasa + feldespatoides, se tratan en un
diagrama diferente.
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Diagrama de Streckeisen para rocas Plutónicas
Diagrama de Streckeisen para rocas Volcánicas
Esquema del uso del diagrama.-
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Ejemplo del cálculo para encontrar el punto en el triangulo.-
Para la presentación de una roca magmática se debe conocer su contenido mineral porcentual,
tanto de los minerales microscópicamente visibles, como estudiando una sección transparente
de la roca a través de un microscopio petrográfico.
Los cuatro parámetros del triángulo doble de Streckeisen son:
Q = Cuarzo y otros minerales de SiO2.
A = Feldespato alcalino (feldespato potásico incluido pertita y albita con menos de 5% del
componente anortita, sanidina).
P = Plagioclasa (Anortita, albita).
F = Feldespatoides (leucita, calsilita, nefelina, sodalita,
transformación de estos minerales).
analcima y los productos de
La suma de los porcentajes de Q, A, P o F se convierte en el 100% y los resultados se
representan en el triángulo doble de Streckeisen.
Andesita /basalto y diorita/ gabro caen en el mismo campo del triángulo doble de Streckeisen.
Casi el único componente que las forma es la plagioclasa. Se distingue entre diorita y gabro
con base en la composición de la plagioclasa (cálcica o Anortita y sódica o Albita):
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Andesita
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Basalto
Diorita
% Anortita en % Anortita en la
la plagioclasa: plagioclasa:
Gabro
An 30-50%
An 50-90%
% Anortita en la % Anortita en la
plagioclasa:
plagioclasa:
An 30-50%
An 50-90%
Hornblenda
Augita
Hornblenda
Augita
Biotita
Olivino
Biotita
Olivino
más clara
más oscura
más clara
más oscura
Textura
porfídica
textura fina
Andesita y Basalto son rocas volcánicas, Diorita y Gabro son rocas plutónicas
Los minerales máficos.Los minerales máficos no se presentan en el triángulo doble de Streckeisen. Son las micas de
Fe y Mg, anfiboles, piroxenos, olivino, circón, apatito, titanita, epidota, granate, melilita,
monticelita y carbonatos primarios. Según su composición la moscovita no pertenece a los
minerales máficos, pero tampoco pertenece a los componentes A, P, Q y F.
Si la participación de minerales máficos es menor de 90% (índice de color M < 90), se utiliza el
triángulo doble de Streckeisen. Si su participación es mayor de 90% (M > 90), se trata de una roca
ultrabásica, la cual se clasifica a través de otros diagramas, que se basan en el contenido de los
minerales máficos.
Para todas las categorías de rocas del triángulo doble de Streckeisen se puede utilizar una
clasificación suplementaria en base de su índice de color empleando los prefijos siguientes:
Nombre
M (cant.
máficos)
leuco-
M= 0 - 35%
meso-
M= 35 - 65%
mela-
M= 65 - 90%
ultramáfico
M= 90 - 100%.
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Diagrama de la clasificación basado en los contenidos de Olivino-Piroxenos.Para un contenido de minerales máficos mayor de 90 % .-
Contenido de amorfos.En el caso de las rocas volcánicas se puede indicar su contenido en vidrio como sigue:
•
0 - 20 % de volumen: “con vidrio”.
•
20 - 50 % de volumen: “rico en vidrio”.
•
50 - 100 % de volumen: “vidrioso”.
Las rocas volcánicas ácidas y vidriosas, con un porcentaje de volumen de vidrio mayor que
80% se llaman obsidiana o ‘Pechstein’.
ROCAS PLUTÓNICAS
Sus condiciones de formación son: una cristalización muy lenta (algunos millones de años),
dentro de una cámara de magma y en un ambiente de alta presión
Texturas de las rocas plutónicas.-
Son holocristalinas, es decir solo existen minerales con estructura cristalina, no hay vidrio
amorfo. Los cristales son de tamaño medio y grande, desde 0,5 mm. hasta 2 mm. Todos los
cristales en una muestra tienen normalmente el mismo tamaño.
Una excepción es el granito porfídico, que es una roca intrusiva con una textura porfídica. Los
minerales se distribuyen irregularmente, son rocas macizas, sin intersticios entre ellos.
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Las texturas son faneríticas, los granos minerales son suficientemente grandes para
identificarlos en una muestra de mano.
Las principales texturas son:
Textura granular (granuda).Los minerales principales son isométricos, macroscópicamente visibles. En la mayoría de las
rocas la fábrica es masiva, los minerales están distribuidos irregularmente o los minerales no
isométricos como las láminas de feldespatos o las micas hojosas están alineados. La textura es
típica de las rocas plutónicas, aunque también puede aparecer en las rocas subvolcánicas y en
los diques.
La textura equigranular es xenomórfica cuando los minerales (cristales) no muestran sus
contornos propios. Esta textura se encuentra en la mayoría de los granitos
Textura hipidiomórfica .-.
La textura hipidiomórfica es aquella en la que una parte de los minerales principales es
idiomórfica (con caras bien desarrolladas), la otra parte no. La textura hipidiomórfica es muy
común en los granitos, las sienitas y las dioritas
Textura panidiomórfica o idiomórfica granular .En ella la mayoría de los minerales principales es idiomórfica mientras que una proporción
relativamente pequeña de los minerales principales es xenomórfica y llena los intersticios entre
los minerales idiomórficos.
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Textura gráfica.Se forma por el intercrecimiento y la penetración de un feldespato alcalino y un cuarzo. En un
corte se observan las inclusiones de cuarzo alineadas más o menos regularmente en el
feldespato alcalino de tal modo que parecen letras. Por esto se ha llamado la roca de esa textura
'granito gráfico'. La textura está desarrollada especialmente en algunas pegmatitas.
Textura mirmequítica .La textura mirmequítica se produce por el intercrecimiento de plagioclasa y cuarzo
desarrollado en granitos y gneises.
Principales rocas plutónicas.Granito:
Roca leucocrática con cristales de tamaño medio hasta grande. Principalmente contiene como
Feldespatos alcalinos (microlina u ortoclasa), cuarzo y plagioclasa sódica (albita). El cuarzo
muestra normalmente un color gris-transparente, con fractura concoidea. Los componentes
máficos son biotita, moscovita y hornblenda. La augita es muy escasa. El cuarzo y los
feldespatos muestran contornos xenómorfos, las plagioclasas y los máficos son generalmente
hipidiomórficos o idiomórficos.
Granodiorita:
La Granodiorita contiene una menor cantidad de Feldespatos Alcalinos en comparación al
granito. Con mayores cantidades de plagioclasa también aumentan las cantidades de los
componentes máficos. Los minerales máficos más comunes son biotita y hornblenda,
raramente augita.
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Tonalita:
Roca generalmente de color blanco con dominancia de plagioclasa y cuarzo. Muchas veces la
Tonalita se encuentra en estructuras de medio o pequeño tamaño o en diques.
Diorita:
La diorita aparece generalmente de color "blanco-negro" o es levemente gris- verde. Como
componente claro se encuentra casi solo plagioclasa (Contenido de Anortita 30-50%). El
cuarzo y los feldespatos alcalinos no superan el 5%. Los máficos más comunes son hornblenda
verde, biotita y titanita. La textura es hipidiomórfica – granular.
Gabro:
Roca melanocrata, con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen que la diorita. La
plagioclasa es el componente predominante, con contenido de Anortita entre 50-90. Los
piroxenos son muy frecuentes.
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Monzonita:
Roca con cantidad parecida de Plagioclasa y Feldespato alcalino (Ortoclasa). Generalmente
tiene poco o ningún cuarzo.
Sienita:
La sienita tiene una textura equigranular, de grano mediano hasta grano grueso. Su color en
general es rosado hasta gris. La componente más común es el feldespato alcalino, y hasta 35%
la plagioclasa. El cuarzo no es tan predominante. Además se encuentra biotita, hornblenda y
augita.
Felsita:
La felsita es una roca compuesta de minerales claros tales como cuarzo y feldespato. Su textura
es de grano fino a denso, los minerales no están caracterizados por formas específicas.
Los yacimientos de las rocas plutónicas.Las rocas plutónicas se presentan siempre en grandes masas sin estratificar, en ocasiones
asociadas o intercaladas entre rocas sedimentarias. Los principales tipos son: batolitos, lacolitos,
lopolitos, facolitos y plutones.
Los batolitos están constituidos por una gran masa de rocas plutónicas que afloran extensamente
en superficie, en general, mayores de cien kilómentros cuadrados. El contacto con las rocas
encajantes es una superficie irregular, unas veces discordante y otras no, sin observarse un límite
inferior.
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Los lacolitos son masas lenticulares concordantes con las rocas entre las que está encajada. Se
supone formado por intrusión de una masa magmática a favor de los planos de la roca encajante,
provocando el abombámiento de las rocas superiores. Los afloramientos de los lacolitos pueden
tener varios kilómetros de extensión.
Los lopolitos son grandes masas tabulares de rocas plutónicas, intercaladas entre los estratos de
una serie sedimentaria, concordantes con la estratificación general del terreno. Su extensión
superficial es considerable, pudiendo ser de varias decenas de kilómetros.
Los facolitos son cuerpos que se han inyectado a lo largo de las charnelas de los pliegues sin
romper la estructura.
Los plutones son grandes masas de rocas plutónicas. Provienen de la consolidación in situ del
magma en las grandes cámaras magmáticas.
