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www.eltemario.com Oposiciones Secundaria Biologa y GeologaMiguel Snchez Marn Temario Especfico Tema 4

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Tema 4. Magmatismo. Las rocas gneas ms importantes

Se explica en los siguientes cursos:Primer Curso ESO Bloque II: Materiales terrestresTercer Curso ESO: Bloque I. Rocas y Minerales 1 Bachillerato. Bloque 4: Los procesos petrogentcios: Procesos de formacin y evolucin de losmagmas. Yacimientos minerales asociados. Tipos de magmas y tectnica global. Las rocas magmticas.Geologa 2 Bach. Bloque Los procesos geolgicos

SUMARIO

4.1. El ciclo de las rocas ( ciclo petrogentico o ltico) :

4.2. Los magmas. Origen, composicin y propiedades

4.2.1. Composicin qumica de los magmas.

4.2.2.Propiedades fsicas de los magmas

4.2.3. Origen de los magmas

4.2.4. Fases de consolidacin magmtica:

4.2.5. Cristalizacin fraccionada:

4.2.6. Diferenciacin y asimilacin magmticas

4.3. Las rocas gneas y sus distintos criterios de clasificacin

4.3.1. Textura de las rocas gneas.

4.3.2. Clasificacin de las rocas gneas por su composicin qumica

4.3.3. Clasificacin de las rocas gneas por su composicin mineralgica

4.3.4. Familias ms importantes de las rocas gneas:

4.3.5. Otras clasificaciones

4.3.6. Forma de yacimientos y afloramientos de las rocas gneas:

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4.1. El ciclo de las rocas ( ciclo petrogentico o ltico) :

Todos los procesos geolgicos se dan simultneamente en diferentes partes de la Tierra en laactualidad y se han podido dar ordenados en el tiempo, en una parte concreta de la misma.

En la figura se representa un esquema en el que se relacionan todos los procesos que actan en el

ciclo geolgico, tanto internos como externos. Si comenzramos a considerarlos por la meteorizacin y laerosin, tendramos que estas se realizan sobre materiales integrantes de la corteza continental, que

pueden ser rocas gneas, sedimentarias y metamrficas. A partir de aqu se tiene el proceso o ciclogeolgico externo, en el que las partculas eliminadas del rea madre se acumulan en el medio sedimentarioo rea receptora. La diagnesis de los sedimentos y su transformacin en rocas sedimentarias(Litificacin) se considera como el ltimo de los procesos geolgicos externos. La sedimentacinconstante e ininterrumpida en la cuenca sedimentaria produce tal exceso de carga que se inicia un procesode hundimiento o subsidencia por desequilibrio isosttico. De esta forma, los materiales sedimentarios seencuentran ahora sometidos a nuevas condiciones de presin y temperatura, ms elevadas que en elmomento de la sedimentacin.

Debido a este aumento de presin y temperatura en las zonas cada vez ms profundas de lacorteza, las rocas sedimentarias sufren una transformacin llamada metamorfismo, transformndose en

rocas nuevas, con minerales metamrficos diferentes. Las rocas sedimentarias se transforman enmetamrficas.Si este proceso de hundimiento y de aumento de la presin y temperatura contina, por la causa

que sea, las rocas pueden llegar a fundirse (anatexia), parcialmente (anatexia selectiva) o totalmente(anatexia total), dando lugar a la masa magmtica, Tras un proceso de cristalizacinms o menos rpido,este magma se transforma en alguno de los diferentes tipos de rocas magmticas.

SEDIMENTOS

Litificacin Transporte

ROCAS SEDIMENTARIAS CLASTOS Erosin

MetamorfismoMeteorizacin

ROCAS METAMRFICASROCAS GNEAS

Fusn (Anatexia)

MAGMA

Cristalizacin

Tanto las rocas magmticas como las metamrficas pueden salir al exterior de la corteza terrestredurante la fase comprensiva o etapas orognicas, que forman cordilleras y tienden a levantarse y aerosionarse. En otros casos, el ciclo se cierra a travs de la subduccin por fosas ocenicas y penetracinde los materiales hasta el manto y salida al exterior como material fundido en las dorsales en las etapas deexpansin ocenica.

4.2. Los magmas. Origen, composicin y propiedades

Las rocas magmticas constituyen el 80 % de la composicin de la corteza terrestre. Podemosconsiderar dos orgenes distintos para los materiales magmticos. Por un lado, un origen profundo,localizado en el manto, y otro de origen ms superficial, localizado en la corteza y producido por la fusinde materiales corticales por aumentos locales de t en ciertas zonas especficas. A pesar de todo esto elorigen de los magmas es un problema an sin resolver.

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Los mecanismos por los que se generan magmas en estas zonas son de varios tipos. Paraanalizarlos debemos tener en cuenta que una roca no tiene punto de fusin (lo posee cada uno de susminerales componentes), sino un intervalo de t en el que parte de la roca est fundida y parte est slida.El punto en el que comienza la fusin de una roca se llama punto de solidusy en el que termina,punto deliquidus; entre ambos, una roca est parcialmente fundida.

A partir de lo dicho, un magma se define como un fundido de composicin silicatada en el que

existen cristales y, en algunos casos, fragmentos de rocas en suspensin. La fraccin slida de un magmaprocede del propio fundido (cristales que se estn formando) del material slo que ste contiene y defragmentos de los materiales que el magma atraviesa en su ascenso. La fraccin gaseosa procede de losgases y vapores existentes en la zona donde se genera el magma y, en menor proporcin, de los que sevan incorporando durante su ascenso.

Los mecanismos, a partir de los cuales se genera un magma, son tres: El aumento de t de la roca, debido, por ejemplo, a la concentracin de elementos radiactivos o a la

friccin entre dos placas litosfricas; la disminucin de la presin, que provoca un aumento de volumen de la roca, la cual, al estar a t

elevada, se funde en parte; la adicin de agua, ya que los grupos -OH rompen eficazmente los enlaces Si-O que forman la

estructura de los silicatos.

Estos tres mecanismos no t ienen por qu darse aislados. El magmatismo de las dorsales se originapor descompresin del material slido que asciende por conveccin desde el manto; en las zonas desubduccin, el aporte del calor de friccin y compresin se ve ayudado por el aporte de agua que llega conla litosfera ocenica que subduce, rebajando, al ascender a la superficie, el punto de fusin del material delmanto que hay sobre ella.

El enfriamiento, cuando se produce en las zonas profundas de la corteza, es un proceso lento ycontinuo. Su resultado es la formacin de las rocas plutnicas, constituidas por un agregado de granosminerales, perceptibles a simple vista por mostrar una gran homogeneidad y porque no aparece en ellasuna disposicin orientada de sus cristales constituyentes.

Por el contrario, cuando un magma formado en el interior de la corteza o en el manto, llega a lasuperficie, a travs de zonas de fracturas, el proceso de consolidacin es muy rpido, debido al descenso

brusco de la t . Tal es el caso de los procesos volcnicos. El resultado es la formacin de rocas volcnicas,

con un grado de cristalizacin mucho menor, debido a la rapidez del enfriamiento, y en las que inclusoparte del mineral no llega a cristalizar, formando un vidrio. Contrariamente a lo que sucede en el caso de lasrocas plutnicas, los fenmenos volcnicos s son suceptibles de observacin directa, puesto que tienenlugar en la superficie.

4.2.1. Composicin qumica de los magmas.

Su composicin qumica se ha averiguado a partir de anlisis de las rocas magmticas a que danlugar. El 99 % del volumen total de las rocas gneas est constituido nicamente por los ocho elementosgeoqumicos ms abundantes (oxgeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio), y lafraccin restante, por un gran n de elementos raros, llamados elementos traza (Ti, P, H, Zn, Ni, Cr, Sn, U,Th,..) muchos de los cuales se concentran en las rocas gneas, dando yacimientos de inters econmico.

Se ha observado que la composicin qumica de las rocas plutnicas coincide con sus equivalentesvolcnicas, situadas en las mismas provincias petrogrficas de la Tierra.La composicin de las rocas magmticas se suele expresar en xidos de los elementos que las

forman, y constituyen la llamada norma composicional de cada roca. De esta forma, la composicin globalse expresa por la proporcin existente en la roca entre slice-minerales alcalinos (minerales con contendioapreciable de Na2O + K2O), entre estos y minerales calcoalcalinos (CaO + Na2O + K2O), o entre minerales

potsicos (riqueza apreciable en K2O).