ROCAS HIPOABISALES (FILONIANAS)
Cuando el magma asciende por una fractura a la corteza terrestre, se pone en contacto con rocas
superficiales que están a temperaturas inferiores a la suya y se enfría con rapidez en la grieta,
suele ocurrir que el magma ascendente ya está parcialmente cristalizado, es decir, que ya existen
en su seno ciertos cristales idiomorfos flotando en el magma residual líquido. Cuando estos
magmas, parcialmente cristalizados se solidifican en el dique al enfriarse con mayor rapidez,
originan un agregado de pequeños cristales que cementan a los fenocristales de mayor tamaño
previamente formados, los cuales destacan claramente sobre la pasta general que los engloba.
Los diques son estructuras magmáticas tabulares con un espesor entre 0,5m hasta 200 m. En
general son sub-verticales. Como la velocidad de enfriamiento en los diques puede ser
relativamente rápida, la textura de las rocas hipabisales, subvolcanicas o diques se parece en
ocasiones a la textura que normalmente muestran las rocas volcánicas. Hay que diferenciar entre
dique y veta: Un dique tiene un origen magmático y una veta es origen de una precipitación
hidrotermal.
Textura de las rocas filonianas.-
Las rocas hipoabisales tienen una textura parecida a la de una roca intrusiva o volcánica:
• Textura equigranular, grano mediano, pero el tamaño de los cristales es más
pequeño.
• Textura porfídica con cristales en la masa más grandes como en una roca
volcánica común.
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Principales rocas filonianas.
Pórfidos:
Son rocas con textura porfídica independientemente de la composición mineral. En general, los
fenocristales son de minerales leucocratos, y la pasta queda formada por infinidad de diminutos
cristales de estos mismos componentes y de minerales ferromagnesianos. Pueden existir pórfidos
cuya composición es análoga a la de cualquier roca plutónica, pero los más abundantes son los
tipos ácidos e intermedios: pórfidos graníticos, sieníticos, dioríticos, etc.
Granito porfídico:
Forman diques con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasas con una textura porfídica.
Microdiorita:
Producen diques con Plagioclasas, pero con cristales pequeños.
Pegmatita:
Diques normalmente oscuros con cristales grandes (10 cm-1m) de minerales y elementos
químicos escasos. Se distinguen pegmatitas graníticas y pegmatitas cuya composición es
parecida a la de las sienitas nefelinicas, con poco cuarzo.
En la cristalización de los magmas se segregan principalmente silicatos libres de agua, tales
como feldespato y cuarzo, de modo que el fundido restante durante la separación por
cristalización se vuelve cada vez más rico en agua. Además está enriquecido con otros
elementos fácilmente volátiles, tales como el flúor, el cloro y el boro.
Las pegmatitas se desarrollan con temperaturas cercanas a 500ºC por cristalización cantidades
grandes de silicatos. Sobre todo las pegmatitas se caracterizan por su textura peculiar, que
viene explicada por la riqueza en agua de estos fundidos restantes que produce que solo
crezcan unos cristales muy determinados, que llegan a alcanzar tamaños considerables.
De este modo se forman pocos pero muy grandes. Además se produce el enriquecimiento de
los fundidos residuales en elementos muy raros, tales como el litio, el berilio, el boro, el niobio
y otros.
Aplitas:
Diques claros con cristales de grano pequeño a fino, que según su composición corresponden a
rocas diferentes, como aplita de granito, aplita de granodiorita o aplita de sienita.
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Lamprófidos
Rocas filonianas básicas, oscuras, con textura porfídica y diferentes composiciones. Se
reconocen varios tipos:
-
Vogesita (roca de color verdinegro compuesta de ortoclasa y anfiboles).
Spessartita (verdosa o negra compuesta de plagioclasa y anfiboles).
Kesantita (compuesta de plagioclasa y biotita).
Minetta (gris oscura, compuesta de un grano fino con fenocristales de biotita y de
ortoclasa).
LAS ROCAS VOLCÁNICAS (EXTRUSIVAS)
La solidificación de las lavas está estrechamente relacionada con su contenido en SiO2, con el
contenido gaseoso del fundido y con su viscosidad. Los magmas o las lavas de alto contenido
en SiO2 son de alta viscosidad, relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de bajo
contenido en SiO2 son de poca viscosidad, relativamente mas líquidos.
Las superficies de las corrientes de lava basálticas, que son de poca viscosidad (muy líquidos),
muestran formas de solidificación características. Las denominaciones de estas formas de
solidificación se han derivados de las lenguas aborígenes de Hawai, así conocemos la lava
“Aa” y la lava “Pahoehoe” (o lava cordada). Si un corriente de lava fluye en un lago o en el
interior de un mar se forman las lavas almohadilladas o ‘pillows’, de composición basáltica.
La lava básica emerge con una temperatura de 1000 - 1200°C. Es de baja viscosidad debido a
su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Es de bajo contenido en volátiles y presenta una
explosividad baja.
Se mueve rápidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales como laderas de
pendientes suaves, a menudo se desparrama en láminas delgadas.
La lava ácida emerge con una temperatura de 800 - 1000°C. Es de alta viscosidad por lo que
fluye lentamente y se solidifica relativamente cerca del lugar de donde emerge. Posee alta
explosividad debido a su alto contenido en volátiles.
Texturas de las rocas volcánicasLas texturas de las rocas volcánicas son muy variadas, en parte compartidas con otros tipos de
rocas magmáticas. En general se caracterizan por su elevado contenido en materia amorfa.
Algunas texturas de interés son:
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Textura porfídica:
Se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa básica de grano
más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales son redondeados o corroídos, con bordes
redondeados o arqueados.
Los fenocristales pueden ser de un solo tipo de mineral o de varios tipos de minerales. La textura
fina de la matriz de muchas rocas porfídicas a menudo es microlítica, constituida de numerosos
cristales pequeños distribuidos irregularmente o alineados, que se ubican en una masa de cristales
aún más finos o de vidrio.
Origen de la textura porfídica: Los primeros cristales crecidos son los de mayor tamaño,
idiomorfos, que son las llamativas inclusiones que crecen sin impedimentos, lentamente y
están englobados por una masa de grano fino formada por los cristales que se han formado tras
un cambio rápido de temperatura (enfriamiento).
Textura afanítica:
Los cristales son tan pequeños que solo se observan con un microscopio, (micro- o
criptocristalino). Se forman mediante el enfriamiento rápido y la cristalización rápida de un
magma con abundantes núcleos a partir de los que crecen los cristales pequeños. Las texturas
afaníticas se originan en cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una profundidad muy
somera o en la superficie terrestre, donde el enfriamiento suceda rápidamente. La textura
afanítica también puede formarse secundariamente por la desvitrificación de vidrios naturales.
Ejemplo característico es el basalto.
Textura vítrea:
La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico, aunque la roca también
puede estar constituida parcialmente por cristales. La textura vítrea se forma en cuerpos
magmáticos como corrientes de lava e intrusiones emplazadas en una profundidad muy
somera. En este ambiente la temperatura inicialmente alta de los cuerpos magmáticos
desciende tan rápidamente que los átomos no tienen suficiente tiempo para ordenarse y formar
una estructura ordenada cristalina. El líquido se solidifica formando un vidrio completamente
desordenado.
Textura fluidal:
La textura fluidal se expresa por cristales orientados según el flujo del magma durante su
desplazamiento sobre la superficie terrestre.
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Textura pumítica o espumosa:
La roca presenta vesículas en un enrejado de material vítreo. Durante la descarga de
presión y la salida de un magma rico en gas, los gases disueltos forman pequeñas
burbujas o vesículas.
Principales rocas volcánicas.Andesita:
La Andesita se compone principalmente de plagioclasa, hornblenda, biotita y augita.
Frecuentemente muestra una textura porfídica con fenocristales de plagioclasa. La matriz es densa
y microcrisalina de color negro, gris, gris-verdoso, rojizo-café. Los fenocristales son desde
idiomorfos hasta hipidiomorfos, de tamaño hasta un centímetro.
Basalto:
Textura micro- criptocristalina, casi sin fenocristales. Compuesta por plagioclasa,
feldespatoides, augita, anfíboles, olivino, magnetita y apatito. Normalmente de color negro o
negro-verdoso.
La característica que separa basalto de la andesita es el valor de anortita en la plagioclasa. Un
basalto debe contener entre un valor anortita entre el 50% y el 90%. Lamentablemente es
difícil estimar macroscopicamente este valor. Los basaltos se forman esencialmente en el fondo
marino.
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Riolita:
La Riolita tiene una textura micro o criptocristalina, algunas veces con textura porfídica. Se
compone de cuarzo, plagioclasa, feldespatos alcalinos y biotita (en general poco máficos). Son
comúnes la textura fluidal y la existencia de vidrio.
LAS ROCAS PIROCLASTICAS (VOLCANOCLÁSTICAS)
Ambiente de génesis.En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta,
expulsa y reparte por los alrededores en forma de material suelto. Este material expulsado,
fragmentado y distribuido por el viento, no compactado, se denomina tefra,
independientemente de la composición o del tamaño de los fragmentos. Los diferentes
fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos (o ceniza, cuando son muy
pequeños).
Las explosiones que se originan en el magma viscoso en ebullición ascendiendo cerca de la
superficie terrestre a veces incorporan otras rocas o magma ya solidificado situado encima del
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cuerpo magmático en ebullición. El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos
de transporte y deposición: caer desde una nube de ceniza situada en la atmósfera, mantenerse
en la alta atmósfera por un largo tiempo o fluir en forma de una avalancha ardiente.
Depósitos desde una nube: La nube está constituida de gotas de agua y en menor cantidad de
partículas sólidas moviéndose lateralmente a gran velocidad partiendo de la zona de erupción.
Estas nubes, bajas y generalmente anulares, están iniciadas por erupciones freatomagmáticas
caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se
extienden poco, hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar
potencias hasta 1m.