COMPOSICIN QUMICA PROMEDIO DE LAS PRINCIPALES ROCAS GNEAS

Roca tipo GRANITORiolita

SIENITA Traquita DIORITA Andesita GABROBasalto

SiO2 70'8 62'5 57'6 49'0Al2O3 14'6 17'6 16'9 18'2

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Fe2O3 1'6 2'1 3'2 3'2

FeO 1'8 2'7 4'5 6'0

MgO 0'9 0'9 4'2 11'2

CaO 2'0 2'3 6'8 7'6

Na2O 3'5 5'9 3'4 9'7

K2O 4'2 5'2 2,2 0'9

En maysculas las rocas plutnicas, en minsculas sus equivalentes volcnicas

a) La slice (SiO2) es el xido ms abundante, constituyendo del 40-75 % del total. Este porcentaje se

distribuye en cada tipo de roca en su mayor parte como slice ligada a otros xidos, para dar mineralessilicatados. Si hay un exceso de slice, este queda como slice libre, y cristaliza como mineral de cuarzo.

b) La almina (Al2O3), alcanza un mximo alrededor del 18 %. Puede sustituir al silicio en las redes

cristalinas de feldespatos, feldespatoides, piroxenos, anfboles y micas. Su papel fundamental es comoconstituyente de los feldespatos.

c) xidos de hierro (FeO y Fe2O3) y Magnesio (MgO). Estn presentes en los olivinos, piroxenos,

anfboles y biotita, llamados minerales ferromagnesianos. Tambin pueden formar minerales accesorioscomo magnetita, hematites, ilmenita. Se dan, sobre todo, en rocas bsicas y ultrabsicas.d) Cal (CaO). Se da en los minerales ferromagnesianos y en las plagioclasas aparece en un 10 % en rocas

bsicas y ultrabsicas, y desciende a un 2 % en las cidas.e) lcalis (K2O y Na2O). Se combinan en los feldespatos alcalinos. El porcentaje de lcalis aumenta de

forma general con el de slice, pero para cada valor de la slice hay un considerable margen de valoresde lcalis. Definen las series de magmas alcalinos.

f) Agua. Aparece como vapor en los magmas, y tambin introducida en las redes espaciales de anfboles,micas y otros minerales en forma de radical OH (oxidrilo).

4.2.2.Propiedades fsicas de los magmas

La mayor o menor movilidad del magma depende de su viscosidad, que es un carcter fsico ligado tanto ala presin y T a que se encuentra, como a su composicin.A igualdad de presin , la viscosidad disminuye al aumentar la temperatura: ms caliente = ms fluido.

A igualdad de T, la viscosidad aumenta con la presin. A igualdad de P y T, la viscosidad vieneregulada por la concentracin de voltiles: rico en gas disuelto = mayor presin interna = menorviscosidad = mayor movilidad o fluidez. Tambin a P y T iguales, adems de los voltiles, incluye laconcentracin de slice y Aluminio, aumentando con el aumento de estas .

4.2.3. Origen de los magmas

Una provincia petrogrfica es una regin de la corteza terrestre en la que todas lasmanifestaciones magmticas, como volcanes, filones, macizos granticos intrusivos, efusiones de lava, etc.,muestran caracteres qumicos o mineraloqumicos comunes, tales que hacen pensar que todos derivan de

un mismo tipo de cmara magmtica.Estudiando las diferentes provincias petrogrficas de la Tierra, se ha llegado a la conclusin de

que hay varias series magmticas o tipos de magmas. El problema de si estos tipos de magmas derivan deun solo tipo de magma primario comn ha sido muy debatido.

Las series magmticasmejor conocidas y definidas son la alcalina, la toletica y la calcoalcalina;cada una de ellas se presenta en u n ambiente geolgico especfico o provincia petrogrfica.

LOS MAGMAS DE LOS BORDES CONSTRUCTIVOS

En los bordes constructivos las placas se estn separando, formando litosfera ocenica (dorsales)o sustituyendo litosfera continental por ocenica (Rift Valley africano y mar Rojo). La Astenosfera, en

estas zonas, est ms prxima a la superficie y sus materiales, al ascender, funden parcialmente debido aun descenso de la presin. La fraccin fundida es ms ligera que la que an permanece en estado slido

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por lo que escapa, formando cmaras magmticasdebajo de la corteza, o sale a la superficie erupciones atravs de fracturas.

El 80 % de los materiales magmticos se originan en las dorsales. La composicin de losmateriales que ascienden es la siguiente: olivino con algo de piroxeno y anortita que, al fundir, dan lugar aun magma baslticoque si solidifica con lentitud formara gabro(roca plutnica) y si lo hace rpidamentedar basalto (roca volcnica).

Los basaltos expulsados por los Rift continentales contienen ms elementos alcalinos(Na y K)que los de las dorsales (basaltos toleticos). La causa se debe a que hay menos materiales de laAstenosfera fundidos bajo la litosfera continental (un 5%) que bajo la corteza ocenica (30 %) ya que staes ms delgada como vimos en el tema 3. La misma causa justifica el menor tamao de las cmarasmagmticas situados bajo la litosfera continental de los Rift continentales.

Serie volcnica toletica:

Es la serie ms montona y extensa: los basaltos de las dorsales, y por tanto los fondosocenicos, estn formados por este tipo de magma. Esto es consecuencia de la pequea profundidad a laque se forma este magma primario, ya que le permite llegar a la superficie rpidamente, con poca

oportunidad de diferenciarse. Tambin son toleticas las mesetas baslticas o traps, y la fase msimportante de las islas Hawai y Reunin.

basalto toletico andesitas toleticas (islanditas) dacitas riolitas

El magma presenta una mayor riqueza en slice (50 %), tiene ms cantidad de FeO que de MgO. Subasalto est formado por piroxenos de distinta riqueza en Ca, con poca o nula cantidad de olivino, conplagioclasas pero sin feldespatos, siendo su matriz de piroxeno, plagioclasa y de vdrio cido. Carece deperidotitas.

LOS MAGMAS DE LOS BORDES PASIVOS

Las fallas transformantes muestran poco vulcanismo, sus lavas son de tipo basltico alcalinoformadas, probablemente, a partir de fusiones de bajo grado en la Astenosfera.

LOS MAGMAS DE LOS PUNTOS CALIENTES

Los puntos calientes son zonas de la superficie terrestre, intraplaca y con actividad volcnicaactual o reciente. Se deben al parecer, al ascenso de columnas de materiales calientes del manto("plumas"). Su actividad forma conos volcnicos sobre los continentes o en los fondos ocenicos, lo cual,unido al movimiento de las placas, da como resultado la alineacin de conos o de islas volcnicas querefleja el paso de la placa por encima de la "pluma": islas Hawai, meseta del Deccn en la India (deextensin comparable a la de la pennsula ibrica), la meseta de Columbia en EE. UU. de Amrica (el parqueYellowstone), etc. En Islandia se ha superpuesto la presencia de un punto caliente con la de la dorsalatlntica.

Se han localizado unos 122 puntos caliente de los que permanecen activos unos 40. Losmateriales arrojados son magmas alcalinos, derivados de la fusin parcial de las peridotitas del manto a

pronfundidades de unos 80 km.

Serie volcnica alcalina.

Es una serie compleja y no abundante. Est formada por la serie evolutiva de las rocas siguientes:De su magma primario basltico alcalino se forman basaltos y gabros alcalinos; y, por diferenciacin,traquibasaltos, traquitas, fonolitas y riolitas.

Se trata de un magma pobre en slice (45 %), escaso en FeO, con inclusiones peridotticas. Elbasalto est formado por piroxenos ricos en Ca, fenocristales de olivino y una matriz de olivino, piroxeno yplagioclasas.

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Esta serie es tpica de ambientes intraplaca, tanto ocenicos (casi todas las islas ocenicas sonalcalinas) como continentales de pequea escala (vulcanismo asociado a fracturas, como los de Olot ycampos de Calatrava, en Espaa).

LOS MAGMAS DE LOS BORDES DESTRUCTIVOS

Las erupciones volcnicas de las zonas de subduccin(arcos insulares y en las cordilleras de tipoperiocenico) forman rocas de tipo andestico y, en menor proporcin, riolitas; debajo de ellas se puedenproducir intrusiones granticas. Es decir se trata de magmas con mayor riqueza en Si, Al, Na y K que losbasaltos de las dorsales y menor contenido que stos en Ca, Mg y Fe. Las erupciones tambin puedenproducir basaltos aunque en menor cantidad que las dems rocas.

Este magma es el resultado de la fusin de la litosfera que subduce junto con gran cantidad desedimentos y fluidos que arrastra sta hacia los niveles ms profundos. Esta fusin se produce, al parecer,a partir de los 120 km de profundidad, resultando magmas que son objeto de distintas interpretaciones.

Hiptesis 1. Los sedimentos que arrastra la placa ocenica que subduce forman magmas silceosque, al plegarse el terreno, se sitan cerca de la superficie en donde solidifican y forman granitosimultneamente a los procesos tectnicos ( los magmas que escapan a la superficie daran riolitas). Los

magmas de composicin intermedia se formaran al fundirse y mezclarse las capas sedimentarias y baslticaen subduccin; stos formaran dioritas y granodioritas.

Hiptesis 2. El magma inicial sera de tipo basltico. Al ascender sufrira un proceso dediferenciacin: los materiales pesados (Mg, Ca, Fe) cristalizan primero y formaran rocas bsicas en laszonas profundas de la corteza continental. Los componentes ms ligeros del magma (Al, Na, K y SiO 2)

ascenderan hasta la parte superior de la corteza donde formaran intrusiones de rocas silceas ointermedias o, incluso, llegaran a la superficie.