Depósitos de tefra: En las erupciones muy explosivas la tefra de tamaño de grano lapilli y
ceniza es expulsada hacia zonas altas de la atmósfera, transportado en estas alturas a través de
distancias muy largas por medio de corrientes del viento antes de caer a la superficie terrestre
bajo la influencia de la gravedad.
La tefra acumulada de esta manera puede formar estratos delgados de 1mm o más de
potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral y con notable uniformidad
de composición de cristales y de partículas vítreas. Ambas características (alta extensión,
composición uniforme) favorecen el empleo de los estratos de tefra transportada por el aire en la
atmósfera como horizontes estratigráficos en la geocronología. Además la tefra puede alterarse
produciendo depósitos de arcillas y zeolitas valiosos económicamente.Depósitos de corrientes
piroclásticas: Una corriente piroclástica o de ceniza o una avalancha ardiente es una mezcla
móvil y muy caliente de gas y tefra, que se mueve a lo largo de la superficie terrestre
alejándose del centro de erupción y manteniendo su aspecto de corriente. Los depósitos de este
tipo son las ignimbritas.
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Las rocas piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas
sedimentarias. Por su origen a partir de una erupción volcánica se consideran los depósitos
piroclásticos como rocas magmaticas, por su aspecto y por que son transportados antes de su
sedimentación los piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias.
Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportadas y aglomeradas con
material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas
que presentan hasta el 50% de detritus normales (de origen no volcánico). Por encima de este
porcentaje se habla de un sedimento tufítico.
Texturas de las rocas piroclásticas.Las erupciones volcánicas explosivas producen grandes volúmenes de material detrítico
volcanoclástico. La palabra "clasto" significa trozo o partícula y principalmente se usa en las
rocas sedimentarias.
Bloques son los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. Las
bombas se originan de fragmentos de magma (normalmente de composición básica o
intermedia) expulsados, transportados por el viento y modelados mediante su solidificación en
el aire resultando cuerpos aerodinámicos.
Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos, mientras que los bloques en
general presentan cristales desarrollados y solo ocasionalmente son vítreos.
Los clastos volcánicos pueden ser cementados por minerales precipitados secundariamente como
en las rocas sedimentarias o si están calientes todavía pueden ser soldados con fragmentos vítreos
diminutos. La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de tales clastos.
Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes mientras que las rocas piroclásticas
constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios entre los
lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcánica generalmente se llenan con partículas
de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de
lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea).
Denominación:
Tamaño de los
fragmentos
Tefra (sin
compactación)
piroclasticas
(compactadas)
> 64 mm
bombas
piroclásticas
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2 - 64 mm
lapilli
toba de lapilli
< 2 mm
ceniza
toba de ceniza,
ignimbrita
Principales rocas piroclásticas.Pumitas:
Son rocas piroclásticas porosas, con brillo sedoso y que por su baja densidad flotan en el agua.
Están constituidas por fibras de vidrio trenzadas y retorcidas alrededor de huecos y de
inclusiones. De esta forma la roca es similar a espuma solidificada.
Se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad
(que sufre una descompresión repentina). El material expulsado es muy rico en gas y solidifica
durante su vuelo por el aire. Son características las pumitas claras y ácidas, con composición
riolita y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café, gris e
incluso verde.
Las pumitas frescas son de brillo sedoso. Sus equivalentes basálticos se denominan escorias
ricas en burbujas, que son mucho más raras que la pumita. La pumita se usa como roca de
construcción ligera y como aislante térmico.
Ignimbritas:
Son depósitos de corrientes del material expulsado del volcán (avalanchas ardientes). Están
formadas por ceniza, lapilli y bloques. Los componentes están soldados entre sí. Se las puede
denominar brechas tufíticas de material volcánico de todos los tamaños de grano (ceniza,
lapilli, bloques).
Las ignimbritas son de mala selección, es decir poseen una distribución irregular de granos de
diferentes tamaños y son heterogéneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela
debido a componentes vítreos aplanados con diámetros de hasta 10cm.
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RECUERDA:
Las rocas magmáticas son:
•
plutónicas solidificadas en profundidad, con enfriamiento lento.
•
filonianas el magma se enfría en grietas, formando diques.
•
volcánicas el magma solidifica rápidamente en la superficie terrestre.
•
piroclásticas se producen por la acumulación de los productos sólidos arrojados por un
volcán.
Principales rocas plutónicas
•
Granito
•
Granodiorita
•
Tonalita
•
Diorita
•
Gabro
•
Monzonita
•
Sienita
•
Felsita
Principales rocas filonianas.• Pórfidos
• Granito porfídico
• Microdiorita
• Pegmatita:
• Aplitas
• Lamprófidos
Principales rocas volcánicas.• Andesita.
• Basalto.
• Riolita
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CONCLUSIÓN
ENLACE Un breve recordatorio de los puntos esenciales del tema:
La formación del magma, tanto cortical como subcortical, está ligada a los diferentes tipos de
borde de las placas litosféricas, donde se producen las condiciones propicias. En todo caso los
magmas, una vez formados siguen dos tendencias: o bien se movilizan hacia la zona superior,
llegando a las zonas altas de la corteza, pudiendo ser arrojado por los volcanes, o bien puede
permanecer en su lugar de formación, enfriándose lentamente.
La localización de las áreas de enfriamiento del magma determinan el proceso de consolidación,
rápido o lento (o en dos tiempos), lo que origina la formación de diferentes minerales, que
producirán diferentes rocas magmáticas.
Por lo tanto, la composición de las rocas magmáticas depende, no tanto de la composición inicial
del magma, como de la velocidad y condiciones de enfriamiento de este, pudiéndose producir
rocas muy diferentes a partir del mismo magma y viceversa.
Por último es necesario considerar la utilidad de muchas de estas rocas (que son las más
abundantes en la corteza) para el hombre, tanto para la construcción y ornamento, como para la
agricultura o numerosos usos industriales.
BIBLIOGRAFÍA COMENTADA
MACKENZIE, W. y ADAMS, A. (1996) Atlas en color de rocas y minerales en lámina
delgada Editorial Masson
Interesantísimo álbum de láminas delgadas explicadas, que no es poco. Lamentablemente se
encuentra descatalogado, pero es posible encontrarlo en las bibliotecas universitarias.
MELENDEZ B. & FUSTER J. (2003): Geología. Thomson Editores
Libro muy completo y fuertemente actualizado; es una versión muy modernizada del libro
clásico, el que han estudiado generaciones de geólogos y no geólogos. Trata todos los temas
de la geología con un nivel de profundidad muy adecuado para el opositor.
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TARBUCK,E.J. - LUTGENS, F.K. (2005). Ciencias de la Tierra: una introducción a la
geología física. Editorial Pearson/Prentice-Hill.
Un libro clásico de Ciencias de la Tierra, en el que revisan gran cantidad de temas. Uno de
ellos es el referido a la formación y yacimiento de las rocas magmáticas. Gran cantidad de
dibujos, esquemas y fotografías. El libro resulta interesante en todos los temas.
WINTER, J. (2001), An Introduction to igneous and metamorphic petrology. Editorial
Prentice-Hall.
Como su nombre indica, es una introducción, pero de buen nivel de profundidad, con explicaciones
claras, aunque no siempre sencillas. Tiene la ventaja de tratar tanto rocas ígneas como metamórficas.
El inglés geológico no debe ser problema.
WEBGRAFÍA
http://geologia.110mb.com/petrologia/magmaticas.htm
http://petro.uniovi.es/Docencia/ppb/ClasfRocIgG2000.pdf
http://home.kiss.de/-i_thum/flowcart/IgRClass.html
Las tres páginas proporcionan enlaces a muchas otras sobre el tema, además de proporcionar
buenas imágenes microscópicas.
GLOSARIO
Astenosfera: Zona superior del manto, con cierta plasticidad, que puede deberse a poseer hasta
el 10% de materiales fundidos. Los perfiles sísmicos rechazan su existencia, salvo localmente.
Gradiente geotérmico: ascenso de la temperatura tonel aumento de la profundidad, que en la
corteza terrestre es como promedio 1°/30m o 30°/1km.
Lava: fundido silicatado más o menos pastoso y desgasificado que se enfría y solidifica a un
ritmo variable
Litosfera: Capa de un 100 km. de grosor, situada en el exterior sólido de la Tierra,
caracterizada por su rigidez y su dinámica.
Magma: fundido silicatado con gases disueltos.
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Magma félsico: el magma con abundante sílice libre, también se denomina magma ácido.
Magma máfico: el magma con escasa cantidad de sílice libre, también se denomina magma
básico.
Piroclastos: materiales sólidos arrojados por un volcán.
Roca félsica: roca magmática con escasa proporción de minerales ferromagnesianos y alta
proporción de cuarzo y feldespatos alcalinos. Son de color claro.
Roca máfica: roca magmática con gran porcentaje de minerales ferromagnesianos. Son de
color oscuro.
Viscosidad: grado de cohesión de las partículas de un líquido.
Volátiles: sustancias químicas gaseosas disueltas en el magma, que mantienen líquida la
disolución a una temperatura menor que la temperatura de consolidación de los silicatos.
Volcán: zona de salida de magma hacia la superficie terrestre
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ESQUEMA / RESUMEN
MAGMATISMO. ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA.
EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS.
MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS. TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS,
CARACTERÍSTICAS Y TEXTURAS. ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES.