Hiptesis 3. El magma basltico originario ascendera y fundira las rocas metamrficas e gneasque hubiere encima, as como los sedimentos acumulados en el fondo del margen continental; estosmagmas al enfriarse formaran nuevas rocas de composicin silcea.

Serie calcoalcalina:

Es la nica de las tres series que no proviene claramente de un magma primario. Incluye basaltosde varios tipos, andesitas, dacitas, riolitas, y sus equivalentes plutnicas.

Es la serie mejor conocida, y se ha podido establecer una clara correlacin entre los trminosefusivos y plutnicos.

Rocas volcnicas:

Basaltos andesitas (con hiperstena y hornblenda) dacitas Riolitas

Equivalentes plutnicos:

Gabros Dioritas Granodioritas Granitos.

La matriz de basaltos y andesitas es microcristalina, en dioritas y riolitas es vtrea. Est formadapor un 50-60 % de plagioclasas, piroxenos de baja t, hiperstena y un alto grado de Al2O3en la serie.

De izquierda a derecha aumenta la acidez de la serie. Otra serie es la potsica (rocas volcnicas) enbordes continentales y arcos islas, asociadas a las series calcoalcalinas y tambin a las intermedias.

Esta serie calcoalcalina y la potsica se dan en las zonas de subduccin avanzada, generndose amayores profundidades que los toleticos, y manifestndose en zonas ms internas, tanto de los arcos-islas como de los continentes.

Sea cual sea el origen del magma, el hecho es que existen magmas localizados en el tiempo y en elespacio. Cuando desciende la t en la zona donde el magma existe o ste asciende a lugares ms

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superficiales de la corteza terrestre, la masa fundida se enfra, y al llegar a la t de solidificacin, el materialempieza a cristalizar lentamente, originando rocas gneas, que estn formadas por una serie de mineralescuya naturaleza depende, como veremos despus, de la composicin inicial del fundido y de cmo se hayallevado a cabo el enfriamiento.

Los magmas ms abundantes y caractersticos son tres: baslticos, andesticos y granticos. Deellos, el basalto y el granito son magmas primarios (provienen directamente de rocas del manto o de la

corteza fundidas). En la corteza se dan dos grandes tipos de rocas magmticas o endgenas.

Los basaltos que suponen el 95 % de las rocas efusivas o volcnicas. Se forman a partir demagmas hiposilcos (relacin Si/O pequea, fluidos). Cristalizacin rpida en superficie por ascenso rpido.

El basalto es la roca gnea ms abundante, sin embargo no todos los basaltos son iguales. Losprincipales tipos son el toletico (rico en slice y producido en las dorsales); y el alcalino (pobre en slicepropio de zonas intraplacas).

Los Granitos representan el 95 % de las rocas intrusivas o plutnicas. Se forman a partir demagmas hipersilcicos (alta relacin Si/O, magma viscoso). Ascenso lento que permite una buenacristalizacin fraccionada.

Los granitos jvenes se encuentran formando batolitos en bordes destructivos de placas bajo

continentes; luego en su origen debe influir tanto la subduccin como la presencia de corteza continental.Se distingue entre granitos formados por fusin de rocas originariamente gneas (granitos I), y losformados por fusin de rocas originariamente sedimentarias (granitos S).La mayora de los plutones son degranito I.

Estos granitos que se forman sobre las zonas de subduccin se llaman tambin orognicos,puesto que la propia subduccin desencadena la formacin de una cadena de montaas.

Las andesitas, rocas ms ricas en slice y minerales hidratados (anfbol, biotita) que los basaltos,se encuentran en todos los bordes destructivos de placas, tanto ocenicos (arcos insulares) comocontinentales (Andes). Para unos autores las andesitas son consecuencia de la cristalizacin de mineraleshidratados, debido a la presencia de fluidos. Otros proponen que su formacin se debe a la fusin parcialde la corteza que subduce (en este caso sera un magma primario).

4.2.4. Fases de consolidacin magmtica:

Como ya hemos podido comprobar un magma es una mezcla compleja fundida de silicatos, congases y minerales dispersos, a t entre los 700 y 1200 C. Los magmas silceos presentan t de unos 700 C,1200 C es la t de los que poseen menos cantidad. En algunas lavas se han medido 1350 C.

La fase fundidaest formado por iones tetradricos de SiO4 y en menor cantidad Al2O3, as como

diversos cationes metlicos (K, Na, Ca, Mg, Fe, etc.).La fase gaseosaest formada por un 90 % de agua y cantidades menores de ClH, CO2, FH, S, SO2,

N2, Ar, etc.

La fase slida: cristales de olivino, piroxeno y otros.

La cristalizacin fraccionada es un proceso de diferenciacin magmtica en el que los cristalesvan apareciendo de forma sucesiva al ir disminuyendo las condiciones termodinmicas del magma. Amedida que pasa el tiempo, cada uno de los cristales diferenciados se va produciendo en menor cantidado, lo que es lo mismo, los lquidos magmticos residuales tienen cada vez menor volumen y el slido tieneun volumen cada vez mayor.

Si el enfriamiento es rpido (superficie terrestre o zonas poco profundas), no hay tiempo de quese organicen las redes cristalinas, por lo que el magma se solidifica en estado vtreo o slo parcialmentecristalizado, escapando los componentes gaseosos y, por tanto, no interviniendo en la cristalizacin.

Si el enfriamiento es lento hay que tener en cuenta que la solidificacin de los magmas no seproduce a una t fija, como pasa, por ejemplo, en la transformacin agua-hielo, sino que abarca un ampliointervalo de t, debido a la compleja composicin qumica del magma. Por ello, a lo largo del proceso de

enfriamiento se van formando minerales de distinto punto de fusin empezando la solidificacin de magmapor los minerales de punto de fusin alto (ej. Olivino), y terminando con los de punto de fusin bajo. Sus

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redes cristalinas se forman a partir de los componentes del magma entre los que se da alguna afinidadqumica.

Combinando las observaciones realizadas sobre este tipo de reacciones, tanto en el campo comoen el laboratorio, BOWENpropuso, en 1922, una serie de reaccin que lleva su nombre, que es aplicable ala cristalizacin de los silicatos formados a partir de un magma basltico generado a partir de la fusin de

una roca peridottica. Al ir bajando las condiciones termodinmicas, se iban `produciendo minerales en unasituacin de equilibrio entre los propios minerales y el magma residual. Los primeros cristales que seformaran en un fundido con esta composicin son olivino y plagioclasa clcica que, a su vez, durante elenfriamiento reaccionan con el fundido residual para dar lugar a una serie de minerales, tal como se expresaa continuacin:

SERIE DISCONTINUA(Minerales melanocratos) T

SERIE CONTINUA(Minerales leucocratos)

OLIVINO PLAGIOCLASA Ca (ANORTITA)

PIROXENOS Mgy PIROXENO Mg-Ca PLAGIOCLASA Ca-Na

ANFIBOLES

BIOTITAPLAGIOCLASA Na (ALBITA)

FELDESPATOPOTASICO (ORTOSA)

MOSCOVITA

CUARZO

Todos los minerales de las series de Bowen no aparecen finalmente en la misma roca, ya que losminerales formados primero a t alta y estables en el momento de su formacin tienden a reaccionar con lafraccin lquida restante, a medida que disminuye la t, formando otros minerales estables a esta menor t.

Si los componentes esenciales del magma son O, Si, Mg y Fe, por ejemplo, cristalizan en primer

lugar los silicatos de ms alto punto de fusin, empezando por el olivino magnsico. A la serie encabezadapor el olivino, se la denomina serie de reacciones discontinuas, por estar caracterizada por ladiscontinuidad en la formacin de las fases minerales.

En un magma rico en Fe y Mg, se forma en primer lugar olivino. Como en cada momento semantiene el equilibrio entre los cristales formados y el fundido, ambos reaccionan entre s de modocontinuo, variando tambin de forma continua la composicin de ambos con la t (se intercambia Mg porFe), de tal manera que, al final, lo que se obtiene es un tipo nico de cristales de olivino con unacomposicin intermedia, en vez de diferentes minerales con distintos contenidos en hierro y magnesio(serie isomrfica del olivino).

Pero a t ms baja si existe en el magma residual suficiente cantidad de slice, el olivino setransforma en un piroxeno, segn la reaccin:

SiO2.2(Mg Fe)O + SiO

22SiO

2(Mg,Fe)O

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En un magma de composicin apropiada para la formacin de piroxenos, los ms ricos en Mgcristalizan antes que las fases ms ricas en Fe, que tienen puntos de fusin ms bajos. No obstante, en elcaso de los piroxenos, con unas relaciones mucho ms complejas en cuanto a posibilidades desustituciones isomrficas, la evolucin de los cristales no sigue el mismo esquema que hemos visto para elolivino, siendo frecuente encontrar, en una misma roca, dos tipos de piroxeno coexistiendo en equilibrio.