MAGMATISMO
1.1.- El Magma El material rocoso se convierte en un magma de dos maneras:
1. Por aumento de la temperatura de la zona,
2. Por disminución de la presión.
•
Magma ácido (o félsico)
•
Magma intermedio
Magma básico (máfico)
Magma ultrabásico (o ultramáfico)
•
•
La lava
En la superficie terrestre
Los volátiles
Agua como gas disuelto, CO2, S2, N2, Ar, Cl2, F2 y H2.
Gradiente geotérmico
1°/30m o 30°/1km.
La fusión de las rocas
La presencia de agua disminuye la temperatura de fusión-consolidación de los silicatos en el
magma.
Tipos de rocas ígneas
intrusivas
extrusivas o volcánicas
subvolcánicas o hipoabisales
piroclasticas
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Origen de las rocas ígneas
Tipos de intrusiones.
Texturas
•
holocristalinas
•
hipocristalinas
•
vítreas
fenocristales
microcristales
granular
pegmatítica,
porfídica
vitrea
Atendiendo a la forma de los cristales:
•
idiomorfa
•
hipidiomorfa Otras texturas particulares que se presentan frecuentemente son:
Cristalización de un magma
- fase ortomagmática
- fase pegmatítica - pneumatolítica
- fase hidrotermal
Series de Bowen:
Procesos de cambio de unos minerales por otros en la roca: reacciones.
Olivino - Piroxenos - Anfíboles - Biotita
- Ortosa - Moscovita - cuarzo
Plagioclasas cálcicas - Plagioclasas sódicas
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Cristalización fraccionada
PROCESOS GEOLÓGICOS ASOCIADOS A BORDES DE TIPO CONSTRUCTIVO:
Predominan los esfuerzos distensivos, formándose las dorsales oceánicas.
GÉNESIS DE MAGMA: fundamentalmente básicos (toleíticos), formados en el manto.
Mientras la dorsal es continental los magmas son más alcalinos.
LITOGÉNESIS: Generación de rocas básicas y ultrabásicas. Yacimientos hidrotrmales.
PROCESOS GEOLÓGICOS ASOCIADOS A BORDES DE TIPO DESTRUCTIVO:
Predominan los esfuerzos compresivos, asociados a la subducción y formación de una fosa o
un orógeno.
GÉNESIS DE MAGMAS: ácido o intermedio
LITOGÉNESIS: minerales de segregacion, pegmatíticos e hidrotermales procedentes de la
consolidación del magma.
PROCESOS GEOLÓGICOS ASOCIADOS A BORDES DE TIPO PASIVO:
Asociado a las fallas transformantes, con movimiento de deslizamiento.
LITOGÉNESIS: rocas raramente efusivas
PROCESOS GEOLÓGICOS ASOCIADOS AL INTERIOR DE LAS PLACAS
PUNTOS CALIENTES: Plumas del manto en posición fija. Asociados a vulcanismo basáltico
de procedencia profunda.
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS
Según la velocidad de enfriamiento:
•
rocas plutónicas
•
rocas filonianas
•
rocas volcánicas
•
rocas piroclásticas
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Diagrama de STRECKEISEN "QAPF"
ROCAS PLUTÓNICAS
Cristalización muy lenta
Texturas de las rocas plutónicas
Holocristalinas, faneríticas.
•
Textura granular (granuda).-
•
Textura hipidiomórfica .-.
•
Textura panidiomórfica o idiomórfica granular .-
•
Textura gráfica .-
•
Textura mirmequítica .-
Principales rocas plutónicas
•
Granito
•
Granodiorita
•
Tonalita
•
Diorita
•
Gabro
•
Monzonita
•
Sienita
•
Carbonatita
•
Felsita
Yacimientos de las rocas plutónicas
Batolitos
Lacolitos
Lopolitos
Facolitos
Plutones
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ROCAS HIPOABISALES (FILONIANAS)
Magma ascendente parcialmente cristalizado, con un agregado de pequeños cristales, de
cristalización rápida
Textura de las rocas filonianas
•
Textura equigranular
•
Textura porfídica
Principales rocas filonianas.•
Pórfidos
•
Granito porfídico
•
Microdiorita
•
Pegmatita:
•
Aplitas
•
Lamprófidos
LAS ROCAS VOLCÁNICAS (EXTRUSIVAS)
La solidificación es rápida, sin tiempo a formar buenos cristales.
Texturas de las rocas volcánicas•
Textura porfídica
•
Textura afanítica.-
•
Textura vítrea.-
•
Textura fluidal
•
Textura pumítica o espumosa.
Principales rocas volcánicas.•
Andesita.
•
Basalto.
•
Riolita
LAS ROCAS PIROCLASTICAS ( VOLCANOCLÁSTICAS)
Ambiente de génesis:
•
tefra,
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piroclastos.
Depósitos desde una nube
Depósitos de tefra
Depósitos de corrientes piroclásticas
Principales rocas piroclásticas.•
•
Pumitas
Ignimbritas
CUESTIONES PARA EL REPASO
1. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
2. FASES DE LA CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA
3. TEXTURA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS
4. FORMAS DE YACIMIENTO DE LAS ROCAS FILONIANAS
5. PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS VOLCÁNICAS
6.- ¿POR QUÉ ES DE CARÁCTER BÁSICO EL MAGMA SUBCORTICAL?
7.- ¿QUÉ ES UNA TOBA DE MATERIAL VOLCÁNICO?
8.- SERIE DE REACCIÓN CONTÍNUA.
9.- ¿QUE ES UN PUNTO CALIENTE?
10.- TEXTURA PORFÍDICA.
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֠ PROPUESTAS DE SOLUCIÓN
1. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
El mineralmás abundante es el de silicio; por ello, la primera molécula en todas las listas de
análisis químicos es la sílice que, se toma como índice de referencia para hacer una primera
división en grandes grupos de las rocas ígneas. En todas las conocidas, la proporción de sílice
oscila entre el 35% y el 75 % . Tomando intervalos de diez a partir de estos extremos, resultan
cuatro grandes grupos de rocas ígneas:
-
Acidas o persilícicas, con más del 65 %, como en el granito
Neutras o mesosilícicas entre el 65 y el 55 %, como en la cuarzodiorita
Básicas, máficas o hiposilícicas, entre el 55 y el 45 %, como en el gabro.
Ultrabásicas o ultramáficas, con menos del 45 %, como en la dunita.
2. FASES DE LA CONSOLIDACION MAGMÁTICA
Cuando desciende la temperatura del magma bajo la elevada presión a que está sometido, se
suceden tres fases, en la consolidación, que presentan caracteres especiales:
∗
La fase ortomagmática, durante la cual desciende lentamente la temperatura del magma
hasta cerca de los 500 °C., produciéndose la cristalización de la mayoría de los minerales
contenidos en él.
∗
La fase pegmatítica - pneumatolítica, alrededor de los 500 °C., en la que el cuarzo y la
ortosa, cristalizan simultáneamente, quedando la roca definitivamente consolidada. En el
líquido residual se concentran los componentes volátiles, y al aumentar la presión,
penetran en las zonas periféricas a la masa plutónica.
∗
La fase hidrotermal, en la que el vapor de agua recalentado desempeña el papel principal
junto con otros compuestos solubles, de forma que los líquidos residuales se pueden
considerar como una solución acuosa a elevada temperatura. Estas soluciones residuales
emigran de la zona donde se produjo la consolidación magmática a favor de grietas y
fracturas o planos de estratificación, depositando en zonas más superficiales los últimos
componentes del magma.
3. TEXTURA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS
Bajo la denominación de textura, se indican factores geométricos, tales como el tamaño o formas
de los minerales componentes, relaciones mutuas entre ellos etc. En general, sólo pueden definirse
en forma precisa mediante estudios microscópicos.
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Como las rocas plutónicas se han consolidado en zonas profundas de la corteza terrestre, donde
las condiciones de cristalización de los minerales son propicias, suelen estar formadas por granos
o cristales visibles a simple vista. En este caso, la textura de la roca recibe el nombre de granuda,
estando los distintos minerales íntimamente unidos entre sí, sin que existan huecos o poros, ni
cemento de unión, formando un conjunto de gran resistencia mecánica.
Cuando todos los minerales tienen formas irregulares, que no corresponden a su forma cristalina
propia, la textura se denomina granuda alotriomorfa; pero cuando algunos minerales presentan
contornos que corresponden a su forma cristalina, la textura recibe el nombre de granuda
hipideomorfa.
4. FORMAS DE YACIMIENTO DE LAS ROCAS FILONIANAS
Los yacimientos más típicos de rocas ígneas filonianas son: diques, láminas intrusivas y venas.
Los diques son formas tabulares extensas, pero estrechas, que cortan a planos estructurales de las
rocas encajantes que atraviesan y aparecen frecuentemente asociados en sistemas subparalelos o
radiales.
Las láminas intrusivas son también formas tabulares que aparecen paralelas a planos
estructurales principales de las rocas que las contienen.
Sus dimensiones son muy variables, tanto en espesor como en longitud.
Las venas o vetas son cuerpos inyectantes parecidos a los filones, pero de forma muy irregular y
espesor muy cambiante.
5. PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS VOLCÁNICAS
Los tipos de roca volcánica más frecuentes, los más importantes y los que normalmente se suelen
encontrar son los siguientes:
Las obsidianas o vidrios volcánicos son rocas volcánicas total o casi totalmente vítreas, de color
negruzco o verdoso y fractura concoidea. Debido a su dureza (aproximadamente 6) y tenacidad se
utilizaron en la Prehistoria para fabricar cuchillos, hachas y otros utensilios que se han conservado
perfectamente.
Las riolitas son rocas volcánicas modernas de composición similar a los pórfidos, pero con
predominio de feldespatos potásico y sódico, además de cuarzo y con textura vítrea. Los
minerales secundarios suelen ser la biotita y en menor proporción los piroxenos.
Las traquitas predomina claramente la pasta microcristalina y más raramente vítrea. Los
fenocristales que aparecen son de feldespato, más frecuentemente sanidina, pero a veces también
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plagioclasa. Los minerales ferromagnésicos también se presentan normalmente y pueden
constituir fenocristales más o menos desarrollados. El color es de gris ceniza amarillo, verde o
rojizo según la alteración.
Las fonolitas se distinguen de las traquitas por presentar una típica asociación de feldespatos y
feldespatoides, que predominan sobre los minerales ferromagnésicos. Las fonolitas se clasifican
en función del feldespatoide dominante. El tipo más común lo constituyen las fonolitas nefelínicas
y las fonolitas leucíticas.
Las andesitas son las rocas volcánicas equivalentes a las dioritas; tienen textura porfídica con
fenocristales feldespáticos englobados en una pasta microlítica o vítrea. Son rocas muy frecuentes
a lo largo de todo el borde pacífico de América y Asia donde constituyen lo que se ha dado en
llamar la línea andesídica.
Los basaltos son las rocas volcánicas más abundantes. Son rocas oscuras formadas por olivino,
piroxeno y feledespatos plagioclasas. En general los magmas basálticos son muy fluidos y por
esta causa estas rocas son holocristalinas o contienen poco vidrio. Los basaltos suelen tener
textura porfídica en la que destacan, a simple vista, los fenocristales de olivino y los de augita
sobre la pasta general oscura de la roca.
6.- ¿POR QUÉ ES DE CARÁCTER BÁSICO EL MAGMA SUBCORTICAL?
El magma subcortical es básico por que procede del fundido de las rocas que allí se encuentran,
que son esencialmente Peridotitas, rocas magmáticas con Hierro y Magnesio, mientras que la
sílice, (SiO2) es escasa. Este tipo de composición se denomina básico de acuerdo con un
sistema de clasificación de las moléculas químicas ya trasnochada, pero el término ha
permanecido en la petrología.
7.- ¿QUÉ ES UNA TOBA DE MATERIAL VOLCÁNICO?
Una toba volcánica (conviene añadir siempre el adjetivo para no confundirla con la toba caliza,
de origen y composición totalmente diferente), consiste en material volcánico de todo tipo de
tamaños, pero fundamentalmente medio y fino, muy fragmentario que se ha acumulado por
caída por gravedad desde las nubes eruptivas y cementado por la acción del agua.
Por lo general se encuentran estratificadas manifestando diferentes fases eruptivas o diferentes
erupciones. Son rocas incoherentes muy porosas, por lo que son rápidamente alteradas por las
aguas superficiales.
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8.- SERIE DE REACCIÓN CONTÍNUA.
Es la serie de cristalización en la que se producen sustituciones isomórficas y todos los minerales
de la serie presentan la misma estructura cristalina.
La serie de reacción de los minerales leucocratos es la siguiente:
Plagioclasas sódicas - Ortosa - Moscovita - Cuarzo
Plagioclasas cálcicas -
9.- ¿QUE ES UN PUNTO CALIENTE?
Es una región en la superficie terrestre que presentan actividad volcánica o asociada al ascenso
de plumas clientes de material del manto. Los materiales arrojados son basaltos cuyo origen se
supone en el manto inferior.
10.- TEXTURA PORFÍDICA.
Es la textura que presentan las rocas magmáticas cuando la consolidación se efectúa en dos
etapas, la primera lenta y la segunda rápida y se caracteriza por presentar fenocristales
englobados por una masa de microcristales.
ORIENTACIONES PARA LA REDACCIÓN DEL TEMA
La redacción del tema debe responder equilibradamente a los diferentes epígrafes del mismo. El
documento será redactado en plural de cortesía, con un vocabulario que demuestre un nivel
adecuado, con frases directas, claras y concisas. Es posible utilizar la clásica forma de plantear
interrogantes que después se contestan, de esta forma el discurso se hará más ameno y
atractivo.
Es conveniente seguir algunas pautas para asegurar escribir la información de que se dispone
de forma secuenciada y completa, para que pueda ser valorada por el tribunal:
- En primer lugar se debe comenzar por una introducción, introduciendo una idea general o un
principio básico relacionado con el estudio del proceso de formación de los magmas y sus tipos
principales, así como los aspectos básicos del proceso de consolidación magmática y la
clasificación y tipos de rocas, haciendo patente el esquema de desarrollo que se seguirá a
continuación, de forma que el tribunal conozca de antemano que aspectos vas a tratar y en qué
orden.
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- En segundo lugar comienza a redactar los componentes del tema:
•
Con enlaces al comienzo de modo que quede claro el alcance de la explicación.
•
Definiendo claramente los conceptos vinculados con cada epígrafe, siguiendo los
cuadros de Recuerda y los párrafos señalados con IMPORTANTE
•
Busca apoyo en ejemplos y descripciones, no en dibujos, dado que el tema es
leído por el propio opositor, no por el tribunal
- Debemos cerrar la explicación del tema con una conclusión que recapitule los aspectos
fundamentales expuestos o en la que se destaque la idea fundamental de su desarrollo, en este
caso las relaciones entre las rocas magmáticas y la velocidad de consolidación del magma.
- Por último, proporcionaremos cuatro o cinco textos bibliográficos, siendo conveniente indicar
dos o tres páginas web de las que se ha recogido información para el desarrollo del tema.
En la redacción es útil utilizar mayúsculas y subrayados, que permitan distinguir cada uno de los
componentes del tema, destaca las definiciones, los términos esenciales con el propósito de poder
discriminar con una lectura rápida al final que han sido respondidos todos los componentes del
epígrafe del tema.
ORIENTACIONES PARA LA LECTURA DEL TEMA
En primer lugar, debemos recordar que la lectura es el único medio del que dispondremos para
cumplir con el objetivo de informar sobre el tema y de que el tribunal nos evalúe. No se puede
olvidar que se debe leer literalmente el discurso escrito, que el tribunal no ha leído previamente.
Por tanto es necesario el entrenamiento en la lectura en voz alta y durante un largo lapso de
tiempo; puede ser útil grabar y escuchar la lectura llevada a cabo, comprobando que se
comprende claramente la información que se quiere transmitir. Es necesario mostrar siempre
confianza y seguridad en el discurso oral.
Otros criterios que deben tenerse en cuenta en el discurso oral, son:
Se debe facilitar siempre la comprensión del Tribunal, con una lectura expresiva, adecuada
a nuestra situación de opositores y a las características del texto expositivo específico.
Se debe partir de la consideración de que el Tribunal no conoce la estructura ni los
contenidos específicos del discurso que van a escuchar, lo que implica que se debe enfatizar
con el tono de voz y con la velocidad lectora la presentación y los enlaces que se
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establecen entre los elementos del discurso de este tema. La información tiene que ser
compresible para el tribunal.
El Tribunal sólo escuchará una vez nuestro texto, al ritmo de nuestra lectura: ni demasiado
rápido ni demasiado lentamente, pero es preciso debe ajustarlo a los contenidos del tema,
en aquellos contenidos en los que conviene detenerse la lectura debe ser más pausada, esto
ocurre al pasar de un elemento del tema a otro (los enlaces) o en la introducción y la
conclusión.
Articular bien cada palabra, con variedad, con claridad y tono adecuado, entusiasta,
dinámico; ni monótono ni exaltado. Si se formulan interrogantes se debe subir la intensidad
del tono, con una pequeña pausa antes y después de formular el interrogante.
Enfatizar mediante la pronunciación, la mirada, el gesto y el tono: títulos de cada
apartado, ideas y conceptos importantes. El gesto, la mirada debe ser consecuente con el
énfasis que se le ofrece al contenido que se está leyendo.
Es oportuno no enfrascarse en la lectura inclinándose sobre el texto, olvidándose del
receptor: da sensación de inseguridad. Debemos levantar la vista y dirigirla a los distintos
miembros del tribunal para mantener su atención pero sin perder el hilo conductor en la
lectura del tema. Es una buena medida utilizar el paso de un elemento a otro del tema para
levantar la mirada y establecer contacto visual con el tribunal, así como al pasar de la
introducción al desarrollo del tema y antes y después de la conclusión.
Controlar siempre la respiración: un ritmo adecuado, el respeto de pausas (punto seguido,
punto aparte, apartados) nos evitará ahogos, pérdida de voz, etc. Si es necesario, se puede
hacer una breve pausa para beber agua (es frecuente que los tribunales dispongan de agua en
la mesa en la que el opositor realiza la lectura). No ocurre nada, si surge una equivocación en
una palabra se volverá sobre ella con espontaneidad, sin necesidad de solicitar disculpas.
APLICACIÓN DE ESTE TEMA A LOS PRÁCTICOS
El contenido del tema es propicio a ejercicios prácticos de identificación de rocas
magmáticas “de visu”, interpretación de láminas delgadas de rocas sedimentarias e
identificación de rocas magmáticas por medio de los diagramas de Streckeisen.
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RESUMEN (Ejemplo de Redacción del Tema en la Oposición)
MAGMATISMO. ORIGEN Y TIPOS DE MAGMAS. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA.
EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS.
MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS. TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS,
CARACTERÍSTICAS Y TEXTURAS. ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES.
12. 1. Origen y tipos de magmas.
12. 2. Evolución magmática.
12. 3. Emplazamiento y morfología de los cuerpos ígneos.
12. 4. Magmatismo y tectónica de placas.
12. 5. Tipos de rocas ígneas, características y texturas. Rocas ígneas más importantes.
El MAGMATISMO es el conjunto de procesos que originan un magma y que rigen su
posterior consolidación y formación de rocas magmáticas.