A su vez, el piroxeno se transforma en anfbol y, despus, las micas ferromagnesianas (biotitas).y as sucesivamente. Las reacciones continan producindose, de acuerdo con la secuencia indicada en laserie, hasta que todo el fundido se ha consolidado.

Sin embargo, si la reaccin consiste en un intercambio de iones entre el mineral formado y elmagma residual restante, de forma que el mineral cambia gradualmente de composicin sin destruirse(plagioclasa clcica), se forman variedades de composicin intermedia s (serie continua), a t alta lasustitucin isomrfica entre sus miembros es muy compleja y las reacciones que aparecen son

predominantemente de carcter continuo.En magmas con alto contenido de alcalinos y alcalinotrreos, y con contenidos en Si y Al

adecuados para la formacin de feldespatos, la cristalizacin de estos comienza con la formacin deplagioclasa clcica (anortita), y a continuacin, plagioclasas con mayor contenido en Na. De nuevo

tenemos en las plagioclasas un proceso de cristalizacin similar a la del olivino, por cuanto que entreanortita y albita existe una serie continua de sustitucin isomrfica al igual que entre forsterita y fayalita. Sibien en el caso de las polagioclasas se trata de un Isomorfismo heterovalente.

El feldespato potsico (ortosa) cristaliza a continuacin de las plagioclasas. A temperaturaelevada existe tambin una serie casi continua de solucin slida entre la ortosa y la albita. Sin embargo, a

baja t, esta sustitucin ya no es posible y si el proceso de enfriamiento es lo suficientemente lento, en elcristal original de feldespato homogneo, se separan dos fases distintas, una sdica y otra potsica, queaparecen formando entre s un intercambio orientado que se conoce como pertita. Los ltimos mineralesque se forman durante este proceso de la cristalizacin son la mica alumnica (moscovita) y el cuarzo,cuando queda suficiente slice libre en el residuo magmtico.

Los minerales que cristalizan a t altas tienden a aparecer juntos (olivino, piroxenos y plagioclasasclcicas, en rocas tales como los gabros), y lo mismo sucede con los minerales que cristalizan a bajas t

(cuarzo, micas y feldespatos alcalinos, en rocas como el granito y las granodioritas); pero no suelenaparecer asociados unos con otros.

Hemos visto que un magma puede considerarse como una mezcla muy compleja de silicatosfundidos a t altas y con una proporcin considerable de agua y otros compuestos voltiles. Estoscompuestos voltiles tienen gran importancia porque fluidifican considerablemente la mezcla fundida,incluso a t relativamente bajas. Adems, estos compuestos, al desprenderse tumultuosamente del fundidocuando baja bruscamente la presin, facilitan la ascensin del magma durante la erupcin volcnica.

Consecuencias de las series de Bowen:

1. Slo se dan completas en un magma cido y los minerales estables son los tpicos de granito.2. Cuando el magma es bsico la serie est incompleta. Los minerales estables a t alta, tambin lo son a t

baja.3. Los magmas bsicos son ms fluidos que los cidos, ya que, cuando las estructuras cristalinas son

ms complejas hay mayor rozamiento.4. La viscosidad de los magmas cidos diminuye con el contenido en vapor de agua, ya que su perdida

aumenta la t de fusin y causa la solidificacin.5. Las ltimas sustancias en cristalizar carecen de formas definidas, ya que rellenan los huecos existentes.6. Si se interrumpe bruscamente el proceso de solidificacin, independientemente de cual sea la causa, se

forma una mezcla de fenocritales, microlitos y masa amorfa.7. Cuando se produce un proceso de asimilacin (gabarros en granito), la composicin del magma puede

cambiar.8. A partir de la fusin de un basalto, se puede conseguir un magma cido y un resto slido bsico.

Las series de Bowen slo tienen un valor indicativo pues, como ya dijimos, en la cristalizacin delmagma influyen otros factores: contenido inicial del magma, contenido en gases y agua, etc. As:

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a) Si la proporcin de lcalis respecto a la slice es alta se forman feldespatoides (nefelina) enlugar de piroxenos o anfboles.

b) en ausencia de gases no se forma el anfbol hornblenda ni biotita.c) Hay minerales que se desarrollan bien a altas t en magmas pobres en agua y gases (minerales

pirogenticos); mientras que otros se forman mejor en su presencia (minerales hidatogenticos); estossuelen cristalizar cuando el magma se ha enriquecido en agua y gases tras la cristalizacin de aquellos.

Minerales pirogenticos: olivino, plagioclasas clsicas, piroxenos, feldespatoides (nefelina y leucita),tridimita, pirita, magnetita e ilmenita. Minerales hidatogenticos: plagioclasas sdicas, anfboles, las micas,cuarzo, granates, turmalina.

Por tanto, los minerales que se forman durante la consolidacin de un magma dependen hastacierto punto de la concentracin de agua y gases que tenga el magma; en los derrames de lava superficialcristaliza, principalmente, minerales pirogenticos.

Algunos autores discrepan en la secuencia de cristalizacin seguida, sobre todo en los ltimostrminos de la serie. En la actualidad, se estn revisando los postulados de Bowen por dos motivos:

- Las series slo parecen darse en basaltos toleticos.- De la explicacin se deduce que, para que se forme un mineral, es preciso que otro desaparezca,

cosa que no se cumple en la mayora de rocas gneas, ya que aparecen juntos varios de los minerales delas series consideradas.

4.2.5. Cristalizacin fraccionada:

Las reacciones precedentes aparecen en el supuesto que se mantenga el equilibrio entre loscristales y el lquido residual. Sin embargo, en cualquier momento de la consolidacin, los cristales yaformados pueden ser separados del lquido. Cuando eso ocurre, el equilibrio se perturba y aparecencambios importantes en la secuencia de cristalizacin. Al separarse la fase slida de la lquida, cada una deellas forma rocas completamente distintas entre s y tambin diferentes del magma inicial. Este proceso seconoce como cristalizacin fraccionada, y su consecuencia constituye la base de una teora dediferenciacin magmtica.

Como dentro de un magma los primeros minerales que se separan son los silicatosferomagnesianos de bajo contenido en slice, el magma en el proceso de diferenciacin se suponeevoluciona hacia composiciones ms ricas en slice y en elementos alcalinos, y las rocas formadas por la

acumulacin de las primeras fases slidas son ms bsicas que las ltimas. Por otra parte, la proporcin devoltiles del magma aumenta tambin en el transcurso de la cristalizacin, concentrndose en los fluidosresiduales. Estos son ricos en voltiles, dan lugar a la formacin de minerales diferentes de losconstituyentes esenciales de las rocas gneas y que tienen gran importancia porque pueden formaryacimientos de inters econmico.

Se han propuesto varios mecanismos para separar cristales y magma residual: los ms citados sonla diferenciacin gravitatoria (los cristales caen al fondo de la cmara magmtica), el filtrado a presin (elmagma migra de la cmara debido a que est comprimida) y el transporte gaseoso (burbujas de gas puedentransportar algunos elementos, como el sodio y el potasio, hacia el techo de la cmara magmtica).

Dentro de esta fase final, en torno a los 500 C, cuando los constituyentes silicatos de las rocasgneas han cristalizado en su totalidad (fase ortomagmtica) se distinguen dos fases: la fase pegmattica-pneumatoltica, hasta los 375 C, que es el punto crtico del agua (es decir, la t por encima de la cual el

agua slo se presenta en forma de vapor) y la fase hidrotermal, por debajo de esta t, en la que estoslquidos residuales pueden considerarse ya como soluciones acuosas a elevada t.

a) Procesos ortomagmticos:

Se realizan a partir de minerales que cristalizan a t superiores a los 500 C. Cristalizan todos lossilicatos segn lo visto en las series de Bowen y dando lugar a la formacin de rocas, desde gabros agranitos. Esta fase de consolidacin primaria no es muy propicia para la formacin de buenos yacimientos.Puede ocurrir que los minerales formados de peso especfico ms elevado que el magma se vayan al fondo

por la llamada diferenciacin por gravedad o segregacin magmtica. As se explican yacimientos desegregacin como los de Bushveld (Sudfrica), dnde potentes capas de minerales de cromo y pirrotinaque contienen platino ocupan la base de una masa plutnica.

Si la fraccin metlica se introduce en fracturas, fallas o zonas de cizalla de la roca encajante, danlugar a inyecciones, de formas ms o menos filonianas. Depsitos de magnetita en Kiruna (Suecia).

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Cuando los minerales neoformados tienen un peso especfico igual o menor que el lquido magmtico,quedan flotando, que al solidificar, tales minerales aparecen diseminados en el seno de la roca. En generalno tienen inters estos yacimientos originados por diseminacin, a no ser que se trate de minerales muyvaliosos como el diamante. Fenocristales de diamante diseminados en kimberlita (Kimberley, Sudfrica),roca perteneciente a la familia de las peridotitas que yace en un neck efusivo.

La titanita (FeO2Ti), se forma por segregacin de magmas de tipo gabroide (Quebec, Canad). La

pentlandita [(Fe,Ni)S] aparece asociada a masas gabroides; el yacimiento de Sudbury (Canad), uno de losmayores, tienen la curiosa caracterstica de que el magma basltico se form a partir del impacto de unmeteorito. El Platino, paladio, rodio, iridio, rutenio y osmio, metales muy escasos aparecen concentrados

junto al nquel en sus yacimientos de segregacin.

b) Procesos neumatolticos:

Se debe a la accin de gases y soluciones magmticas sometidas a elevada presin y t que oscilaentre 400-600 C. La entrada de gases o soluciones en las fisuras de las rocas circundantes provocanreacciones que pueden dar lugar a importantes concentraciones de un mineral explotable por impregnacinde la roca encajante por parte de los fluidos a alta presin que se escapan del magma. A estos procesostambin se les llama pegmatticos por coincidir con la formacin de las pegmatitas (cuarzo, feldespatos y

mica), similares al granito pero de grano ms grueso, aunque dicha coincidencia no sea aceptada por todoslos gelogos.

Relacionados directamente con las pegmatitas existen yacimientos comerciales, como los deWolframio en Birmania, Molibdeno en Noruega, Aluminio en Groenlandia, Oro en Brasil y Estao en lafrontera hispano-portuguesa. En las pegmatitas aparecen con frecuencia minerales diversos y raros berilo,litio, itrio, cerio, niobio, tntalo, etc. A muchos yacimientos rentables de magnetita y oligisto se lesatribuye este origen.

c) Procesos hidrotermales:

Resultan de la actividad de soluciones acuosas en un intervalo de t de 100-400 C. La presiones yla t a las que se hallan sometidas son muy variables, van descendiendo conforme nos alejamos de la

cmara magmtica.Las soluciones acuosas, a veces en estado coloidal, contienen diversos cationes, cido silcico y

anin sulfuro, que son transportados a travs de grietas y fallas o poros desde la cmara magmtica hastala misma superficie. Las causas principales de deposicin o precipitacin de las sustancias disueltas son elenfriamiento, la evaporacin del medio disolvente, la prdida de algunos componentes, como el CO2, que

actan como disolventes, el encuentro de dos soluciones que reaccionan entre s y las reacciones con lasrocas encajantes.

A partir de la cmara magmtica se forman yacimientos hipotermales a las t y presiones ms altasdentro del intervalo hidrotermal, mesotermales a t medias, y epitermales, a t bajas. Los depsitos no slorellenan las grietas o fallas (filones), o impregnan rocas porosas o fracturadas, sino tambin sustituyen pormetasomatismo a los minerales de las rocas que atraviesan. Los yacimientos considerados comohidrotermales son muy numerosos e importantes: calcopirita (CuFeS2), galena (PbS), esfalerita

(ZnS),cinabrio (HgS), casiterita (SnO2), wolframita (FeWO4) y scheelita (CaWO4), molibdenita (MoS2), etc.Como vemos, el mecanismo de la diferenciacin magmtica puede explicar en algunos casos la

diversidad de magmas y, en general, de rocas gneas que se encuentran en la naturaleza, suponiendo quepueda ser el resultado de un proceso de cristalizacin fraccionada llevada a cabo a partir de un fundidoinicial de composicin nica. La teora, con todo, adolece de serios defectos, pues supone la existencia deun magma unitario original, que difcilmente existi.

Por ltimo, es idea comnmente aceptada hoy da que ciertas rocas plutnicas se han originadopor mecanismos metamrficos y metasomticos como consecuencia final del metamorfismo regional. Estaidea est apoyada por la presencia de ciertas orientaciones en alguna de estas rocas, difcilmenteexplicables en la hiptesis de la consolidacin magmtica. Puesto que esta explicacin implica mecanismosde reaccin ms relacionados con los que tienen lugar durante el metamorfismo, nos remitimos al tema 5

para ello.

4.2.6. Diferenciacin y asimilacin magmticas

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Durante la consolidacin magmtica puede ser que los minerales formados vayan separndose dela masa fluida restante, a medida que cristalizan; el lquido residual, de composicin distinta a la original,

puede continuar su consolidacin sin reaccionar con los minerales ya formados. Puede suceder por:

a) por accin de la gravedad: los primeros en formarse son ms densos que el magma residual, caen alfondo de la cmara magmtica determinando as la formacin de algunas rocas. Los componentes ms

ligeros del magma (Al, Na, K y SiO2) ascenderan hasta la parte superior de la corteza donde formaranintrusiones de rocas silceas o intermedias o, incluso, llegaran a la superficie.

b) por accin de los gases: A medida que magma va solidificando, los gases escapan a travs de losminerales formados, arrastrando al lquido residual; ste, al cristalizar en otro lugar, forma una roca decomposicin distinta a la que formaron los primeros minerales cristalizados.

c) por accin de la presin filtrante: La actuacin de presiones desplazaran el lquido residual que, alcristalizar, tambin dara rocas diferentes a las primeras. Los nuevos minerales pueden aparecer enforma de vetas en la misma roca inicial o en otras distintas.

Como se puede apreciar, el resultado de la cristalizacin fraccionada es la diferenciacin de unmagma de una composicin determinada en fracciones de distinta composicin, que dan lugar a rocasdiferentes. A este fenmeno se le conoce como diferenciacin magmtica.

La asimilacin magmtica se produce al reaccionar el magma con la roca encajante,incorporndose material de sta al primero. A veces, dentro de la roca magmtica consolidada, quedanenclaves perfectamente reconocibles (xenolitos o gabarros).

Durante la asimilacin el magma muy caliente los materiales encajantes puede fundir la rocaencajante y enfriarse; puede que, los minera les de la roca encajante no se fundan pero reaccionen con losmateriales del magma dando otros distintos, y, por ltimo, que los materiales de la roca encajante estn enequilibrio con los del magma y no reacciones con los componentes de ste, siendo englobados por l.

Como resumen de la evolucin de un magma diremos que a partir de un magma inicial, de unacomposicin determinada, pueden originarse distintas rocas por procesos de cristalizacin fraccionada ydiferenciacin; por asimilacin, pueden resultar rocas distintas.

1) Un magma primario basltico dara: por cristalizacin y diferenciacin plutnica: peridotitas,piroxenitas, sienita; y por asimilacin de granitos: lamprfidos biotticos.

2) Un magma primario grantico o granodiortico dara: por cristalizacin y diferenciacin putnica:sienita, diorita, granodiorita o granito; y por asimilacin de pizarras arcillosas, calizas, anfibolitas, etc.:sienita, sienita nefelnica, diorita.

4.3. Las rocas gneas y sus distintos criterios de clasificacin

Para clasificar las rocas gneas, se pueden tener en cuenta varios criterios: El emplazamiento de la roca, de acuerdo con el cual se clasifican en: volcnicas, plutnicas y filonianas. La textura: granudas, porfdicas, vtreas, etc. La composicin del magma. La composicin mineralgica. Siguiendo este criterio, se han elaborado varias clasificaciones, como,

por ejemplo, la de Strekeisen y la de Nockold.

4.3.1. Textura de las rocas gneas.

Entendemos por textura de una roca el conjunto de relaciones entre todos los mineralescomponentes de la misma que se observan al microscopio. La textura de las rocas constituye un dato muyexplcito de las condiciones de formacin de las mismas. Las plutnicas o intrusivas muestran unatexturagranularpor cristalizacin lenta y completa del magma, las volcnicas con vidrio volcnicoms o menosabundante, por enfriamiento rpido de parte, al menos, del mismo. En las filonianas nos podemos encontrarcon todos los grados de transicin de ambas.

En las rocasplutnicas, la textura ms frecuente es la granuda holocristalina, en la que todoslos cristales tienen similares dimensiones y son relativamente grandes, hasta de un cm. La textura

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holocristalina puede ser xenomorfa o idiomorfa, segn los cristales presentes contornos irregulares o sepresentes en sus formas caractersticas, el caso ms frecuente es el intermedio, con cristales idiomorfos,con contornos regulares, como por cristales alotriomorfos, de contornos encajados, esta textura recibe elnombre de hipidiomorfa. No es infrecuente recoger todos estos trminos en el ms general de texturagrantica.

La textura apltica se reserva para cuando los cristales, generalmente alotriomorfos, tienen

pequeas dimensiones tambin se le llama sacaroidea. La textura grfica est determinada porentrecruzamiento de cristales (pegmatitas). La microgrfica similar a la anterior con cristales ms pequeos.La textura micropegmatticao granofiortica est formada por cristales irregulares (cuarzo y feldespato K)concrecionados alrededor de cristales mayores de la generacin anterior.