El magma es una mezcla de componentes químicos formadores de silicatos a alta temperatura,
incluye sustancias en estado sólido, líquido y gaseoso. En esta mezcla fundida los iones
metálicos se mueven más o menos libremente. Algunos cristales formados durante las fases
iniciales de enfriamiento se encuentran suspendidos en la mezcla fundida imprimen al magma
algunas de las propiedades físicas de un sólido.
La zona de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir en el
manto superior. Sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está
en estado sólido. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción
sólida. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en bolsas y
cámaras magmáticas.
El magma emplazado en profundidad en la corteza terrestre se enfría lentamente. En la formación
del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas de cristalización
de los minerales son también altas. Una disminución de la presión tiene en consecuencia una
disminución en la temperatura de fusión o cristalización de los minerales. De este modo en altas
profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de
material sólido.
El material rocoso se convierte en un magma o por aumento de la temperatura de la zona o por
disminución de la presión. En el caso del material rocoso situado en el manto superior la
disminución de la presión es la más probable para la fundición del material rocoso y la
generación del magma.
Atendiendo a su composición química existen varios tipos de magma. A grandes rasgos los
magmas pueden clasificarse en los siguientes grupos:
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•
Magma ácido (o félsico): es viscoso, con alto contenido de sílice y suele experimentar
temperaturas inferiores a los 800º.
•
Magma intermedio: presenta características de los dos tipos anteriores de magma. La
andesita es una roca procedente del magma intermedio.
•
Magma básico (máfico): es fluido, contiene poco sílice y suele encontrarse a
temperaturas muy altas (900 a 1.200º). El basalto y el gabro son rocas procedentes de
este tipo de magmas. Las rocas magmáticas básicas son, en general, muy densas y
duras, de color oscuro.
•
Magma ultrabásico (o ultramáfico): es muy fluido, apenas contiene sílice y presenta
grandes concentraciones de hierro (Fe) y magnesio (Mg). Es el que precisa
temperaturas más altas, incluso por encima de los 1.700º.
Se denomina lava a la parte del magma que aparece en la superficie terrestre y que entra en
contacto con el aire o con el agua. La lava se desgasifica y se enfría rápidamente. Los volátiles
son sustancias químicas gaseosas que mantienen el magma en estado líquido a una temperatura
más baja que el punto de fusión de los silicatos, caracterizados por temperaturas de fusión
relativamente altas.
El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes: Agua como gas disuelto:
0,5 - 8% del magma y 90% de todos los volátiles. Carbono en forma de CO2, Azufre S2,
Nitrógeno N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor F2 y Hidrógeno H2. Los volátiles se liberan junto
con el magma emitido por un volcán. La liberación de los volátiles ha sido responsable de la
formación de la atmósfera y de la hidrosfera de la tierra.
El gradiente geotérmico es el ascenso de la temperatura con la profundidad, en la corteza es
como promedio 1°/30m o 30°/1km. En una zona de subducción a lo largo de la placa hundida
el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 10°C/1km. En una dorsal el gradiente
geotérmico es mayor y puede llegar a alcanzar los 100°/km.
Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión,
composición química). La presencia de agua disminuye la temperatura de fusión-consolidación
de los silicatos en el magma. Un magma ascendente que contenga agua y que esté expuesto a
una disminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza profunda puede llegar a
profundidades someras e incluso a la superficie terrestre antes de solidificarse.
Las rocas ígneas o magmáticas se pueden dividir 4 subgrupos. Los dos más importantes son las
rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades, dentro de la corteza profunda) y las
rocas extrusivas o volcánicas (cristalización en la superficie de la tierra). Además existe el
grupo de las rocas subvolcánicas o hipoabisales (cristalización dentro de la tierra pero en
sectores cercanos de la superficie) y el grupo de las rocas piroclasticas que se forman en la
superficie por enfriamiento rápido y por la acción de agentes atmosféricos como el viento.
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Las rocas ígneas pueden presentar un diferente grado de cristalización: son holocristalinas,
cuando se encuentran totalmente cristalizadas; hipocristalinas, cuando se encuentran
parcialmente cristalizadas, y vítreas o hialinas, cuando toda la masa es amorfa. Asimismo se
denominan fenocristales a los de tamaño relativamente grande, apreciables a simple vista; se
denominan microcristales a los de pequeño tamaño.
La textura de las rocas ígneas hace referencia al tamaño, la forma, los modos de agrupación de
los cristales, etc. Una forma de clasificarla es atendiendo a los tiempos y etapas de
consolidación del magma: Cuando la consolidación se realiza en una sola etapa de larga
duración, la textura se llama granular y se caracteriza por poseer fenocristales de tamaños más
o menos equidimensionales. Un caso particular de ésta es la textura pegmatítica, en la cual los
fenocristales son de tamaño desproporcionadamente grande.
Si la consolidación se efectúa en dos etapas, la primera de larga y la segunda de corta duración,
la textura se llama porfídica y se caracteriza por tener fenocristales englobados por una masa
de microcristales o/y de pasta vítrea que, en ocasiones, cuando los fenocristales son muy
abundantes, aparece rellenando simplemente los huecos o intersticios que dejan entre sí dichos
fenocristales.
Si la consolidación se efectúa, fundamentalmente, en una sola etapa de corta duración, se
obtiene la textura vítrea que se caracteriza porque toda la masa está constituida por pasta vítrea,
aunque ocasionalmente se presenten inmersos en ella algunos microlitos y fenocristales.
Otra forma de clasificar la estructura es atendiendo a la forma de los cristales: Textura
idiomorfa es aquélla en la que dominan los cristales que han desarrollado sus formas
libremente al haberse formado en un magma fluido sin impedimentos de espacio. Textura
hipidiomorfa es aquélla en la que dominan las formas cristalinas imperfectas porque han tenido
que acomodarse a los espacios disponibles que quedaban en el magma ya repleto de cristales.
Otras texturas particulares son: Textura en corona: cuando aparecen cercos o aureolas de
cristales de posterior génesis alrededor de núcleos de anterior cristalización. Textura fluidal:
cuando los cristales se presentan alineados como consecuencia de haber sido transportados por
un magma móvil. Textura poiquilítica: cuando aparecen grandes cristales que engloban
multitud de otros, más pequeños de anterior formación, dando un aspecto. moteado o salpicado
a los fenocristales. Un caso particular es la textura ofítica que consiste en grandes cristales de
piroxeno incluyendo plagioclasas tabulares. Textura gráfica: cuando se presentan intrusiones
cuneiformes de un mineral en otro al producirse una consolidación simultánea.
La composición química global de las rocas ígneas presenta intervalos bastante limitados. El
componente más importante SiO2, varía del 40 al 75 % en peso en los tipos de roca ígnea
comunes. El Al2O3 varía generalmente del 10 al 20% en peso y los restantes componentes
principales no exceden generalmente el 10% en peso.
Cuando el magma posee un contenido bajo en SiO2, las rocas resultantes contienen minerales
relativamente pobres en sílice, como el olivino, el piroxeno, la hornblenda, la biotita y poco o
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nada SiO2 libre (cuarzo). Estas rocas que tienden a ser oscuras a causa de su alto porcentaje en
minerales ferromagnesianos se denominan rocas máficas. Cuando el fundido es pobre en SiO2
(subsilíceo) y rico en alcálisis Al2O3, los productos de cristalización resultantes contendrán
minerales pobres en SiO2 como los feldespatoides y faltará SiO2 libre como cuarzo. La
cristalización de un fundido rico en SiO2 (sobresaturado en sílice) da lugar a las rocas con
cuarzo abundante y feldespatos alcalinos, con o sin moscovita,y solo pequeñas cantidades de
minerales ferromagnesianos. Estas rocas se llaman félsicas o silícicas y son de color más claro
que las rocas máficas.
Cuando desciende la temperatura del magma bajo la elevada presión a la que está sometido, se
suceden tres fases en la consolidación, que presentan caracteres especiales: La fase
ortomagmática, durante la cual desciende lentamente la temperatura del magma hasta cerca de
los 500 °C., produciéndose la cristalización de la mayoría de los minerales. La fase pegmatítica pneumatolítica, De 500 °C a 374 °C, en la que el cuarzo y la ortosa cristalizan simultáneamente,
quedando la roca consolidada definitivamente. En el fluido residual se concentran los
componentes volátiles y al aumentar la presión se inyectan en las rocas periféricas a la roca
plutónica. La fase hidrotermal, los fluidos residuales son una solución acuosa de iones y átomos
metálicos a elevada temperatura. Estas soluciones residuales emigran a favor de grietas y fracturas
o planos de estratificación, consolidando en zonas más superficiales los últimos componentes del
magma, siendo la causa de la formación de yacimientos minerales útiles en las zonas periféricas
de los macizos de rocas plutónicas.
A partir del magma los cristales de silicatos se forman cuando la temperatura del magma llega
a la temperatura de fusión típica para cada tipo de cristal. Dado que un mineral es una fase
sólida estable solamente en determinadas condiciones de presión y temperatura los primeros
cristales formados a altas temperaturas pueden cambiar después su composición o pueden
disolverse nuevamente y los cristales ya formados contribuyen con sus iones, moléculas y
átomos al magma y se combinan nuevamente formando nuevos cristales estables a las
temperaturas más bajas. Estos procesos de cambio de unos minerales por otros en la roca se
llaman reacciones.
Conforme disminuye la temperatura del magma suceden varias reacciones sucesivas, a la serie
ordenada de reacciones se denomina SERIE DE BOWEN en honor al científico estadounidense
que formuló este concepto. Se distinguen dos tipos de reacciones, la reacción continua y la
reacción discontinua.