En las rocas filonianas la textura ms frecuente es la llamada porfdica, caracterizada por lapresencia de grandes cristales (fenocristales) visibles, rodeados por una pasta de fondo integrada porvidrio volcnico o microlitos. Los fenocristales son idiomorfos y representan las fases tempranas de laconsolidacin magmtica, los microlitos se forman por cristalizacin rpida de la fase lquida debida a un

brusco enfriamiento. En las rocas bsicas es frecuente la textura oftica (diabasas y rocas verdes engeneral), presentan un entretejido de cristales de plagioclasas englobando grandes cristales de augitaalotriomorfos con aquella.

En las rocas cidas son ms frecuentes la textura hipocristalina y vtrea.La hipocristalina tieneuna apreciable cantidad de pasta microcristalina y escasos minerales determinables. Una variedad es latextura traqutica, en la que los microlitos mayores presentan una orientacin similar.

Las rocas volcnicaspresentan una textura vtrea.Est constituida casi exclusivamente porvidrio volcnico, difcilmente se puede reconocer la naturaleza de algunos microlitos. La variedad perlticasurge cuando, por retraccin de la lava al enfriarse, aparecen fisuras concntricas. Tanto en la porfdicacomo en la hipocristalina y vtrea. puede verse a veces una orientacin particular de los microcristales querecuerdan los torbellinos de una corriente en movimiento, recibe el nombre de fluidal.

El tamao de los cristales de las rocas y su distribucin son utilizados por algunos autores para clasificar alas rocas gneas.

Atendiendo al tamao de los cristales distinguen entre:Rocas Fanerticas(cristales reconocibles de visu. Distinguen entre grano muy grueso > 30 mm, grueso (5-30 mm), medio (2-5 mm) y fino (< 2 ).Rocas Afanticas (cristales no reconocibles de visu), distinguiendo entre microcristalinas (cristalesreconocibles al microscopio) y criptocristalinas (no reconocibles al microscopio)

4.3.2. Clasificacin de las rocas gneas por su composicin qumica

El porcentaje de slice, y mejor la relacin Si/O2da una pauta para clasificar las rocas magmticas

en cuatro grandes grupos:

% de Slice

Rocas cidas > 66Rocas intermedias del 52-66Rocas bsicas o mficas del 45-52Rocas ultrabsicas o ultramficas < 45

4.3.3. Clasificacin de las rocas gneas por su composicin mineralgica

Entre los minerales que componen las rocas gneas los hay esenciales (silicatos) y accesorios.Cuando la presencia de un mineral accesorio es significativa se incluye el nombre de ste como adjetivo ala denominacin de la roca: Gabro olivnico.

Los minerales ricos en slice poseen un color claro, por lo que se les llama leucocratos o flsicos;son de baja densidad, carecen de Fe y Mg y tienen gran complejidad estructural; en la serie de Bowen se

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encuentran debajo (cuarzo, feldespato y moscovita), se incluye en este grupo los feldespatoides porqueaunque pobres en Si son ricos en Al..

Los silicatos ricos en Fe y Mg son oscuros (melanocratos o mficos); son ms densos y seencuentran en la parte superior de la serie de Bowen; su complejidad aumenta a medida que descendemosen dicha serie. Son los minerales que ms abundan en las rocas bsicas.

En general cada roca plutnica tiene su correspondiente roca volcnica por su composicin

qumica o mineralgica, aunque persisten algunas diferencias en funcin de su solidificacin y de sucomposicin mineralgica dado que, algunos minerales slo se forman en determinadas condiciones.

Por otra parte cuando se trata de una roca volcnica con textura vtrea no es fcil aplicar criteriosmineralgicos, siendo necesario un anlisis qumico, deducindo, a partir de sus resultados, los mineralescorrespondientes.

Teniendo en cuenta lo expuesto, la clasificacin mineralgica se suele hacer atendiendo a:presencia de cuarzo, presencia y tipo de feldespatos, minerales ferromagnesianos y presencia defeldespatoides.

CLASIFICACIN DE LAS ROCAS GNEAS O MAGMTICAS de Nockold

Mineralesesenciales

tipo deroca

Tipo defeldespatos

Mineralesaccesorios

ROCASPLUTNICAS

ROCASVOLCNICAS

VIDRIOSVOLCNICOS

ROCASFILONIANAS

Cuarzo yfeldespatos

Silceas ocidas

ort.> plag. B. H. M. GRANITO RIOLITAOBSIDIANAPUMITAPERLITA

APLITASPEGMATITASPRFIDOS

Ort. < plag. B. H. P. GRANODIORITA DACITA LAM-Sin cuarzo.Con feldespa-to s Intermedias

Ort>plagNa

B.H.P. SIENITA TRAQUI TA TRAQUILITASPRO-FIDOS

Ort=plagNa

B. H. P. MONZONITA LAT ITA

PlagNa-Cadominante B. H. P

DIORITA ANDESITA

Bsicas oMficas PlagNa-Cadominante (B.H.)P.O. GABRO BASALTO

Sin cuarzo.sinfeldespatoi-des

Ultramficaso ultrabsi-cas

Ninguno Plag,Ca, B.H. P. O.

PERIDOTITA= DUNITAPIROXENITAHORNBLENDA

BASALTOOLIVNICO

LIMBURGITAS

Ort: Ortosa, Plag.: Plagioclasas; B: Biotita; H: Hornblenda; P: piroxenos; M: moscovita; O: olivino

Otra clasificacin de Nockolds simplificada (las minsculas son rocas volcnicas)

ROCAS GNEAS FELD. K > PLAG. FEL.K = PLAG. PLAG. Na PLAG. C a FELDESPATOIDES

SOBRESATURADAS en SiO 2

GRANITOriolita

GRANODIORITAlatita cuarcfera

TONALITAdacita

GABROcuarcfero

basalto cuarcfero

EQUILIBRADASen SiO 2sin cuarzoni feldespatoides

SIENITA

traquita

MONZONITA

Latita

DIORITA

andesita

GABRO

basalto

PERIDOTITAPIROXENITAHORNBLENDA

SUBSATURADASen SiO 2

SIENITA NEFEL.fonolita

MONZON. NEFELlatita fonoltica

ESSEXITAtefrita

GABRONEFELIT.Basalto nefeltico

Limburgita, leucitanefelinita

4.3.4. Familias ms importantes de las rocas gneas:

Familias del Granito-Riolita

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Los Granitos constituyen una familia de rocas plutnicas formados fundamentalmente porfeldespatos alcalinos, cuarzo y biotita. La abundancia de cuarzo indica que proceden de magmas ricos enslice, almina y elementos alcalinos; pocos feromagnesianos y calcio.Se reserva el nombre de granito para la roca en la que, al menos, sus 2/3 de feldespatos son potsico (casisiempre ortosa), el resto corresponde a plagioclasas (albita o, si acaso, oligoclasa). Junto a ellos apareceuna cierta cantidad de minerales mficos (biotita), a veces acompaados por pequeas cantidades de

anfboles, lo indica su transicin hacia rocas ms bsicas. Si son muy claros los granitos (leucogranitos),representan un trmino de transicin hacia rocas ms cuarcticas.

Las Granodioritasson rocas en las que ms de los 2/3 de los feldespatos son plagioclasas (algoclcicas), el resto feldespato potsico. Contienen cuarzo, pero en menor cantidad que los granitos, ascomo aumenta la cantidad de ferromagnesianos y de minerales accesorios. Las Tonalitasson rocas en laque la cantidad de cuarzo no supera el 10 % y su plagioclasa es ms clcica. La adamelita es una rocasimilar al granito pero en la que la cantidad de feldespato K y plagioclasa es similar.

A medida que el enfriamiento se hace ms rpido aparecen una serie de rocas con distinto gradode transicin entre la textura granuda y la vtrea. Esta trasincin se suele marcar en tres etapas y se habla,

por ejemplo, de granito porfdico, prfido grantico y riolita(roca volcnica).Los granitos porfdicos, aunque de textura granular presentan fenocristales y contienen cierta

cantidad de ferromagnesianos. Ejemplos: las Pegmatitas (aparecen en filones, tienen una proporcincuarzo-ortosa muy concreta y est acompaada de minerales como Turmalina, Fluorita, Apatito, Berilo,Wolframita y minerales de Uranio y Tierras raras). Las Aplitas(filonianas, textura microgranuda, ricas encuarzo).

Asociados a las pegmatitas y aplitas se encuentran los Lamprfidos (filones de rocas con muchabiotita y anfboles), tambin aparecen junto a rocas de otras familias, por lo que se piensa que representenporciones de magma de composicin diversa.

Los Prfidos cuarcferos son rocas volcnicas, casi siempre antiguas, formadas a partir demagmas granticos con cantidades variables de matriz vtrea, englobando fenocristales de cuarzo, ortosa,etc. La slice se presenta en forma de cuarzo , trimidita y cristobalita (formadas a altas t y rpidoenfriamiento).

Las Riolitas son rocas volcnicas modernas, de composicin similar a la anterior, textura vtreafluidal (de ah el nombre). Su t de consolidacin es ms alta que la del granito por lo que puede presentar

una cierta cantidad de minerales ferromagnesianos (ms piroxenos que anfboles). Las Liparitas son riolitasms claras y recientes.

Las Obsidianas son casi totalmente vtreas, negruzcas o verdosas, fractura concoidea; puedencorresponder a otros tipos de magmas ms bsicos si, stos han enfriado rpidamente.La Pumitao piedra pmez se origina si, durante el enfriamiento, se han escapado gases disueltos en elmagma desprendindose de la masa viscosa y dejando huellas de diferente tamao.

Elorigen del granitoes discutido, para explicarlo se han elaborado dos teoras:

1. Dado que hay afloramientos con lmites netos con las rocas encajantes, que muestran aureolametamrfica(metamorfismo de contacto), no parece probable una transicin tan rpida desde el granito ala roca encajante. Por lo que hay que admitir el origen magmtico de estos granitos postectnicos).

En los bordes de muchos batolitos hay bloques, de tamao variado, englobados en el granito con distintogrado de asimilacin. Incluso aparecen texturas orientadas de cristales alargados o aplanados. Se especulaque, la intrusin de un magma con abundantes cristales en suspensin y las corrientes de conveccin,

provocaran la disposicin ms o menos concntrica de estos cristales alrededor de los enclaves.

2. Pero hay casos en los que, el afloramiento de granito, es mucho menos neto con las rocasencajantes, la transicin se realiza a travs de una zona con migmatitas (conservan muchos rasgos derocas metamrficas). Se concluye que las rocas encajantes son metamrficas (metamorfismo regional) ysu textura se prolonga en el granito y, adems, se trata de afloramientos concordantes con la estructurageneral de la zona, por lo que hay que aceptar un origen distinto al tpicamente magmtico.

Las discusiones sobre uno u otro origen han acentuado mucho las distintas posiciones,perdiendo de vista que, probablemente, haya rocas que respondan a los dos tipos de gnesis.

Familia Sienita-Traquita

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Las Sienitas son rocas plutnicas formadas esencialmente por feldespatos alcalinos [ms ortosa(K) que albita (Na)]. Menos proporcin de minerales mficos (anfboles y biotita); pueden contener, comomineral accesorio, cuarzo o feldespatoides, dependiendo de la cantidad de slice del magma original. Seutilizan como piedras ornamentales dados sus colores verdosos o negros con tonos rosas (ortosa).

Las Monzonitas presentan cantidades iguales de feldespato potsico y plagioclasas conferromagnesiano.

Tambin existen, como en los granitos, Aplitas y Pegmatitas sienticas.Sienitas porfdicas presentan microcristales rodeando a otros bien desarrollados. Los Prfidos sienticostienen, al menos, un 50 % de microcristales junto a fenocristales de feldespato potsico.

Las Traquitas predomina la pasta microcristalina y ms raramente la vtrea. Fenocristales defeldespato y, a veces, de ferromagnesianos. Sus tonos claros y su tacto rugoso pueden ser criteriosorientativos en un examen de visu.

Las Fonolitas presentan asociado a feldespatos y feldespatoides, predominando sobre losferromagnesianos. Son el equivalente volcnico de las sienitas. Se clasifican en funcin del feldespatoidedominante (nefelnicas y leucticas). Su nombre se debe a su sonoridad por percusin de algunosejemplares.

Cuando la composicin de la roca se desplaza hacia concentraciones ms altas en plagioclasas,tenemos todos los trminos de transicin con las andesitas y basaltos.

Elorigende las rocas intrusivas de esta familia tambin es discutido:

Hay que aceptar que, muchos afloramientos, son el resultado de la diferenciacin de magmasbsicos alcalinos. Daly (1910) supone que las variedades feldespatoides provienen de magmas granticosque haban digerido minerales carbonatados. Otros suponen posibles fenmenos de metasomatismollevados a cabo por fluidos ricos en lcalis.

Diorita-Andesitas

Las Dioritas son rocas plutnicas formadas esencialmente por plagioclasa sodicoclcica(andesina u oligoclasa) asociada a minerales ferromagnesianos (hornblenda, augita), generalmentedominan las plagioclasas aunque pueden oscilar los valores. Si contienen algo de cuarzo suelen serdiferenciaciones locales de batolitos granticos, las que carecen de l lo son de gabros.

Las Tonalitascontienen menos de un 10 % de cuarzo y de feldespato potsico (algunos gelogosno las asocian con las familia de los granitos dada su baja proporcin de cuarzo).

Las rocas filonianas afines a las dioritas son dioritas porfdicas y prfidos diorticos, segn suproporcin en microcristales y fenocristales (ambos de plagioclasas, biotita y anfboles).Cuando el n de fenocristales disminuye y la textura es microgranuda tenemos las porfiritas y las andesitas.

Las Porfiritas son rocas volcnicas antigas con ciertas variaciones en su textura debido arecristalizaciones (Ej. transformacin de las plagioclasas en agregados albita-epidotas-cloritas-calcita, y lacloritizacin de los ferromagnesianos).

Las Andesitasson rocas volcnicas equivalentes a las dioritas, textura porfdica (fenocristalesfeldespticos en pasta vtrea). Es frecuente que estos fenocristales aparezcan zonados (ms anortita en el

centro y ms sdica en la periferia). Muy frecuentes en el borde pacfico de Amrica y de Asia (lneaandestica).

Su gnesis se debe a que el aumento de t en la zona de subduccinfunde los materiales dando unmagma diortico; algunos gelogos, dado la falta de afloramientos extensos contemporneos con lasandesitas, opinan que las andesitas seran producto de diferenciaciones progresivas de un magma inicial

basltico con material continental asimilado. De hecho las lavas andesticas se encuentran asociadas a lasbaslticas.

Gabro-Basalto

Los Gabrosson rocas bsicas, holocristalinas, fundamentalmente con plagioclasas (ms del 50 %

de la roca) y piroxenos. Los cristales de plagioclasas, muy ricos en anortita (labradorita o bitownita), son

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verde oscuros y, al microscopio petrogrfico, son patentes las maclas polisintticas. La presencia deolivino indica que el magma inicial contena menos slice de lo normal.

Las Labradoritas y anortositas(en los escudos precmbricos bltico y canadiense) son de colorgris azulado, algo ms claras las primeras, con reflejos irisados debidos a las maclas polisintticas.Los equivalentes filonianos y subvolcnicos de los gabros son las gabroporfiritas, gabropegmatitas y lasdiabasas. Estas ltimas son las ms importantes, presentan textura oftica y se alteran, en superficie

fcilmente dando distintos tipos de minerales, que les confieren color verde (rocas verdes fcil deconfundir con las ofitas). Los lamprfidosson rocas filonianas bsicas formadas en las ltimas etapas dediferenciacin de los magmas bsicos (fenocristales de biotita, piroxenos y anfboles).

Las rocas volcnicas de esta familia son los Basaltos. Formados, principalmente, por fenocristalesy microlitos de plagioclasas (labradorita o bitownita) y por piroxenos (augita); puede haber olivino y, entrelos minerales secundarios, magnetita y titanio. Los basaltos junto con los granitos constituyen el 90 %gneas. Se suelen dividir en dos grupos: Toleticos , mayor contenido en slice, sin olivino; los Olivnicos ,como indica su nombre, tienen abundante olivino dad la menor cantidad de slice (ver series de Bowen).

Macroscpicamente los basaltos son rocas oscuras o negruzcas que por alteracin de suscomponentes (sausuritizacin de las plagioclasas y cloritizacin de los piroxenos), pueden tomarcoloracin verdosa e incluso rojiza. Proceden, claramente, de la consolidacin de magmas bsicos (corteza

ocenica), en condiciones de enfriamientos ms o menos lento (Gabros) o rpido (basaltos).Como se presentan relacionados con sedimentos de tipo geosinclinal y con estructuras almohadilladas,est claro su origen en coladas submarinas (la presin hidrosttica impide la prdida de gases por esocontiene minerales ricos en voltiles).

Peridotitas.

En esta familia se incluyen todas las rocas ultrabsicas (slice < 45 %), con composicinmineralgica variada. Las Peridotitas estn formadas, a partes iguales, por piroxeno rmbico y por olivino;macroscpicamente presentan, en superficie fresca, el aspecto de mosaico de granos verdes (olivino) ynegruzcos (piroxeno); se alteran con facilidad por serpentinizacin del olivino y cloritizacin de los

piroxenos.Cuando disminuye notablemente la cantidad de piroxeno tenemos las dunitas, si disminuye el

olivino piroxenitas. Se presentan en afloramientos estratiforme o filonianos y como relleno de chimeneasintrusivas o volcnicas (kimberlita asociadas con los diamantes).

Las Eclogitasson un tipo especial de rocas ultrabsicas formadas a grandes presiones (algunosla consideran ultrametamrfica). Contienen granates (indicativos de formarse a presiones superiores a15000 atm.) y piroxenos. Por todos estos rasgos estas rocas representan, quizs, un punto deconvergencia entre los procesos gneos en magmas profundos y metamrficos en zonas de contacto de

placas con importante subduccin.Las Limburgitasson las equivalentes filonianas, fenocristales de augita y olivino en matriz vtrea

ultrabsica alcalina. Aunque no se conocen coladas de lavas ultrabsicas, las Picritas seran los rellenosde chimeneas volcnicas con textura hipocristalina.