Los minerales melanocratos o ferromagnesianos forman una serie de reacción discontinua.
El orden cristalización es el siguiente: Olivino - Piroxenos - Anfíboles – Biotita- Ortosa Moscovita - Cuarzo
Las plagioclasas forman una serie de reacción continua entre los términos anortita (el más cálcico,
estable a temperatura elevada), y albita (el más sódico, estable a baja temperatura), se producen
sustituciones isomórficas y todos los minerales de la serie presentan la misma estructura
cristalina.y para los minerales leucocratos:
Plagioclasas cálcicas - Plagioclasas sódicas Ortosa - Moscovita - Cuarzo
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Si un magma es rico en sílice ésta reaccionará con los minerales que se hayan formado en cada
intervalo de presión y temperatura, transformándolos en el siguiente mineral de la serie de Bowen,
por lo que al enfriarse completamente el magma sólo coexistirán los minerales de la parte baja de
la serie: el cuarzo, la ortosa y las micas. Si hay poca sílice libre, las series de Bowen evolucionan
muy poco y se forman minerales estables a alta temperatura (olivino, anortita, ...). Si existe una
moderada proporción de sílice en el magma las series de Bowen se desarrollan hasta los pasos
intermedios y se forman magmas de composición intermedia entre los extremos basáltico y
granítico.
Las reacciones entre el magma y la roca encajante pueden hacer variar la composición global
de la mezcla fundida dando lugar a una asociación de minerales diferentes de la que hubiera
cristalizado a partir del magma original. En ocasiones se alteran las series de cristalización por
separación de los minerales cristalizados del magma restante por gravedad o flotación,
denominándose el proceso cristalización fraccionada.
Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción
discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de tetraedros de (SiO4)4 - sencillos
y con la disminución de la temperatura las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más
complejos. El olivino, de tetraedros de (SiO4)4- independientes, cristaliza el primero a las
temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples de tetraedros de (SiO4)4-,
seguido por el anfíbol con cadenas dobles de tetraedros de (SiO4)4 - y al final se forma la biotita
con su estructura compleja de láminas de tetraedros de (SiO4)4 -.
Casi todos los fenómenos geológicos se producen en los bordes de placa, por lo que dichos
bordes han de ser objeto predominante de estudio a fin de comprender mejor la distribución de las
áreas de deformación, vulcanismo, metamorfismo y génesis de yacimientos, sin olvidar que
también en las zonas intraplaca se desarrollan procesos geológicos de gran interés, pero de menor
importancia cuantitativa.
Los procesos geológicos asociados a estos bordes o límites de placa dependen directamente del
tipo de movimiento que efectúen las placas de la litosfera y de los esfuerzos puestos en juego.
Tales procesos son, entre otros, procesos de vulcanismo y magmatismo.
La tectónica de placas ayuda a comprender la génesis de los magmas en relación con los bordes
constructivos, ya que la actividad volcánica se constriñe esencialmente en los bordes de las
placas (sin olvidar los puntos calientes, que en ocasiones se encuentran en el interior de las
placas).
El material ascendente del manto es esencialmente de composición peridotítica, con olivino y algo
de piroxenos y anortita, produciéndose magmas basálticos, que producirán basaltos como rocas
eufusivas o volcánicas (que presentan textura microgranuda), mientras que si la solidificación se
produce en profundidad se forma una roca macrogranuda llamada gabro (cuya xetura es de tipo
macrogranudo).
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La litogénesis que se lleva a cabo como resultado de la consolidación del magma en los bordes
constructivos produce esencialmente rocas olivínicas básicas del tipo de los basaltos (en
ambiente efusivo o volcánico) así como diabasa y gabro (en ambiente plutónico) y rocas
ultrabásicas como peridotita, piroxenita y dunita.
Un fenómeno geológico asociado a las fosas es el vulcanismo, produciéndose un conjunto de
islas que bordean la fosa denominado arco isla, con un vulcanismo rico en sílice (riolitas y
andesitas), con un vulcanismo de lavas más ácidas, por ello se produce con episodios eruptivos
paroxísticos, sumamante explosivos.
En las erupciones que se llevan a cabo en las cordilleras pericontinentales y en los arcos isla existe
un magmatismo asociado a los bordes destructivos, en el que se forman rocas ácidas
predominantemente representadas por andesita, mientras que en condiciones plutónicas se forma
granodiorita o granito.
Los puntos calientes son determinadas regiones de la superficie terrestre que presentan actividad
volcánica en la actualidad o la han tenido en épocas geológicamente recientes, que se cree que es
debida al ascenso de columnas de material caliente y de baja densidad en el interior del manto
(que suelen denominarse “plumas”). Se localizan tanto en zonas interiores de las placas como en
las zonas de dorsal y se las considera de posición fija, lo que origina series de volcanes alineados
con edades progresivas, que muestran el sentido del desplazamiento de la placa sobre la que se
asientan.
Se conocen 122 puntos calientes, de los cuales 40 son actualmente activos, habiéndose calculado,
por la edad de las rocas de estas alineaciones volcánicas, que los puntos calientes pueden
permanecer activos cerca de 100 millones de años.
La CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS es como sigue: Las rocas
plutónicas son aquellas producidas por un magma que se ha solidificado en profundidad, tras
lento enfriamiento, dentro de la cámara magmática. Las rocas filonianas se producen cuando el
magma se enfría en grietas, fracturas o fallas, formando masas tabulares o diques. Las rocas
volcánicas se forman al solidificarse rápidamente cuando el magma alcanza la superficie terrestre
tras un brusco descenso de las temperaturas. Por último las rocas piroclásticas son aquellas que
se producen por la acumulación de los productos sólidos arrojados por un volcán, que
provienen tanto del propio edificio volcánico como del magma consolidado rápidamente en la
chimenea.
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ROCAS PLUTÓNICAS: Sus condiciones de formación son una cristalización muy lenta
(algunos millones de años) dentro de una cámara de magma, en un ambiente de alta presión.
Son holocristalinas, sin vidrio amorfo. Los cristales son de tamaño medio y grande, desde 0,5
mm hasta 2 mm. Todos los cristales en una muestra tienen normalmente el mismo tamaño. Los
minerales se distribuyen irregularmente, son macizas sin intersticios entre ellos. Las texturas
son faneríticas, los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una
muestra de mano.
Las principales texturas son: Textura granular (granuda).-Los minerales principales son
isométricos, macroscópicamente visibles. En la mayoría de las rocas la fabrica es masiva, los
minerales están distribuidos irregularmente o los minerales no isométricos como las láminas de
feldespatos o las micas hojosas están alineados. La textura es típica de las rocas plutónicas,
aunque también puede aparecer en las rocas subvolcánicas y en los diques.
La textura hipidiomórfica es aquella en la que una parte de los minerales principales es
idiomórfica (con caras bien desarrolladas), la otra parte no. La textura hipidiomórfica es muy
común en los granitos, las sienitas y las dioritas. La textura panidiomórfica o idiomórfica
granular es en la que la mayoría de los minerales principales es idiomórfica mientras que una
proporción relativamente pequeña de los minerales principales es xenomórfica y llena los
intersticios entre los minerales idiomórficos. La textura gráfica se forma por la penetración de
un feldespato alcalino y un cuarzo. En un corte se observan las inclusiones de cuarzo alineadas
mas o menos regularmente en el feldespato alcalino de tal modo que parecen letras.
Granito: Roca leucocrática con cristales de tamaño medio hasta grande. Principalmente
contiene como Feldespatos alcalinos (microlina o ortoclasa), cuarzo y plagioclasa sódica
(albita). El cuarzo muestra normalmente un color gris- transparente, con un fracturamiento
concoide. Los componentes máficos son biotita, moscovita y hornblenda. La augita es muy
escasa. El cuarzo y los feldespatos muestran contornos xenómorfos, las plagioclasas y los
máficos son generalmente hipidiomórficos o idiomórficos.
Granodiorita: La Granodiorita contiene una menor cantidad de los Feldespatos Alcalinos in
comparación al granito. Con mayores cantidades de plagioclasa también se aumentan las
cantidades de los componentes máficos. Los minerales máficos más comunes son biotita,
hornblenda, raramente augita.
Tonalita: Roca generalmente de color blanco con dominancia de plagioclasa y cuarzo. Muchas
veces la Tonalita se encuentra en estructuras de medio o pequeño tamaño o en diques.
Diorita: generalmente de color "blanco-negro" o es levemente gris- verde. Como componente
claro se encuentra casi solo plagioclasa (Contenido de Anortita 30-50%). El cuarzo y los
feldespatos alcalinos no superan 5%. Los máficos más comunes son hornblenda verde, biotita y
titanita. La textura es hipidiomórfica – granular.
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Gabro: Roca melanocrática, con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen que la
diorita. La plagioclasa es el componente predominante, con contenido de Anortita entre 50-90.
Los piroxenos son muy frecuentes.
Monzonita : Roca con cantidad parecida de Plagioclasa y Feldespato alcalino (Ortoclasa).
Generalmente tiene poco o ningún cuarzo.
Sienita: La sienita tiene una textura equigranular, de grano mediano hasta grano grueso. Su
color en general es rosado hasta gris. La componente más común es el feldespato alcalino, y
hasta 35% la plagioclasa. Cuarzo no es tan predominante. Además se encuentra biotita,
hornblenda y augita.
Carbonatita: Roca intrusiva de un magma de carbonatos. No muy frecuente.
Felsita : La felsita es una roca compuesta de minerales claros tales como cuarzo y feldespato.
Su textura es de grano fino a denso, los minerales no están caracterizados por formas
específicas.