Su origen suscita polmica, no faltando argumentos de tipo tectnico ya que estn muy

relacionadas con la orogenia. No es probable la existencia de un magma peridottico ya que, dada suelevada t, habra provocado un fuerte metamorfismo de contacto no localizado. Por otra parte, la existenciade filones entremezclados de piroxenita y peridotita, puede interpretarse como consecuencia de fluidosacuosos, por lo que, segn Bowen, las peridotitas seran cristales semislidos unidos a un magma residualcon mucha agua; el resto de magma, una vez separada la fase ultrabsica, habra dado grandes masas de

basaltos.

4.3.5. Otras clasificaciones

Aunque creemos ms oportuno para los alumnos la clasificacin expuesta (gentica) dado queun mismo magma puede dar ambos tipos de rocas, reseamos otras clasificciones posibles:

CLASIFICACIN DE STRECKEISEN

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Se utilizan los diagramas QAPF. Cada trmino del diagrama representa los siguiente.Q = cantidad de cuarzo de la roca; A = Cantidad de feldespato alcalino (albita + feldespato potsico)P = cantidad de plagioclasa clcica; F = Cantidad de feldespatos

En 1991 la Comisin de Nomenclatura de Rocas Igneas de la IUGS ha ofrecido los resultados demuchos aos de trabajo proponiendo una sistematizacin de la clasificacin y de la nomenclatura de lasrocas gneas muy valiosa. Los autores clasifican las rocas plutnicas independientemente de lasvolcnicas hasta el punto de que no se establecen relaciones de equivalencia entre ellas, ni siquiera

basndose en anlisis qumicos..Para las rocas filonianas es aconsejable cambiar de sentido algunos trminos: Ej.

Referente a la textura: holocristalino (en vez de plutnico); microltico-vtreo (en vez devolcnico).Referente al afloramiento: intrusivo (para rocas encajadas en otras circundantes); masivos

(yacimientos en tres direcciones) sin tener en cuenta la textura, filonianas, slo para rocas en filones ydiques sin tener en cuenta, tampoco en este caso, su textura.

En la clasificacin propuesta por la IUGS se distinguen los siguientes grupos:1) Materiales piroclsticos.2) Rocas holocristalinas melanocratas.3) Carbonatitas4) Rocas holocristalinas melilticas (contienen el mineral mfico melilita)5) Rocas holocristalinas (Granitos, etc.)6) Lamprfidos7) Rocas microltico-vtreas melilticas.8) Rocas volcnicas con mineraloga determinable.9) Rocas volcnicas pobres en Mg (basaltos, Riolita, Andesita, Traquita, Fonolita, etc.)10) Rocas volcnicas ricas en Mg (basaltos, Andesita, picrita, etc.).

4.3.6. Forma de yacimientos y afloramientos de las rocas gneas:

El magma intruye en una roca que se denomina encajante o roca caja. Los tipos de inyeccin de magmason: Inyeccin forzada. El magma al ascender empuja hacia arriba y hacia los laterales desplazando a la roca

caja. Tambin se le llama inyeccin diaprica por su parecido con el fenmeno de ascensin de losdiapiros salinos.

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Stoping magmtico o Digestin magmtica. El materia gneo va englobando, durante su ascenso,bloques de la parte superior de la cmara magmtica. La roca encajante es asimilada por el magma. Eltecho de la cmara se fractura y caen bloques dentro del magma.

Hundimiento de la roca preexistente. En el techo de la cmara magmtica se desarrollan fracturasanulares que favorecen el hundimiento de la bveda de la roca caja con el consiguiente ascenso delmagma.

Intrusin pasiva. El magma intruye por una va abierta por esfuerzos no relacionados con la intrusinmagmtica (falla, planos de estratificacin, etc.)

El reemplazamiento metasomtico o granitizacin supone la transformacin de una roca preexistente engranito. Dentro de la corteza terrestre se alcanzan niveles de P y T adecuados para lograr fusin de la rocay la consiguiente transformacin en granito. Actualmente se admite que la mayora de los granitos tieneneste origen. A este proceso se le considera la ltima etapa del metamorfismo.

a) Rocas plutnicas:

Las rocas plutnicas se forman por enfriamiento en el interior de la corteza, y es la erosin quinlas pone al descubierto, suponer que resultan de la consolidacin de un magma es en realidad una

hiptesis, admitindose incluso que pueden haberse formado por mecanismos diferentes. La palabraplutnica en realidad significa un origen profundo, no un mecanismo de formacin. Se pueden presentaren varias formas:

Batolitos. Son masas de gran extensin (como mnimo 100 Km2)1, que suelen formar el ncleo deantiguas cordilleras. El Guadarrama, Gredos, el Macizo gallego son grandes batolitos granticos. Estn encontacto discordante con las rocas que atraviesan. Presentan las siguientes caractersticas:- Se localizan preferentemente en cinturones de montaas, y estn relacionados con el plegamiento y

deformaciones que han tenido lugar en la regin.- Normalmente, se alinean paralelos al eje de las cadenas montaosas.- Su poca parece ser posterior al comienzo de las fases de plegamiento.- La composicin suele ser grantica o granodiortica, y bastante homognea.

Filones y diques. Son masas estrechas, que atraviesan las rocas sedimentarias, metamrficas y, a

veces, tambin plutnicas. La erosin diferencial las destaca bien como relieves alargados y estrechos.Un plutn cuyo espesor es pequeo con relacin a otras dimensiones se denomina tabular. Si entre lostabulares los hay paralelos a las rocas encajantes se denominan sill. Los diques son plutones tabularesque cortan la estructura de las rocas circundantes.

Lacolitos. Son masas lenticulares concordantes con las rocas encajantes, y su extensin es devarios Km.

Sill. Tambin llamados filones en capas; pues son paralelos a la estratificacin y apenas ladeforman (los lacolitos si las deforman), pareciendo otro estrato de la serie en la cual han intruido a favorde un plano de estratificacin.

Lopolitoso mantos intrusivos. Masas concordantes interestratificadas, de gran extensin y pocoespesor (un Km. en las mayores).Sill, Lacolitos y lopolitos son plutones concordantes.

Facolitos. Son intrusiones no muy grandes localizadas en las charnelas de los pliegues.

b) Rocas volcnicas:

Las rocas efusivas o volcnicas se suelen presentar normalmente como aparatos volcnicos, delos que surgen coladas de lava, y tambin en forma de mantos horizontales (meseta del Dekan, en la India),que recubren grandes extensiones. Los basaltos de meseta se formaron en erupciones a travs defracturas, por las que fluy lava muy fluida.

1Si son menores de 100 km2se llaman stock

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Tambin son frecuentes los diques, filones y cpulas o pitones de lava densa, enfriadalentamente.

La observacin de los batolitos sugiere que estos en realidad se encuentran reemplazando a laformacin en la que aparecen, no desplazndola. Esto plantea el problema de qu proceso es el querealmente ha tenido lugar en las grandes masas rocosas que el batolito parece reemplazar. Esto supone unreplanteamiento del eterno problema del origen magmtico del granito. Actualmente hay gelogos que

consideran que los batolitos representan rocas preexistentes transformadas en granito por procesosmetasomticos (WincKler y Sabatier mezcla de arcilla, agua y cloruros). Segn esta hiptesis lagranitizacin sera una etapa final de un proceso metamrfico (en sentido amplio), es decir, sin pasar por lafusin. En estos casos se presentan en las rocas restos muy transformados, pero todava reconocibles, de

pliegues y estructuras propias de las rocas metamrficas (se llama fantasmas a estos restos borrosos). Laexistencia de ciertas rocas, como las migmatitas, que muestran caractersticas intermedias entre las rocasmetamrficas y las rocas gneas, pareca confirmar esta teora.

Los mecanismos que habran dado lugar a esta transformacin, son fundamentalmente difusinen estado slido e intervencin de fluidos acuosos liberados al someter el material a unas condiciones de

presin y t elevadas, en unas condiciones dinmicas propias de las orogenias. La controversia entregelogos magmatistas y transformistas que se arrastra hace cincuenta aos, no est resuelta, yactualmente se acepta que ambos tipos de procesos pudieron tener lugar y, por tanto, que rocas con

composicin y textura grantica pueden tener diferentes orgenes.

4.3.7. Rocas gneas que podemos encontrar en la regin de Murcia

Dacitas. Junto con inclusiones de Gneis en MazarrnBasaltos. Con inclusiones de olivino en el TallanteOfitas. En zonas internas (Sur) y externas (Norte) de la regin.Andesitas. Erosionadas en bolas, en las islas del Mar Menor.Fortunita. Se trata de una roca bsica con abundantes elementos alcalinos, se trata de rocas

anmalas o Lamprsticas.

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