Las rocas plutónicas se presentan siempre en grandes masas sin estratificar, en ocasiones
asociadas o intercaladas entre rocas sedimentarias. Los batolitos están constituidos por una gran
masa de rocas plutónicas que afloran extensamente en superficie, en general, mayores de cien
kilómentros cuadrados.
Los lacolitos son masas lenticulares concordantes con las rocas entre las que está encajada.
Los lopolitos son grandes masas tabulares de rocas plutónicas, intercaladas entre los estratos de
una serie sedimentaria, concordantes con la estratificación general del terreno.
Los facolitos son cuerpos que se han inyectado a lo largo de las charnelas de los pliegues sin
romper la estructura.
Los plutones son grandes masas de rocas plutónicas. Prvienen de la consolidación in situ del
mágma en las grandes cámaras magmáticas.
Las ROCAS HIPOABISALES (FILONIANAS) se producen cuando el magma asciende por
una fractura a la corteza terrestre, se pone en contacto con rocas superficiales que están a
temperaturas inferiores a la suya y se enfría con rapidez en la grieta, cuando estos magmas,
parcialmente cristalizados se solidifican en el dique, al enfriarse con mayor rapidez, originan un
agregado de pequeños cristales, que cememtan a los fenocristales de mayor tamaño, previamente
formados, los cuales destacan claramente sobre la pasta general que los engloba.
Las rocas hipoabisales tienen una textura parecida a la de una roca intrusiva o volcánica:
Textura equigranular, grano mediano, pero el tamaño de los cristales es mas pequeño.
Textura porfídica con cristales en la masa más grandes como en una roca volcánica común.
Pórfidos: son rocas con textura porfídica independientemente de la composición mineral. En
general, los fenocristales son de minerales leucocratos, y la pasta queda formada por infinidad de
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diminutos cristales de estos mismos componentes y de minerales ferromagnesianos. Pueden
existir pórfidos cuya composición sea análoga a la de cualquier roca plutónica, pero los más
abundantes son los tipos ácidos e intermedios: pórfidos graníticos, sieníticos, dioríticos, etc.
Granito porfídico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una textura
porfídica.
Microdiorita: Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños.
Pegmatita: Dique normalmente oscuro con cristales grandes (10 cm-1m) de minerales y
elementos químicos escasos. Las pegmatitas separan por cristalización cantidades grandes de
silicatos. La riqueza en agua de estos fundidos restantes produce las condiciones aptas de
crecimiento y, por selección de gérmenes, un proceso que provoca que solo crezcan unos
gérmenes minerales muy determinadas. De este modo se forman pocos monocristales, pero
muy grandes.
Aplitas: Diques claros con cristales de grano pequeño a fino, que según su composición
corresponden a rocas diferentes, como aplita de granito, de granodiorita o de sienita.
Lamprófidos: Rocas filonianas básicas, oscuras, con textura porfídica y diferentes
composiciones.
Las ROCAS VOLCÁNICAS (EXTRUSIVAS) se produce por consolidación rápida de la
lava, estrechamente relacionada con su contenido en SiO2, con el contenido gaseoso del
fundido y con su viscosidad. Los magmas o las lavas de alto contenido en SiO2 son de alta
viscosidad, relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de bajo contenido en SiO2 son
de poca viscosidad, relativamente mas líquidos.
La lava básica emerge con una temperatura de 1000 - 1200°C. Es de baja viscosidad debido a
su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Es de bajo contenido en volátiles y presenta una
explosividad baja. Se mueve rápidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales
como laderas de pendientes suaves, a menudo se desparrama en láminas delgadas. La lava
ácida emerge con una temperatura de 800 - 1000°C. Es de alta viscosidad por lo que fluye
lentamente y se solidifica relativamente cerca del lugar de donde emerge. De alta explosividad
debido a su alto contenido en volátiles.
Las texturas de las rocas volcánicas son muy variadas, en parte compartidas con otros tipos de
rocas magmáticas. En general se caracterizan por su elevado contenido en materia amorfa.
Algunas texturas de interés son:
Textura porfídica Se caracteriza por fenocristales relativamente grandes situados en una masa
básica de grano más fino o de vidrio.
Textura afanítica. Los cristales son tan pequeños que solo se observan con un microscopio,
(micro- o criptocristalino). Ejemplo característico es el basalto.
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Textura vítrea. La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico aunque
puede estar constituida parcialmente por cristales.
Textura fluidal se expresa por cristales orientados según el flujo del magma durante su
desplazamiento sobre la superficie terrestre.
Textura ofítica, que se aprecia por cristales de plagioclasa completa o parcialmente encerrado
por augita.
Textura vitroporfídica. La roca es mayoritariamente vítrea con algunos fenocristales. Esta
textura es una combinación de las texturas vítrea y porfídica y se genera por efervescencia
explosiva de un magma viscoso de sílice.
Textura pumítica o espumosa. La roca presenta vesículas en un enrejado de material vítreo.
La Andesita se compone principalmente de plagioclasa, hornblenda, biotita y augita.
Frecuentemente muestra una textura porfídica con fenocristales de plagioclasa. La matriz es densa
y microcrisalina de color negro, gris, gris-verdoso, rojizo-café. Los fenocristales son desde
idiomorfos hasta hipidiomorfos, de tamaño hasta un centímetro.
Basalto. Textura micro- criptocristalina, casi sin fenocristales. Compuesta por plagioclasa,
feldespatoides, augita, anfíboles, olivino, magnetita y apatito. Normalmente de color negro o
negro-verdoso. Un basalto contiene un valor de anortita entre el 50% y el 90%. Los basaltos se
forman esencialmente en el fondo marino.
La Riolita tiene una textura micro o criptocristalina, algunas veces con textura porfídica. Se
compone de cuarzo, plagioclasa, feldespatos alcalinos y biotita (en general poco máficos). Son
comúnes la textura fluidal y la existencia de vidrio.
En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta,
expulsa y reparte por los alrededores en forma de material suelto. Este material expulsado,
fragmentado y distribuido por el viento, no compactado, se denomina tefra,
independientemente de la composición o del tamaño de los fragmentos. Los diferentes
fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos y las rocas así constituidas son
las ROCAS PIROCLASTICAS
El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transporte y deposición: caer
desde una nube de ceniza situada en la atmósfera, mantenerse en la alta atmósfera por un largo
tiempo o fluir en forma de una avalancha ardiente.
Depósitos desde una nube: La nube está constituida de gotas de agua y en menor cantidad de
partículas sólidas moviéndose lateralmente a gran velocidad partiendo de la zona de erupción.
Estas nubes, generalmente anulares, están iniciadas por erupciones freatomagmáticas
caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se
extienden poco, hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar
potencias hasta 1m.
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Depósitos de tefra: En las erupciones muy explosivas la tefra de tamaño de grano lapilli y
ceniza es expulsada hacia zonas altas de la atmósfera, transportado en estas alturas a través de
distancias muy largas por medio de corrientes del viento antes de caer a la superficie terrestre
bajo la influencia de la gravedad. La tefra acumulada de esta manera puede formar estratos
delgados de 1mm o mas de potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral
y con notable uniformidad de composición de cristales y de partículas vítreas.
Depósitos de corrientes piroclásticas: Una corriente piroclástica o de ceniza o una avalancha
ardiente es una mezcla móvil y muy caliente de gas y tefra, que se mueve a lo largo de la
superficie terrestre alejándose del centro de erupción y manteniendo su aspecto de corriente.
Los depósitos de este tipo son las ignimbritas.
Las rocas piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas
sedimentarias. Por su origen a partir de una erupción volcánica se consideran los depósitos
piroclásticos como rocas magmaticas, por su aspecto y por que son transportados antes de su
sedimentación los piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias.
Las erupciones volcánicas explosivas producen grandes volúmenes de material detrítico
volcanoclástico. La palabra "clasto" significa trozo o partícula y principalmente se usa en las
rocas sedimentarias.
Los bloques son los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. Las
bombas originan de pedazos de magma (normalmente de composición básica o intermedia)
expulsados, transportados por el viento y modelados mediante su solidificación en el aire
resultando cuerpos aerodinámicos.
Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos , mientras que los bloques en
general presentan cristales desarrollados y solo ocasionalmente son vítreos.
Los clastos volcánicos pueden ser cementados por minerales precipitados secundariamente
como en las rocas sedimentarias o si están calientes todavía pueden ser soldados con
fragmentos vítreos diminutos. La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño
de los clastos.
Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes mientras que las rocas piroclásticas
constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios entre los
lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcánica generalmente se llenan con partículas
de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de
lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea).
Pumitas: son rocas piroclásticas porosas, con brillo sedoso y que por su baja densidad flotan
en el agua. Están constituidas por fibras de vidrio trenzadas y retorcidas alrededor de huecos y
de inclusiones. La roca es similar a espuma solidificada. Se forman durante un enfriamiento
muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión
repentina). El material expulsado es muy rico en gas y solidifica durante su vuelo por el aire.
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Son características las pumitas claras y ácidas, con composición riolita y por ello son de color
blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café, gris e incluso verde.
Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes del material expulsado del volcán (avalanchas
ardientes). Están formadas por ceniza, lapilli y bloques. Los componentes están soldadas entre
sí. Se las puede denominar brechas tufíticas de material volcánico de todos los tamaños de
grano (ceniza, lapilli, bloques). Las ignimbritas son de mala selección, es decir poseen una
distribución irregular de granos de diferentes tamaños, heterogéneas y porosas. Muchas
ignimbritas son de textura paralela debido a componentes vítreos aplanados con diámetros de
hasta 10cm.
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