1PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez ALGUNAS DEFINICIONES Petrología: Estudio de las propiedades físicas, químicas, mineralógicas, espaciales y cronológicas de las asociaciones rocosas, y de los procesos geológicos responsables de su formación. Incluye la petrografía (estudio de la morfología de las rocas), y la petrogénesis (estudio del origen y evolución de las rocas). Magma y magmatismo: Un magma es un fundido de rocas formado principalmente por silicatos (principales componentes de las rocas); Con la parte fundida, coexisten minerales cristalizados, fragmentos de roca y gases. Los factores que determinan la existencia de un magma, son la presión y la temperatura, que actúan de forma diferente, según sea la composición de la roca. El magma puede salir a la superficie (10% en continentes) o no (90 % en continentes); si lo hace es en forma de lava, dándose la exsolución de los gases. El proceso de exteriorización del magma, se denomina vulcanismo, mientras que si se enfría en el interior de la corteza, se denomina plutonismo. Actualmente, observamos magmatismo en las dorsales (creación de placa litosférica), en las zonas de subducción (destrucción de placa) y en volcanes dispersos en el interior de las placas litosféricas. Origen de la energía interna: Procede de la desintegración de isótopos radiactivos de larga vida media (238U; 235U; 232Th; 40K). En los comienzos de la historia geológica, la energía interna procedía de la desintegración de isótopos radiactivos de corta vida media, lo que significa que actualmente la energía interna es cuatro veces menor. Relación entre el magmatismo y la tectónica: El magmatismo se encuentra íntimamente ligado a la tectónica, ya que si se comprime el material por esfuerzos tectónicos, podemos obtener material fundido, sin necesidad de alcanzar altas temperaturas. Además, la tectónica puede producir el desplazamiento de materiales hacia zonas más calientes. Es capaz además, de hidratar las rocas, lo que produce la disminución del punto de fusión de las mismas. Magmatismo extraterrestre: En algunos planetas el magmatismo no tiene un origen endógeno, sino exógeno (Ej.: impactos de grandes cuerpos). Pero también es muy frecuente el magmatismo endógeno, como en Marte y Venus. EV. HISTÓRICA DEL ESTUDIO DE LAS ROCAS ÍGNEAS El estudio de las rocas ígneas se inicia en la antigüedad, pero es durante las épocas griega y latina, cuando se describen las primeras rocas eruptivas. Posteriormente, en el siglo XVIII, surgen dos escuelas sobre el origen y génesis de las rocas ígneas. La Escuela Neptunista, representada por Wegner, afirma que las rocas ígneas se forman por precipitación en un gran océano, y posterior resurgimiento de las aguas. La Escuela Plutnoista, representada por Hutton, afirma que estas rocas tienen su origen en la fusión de materiales. A partir de 1850, con la invención del microscopio petrográfico, se comienzan a hacer las primeras láminas delgadas de rocas ígneas y su posterior catalogación; Hasta 1800 sólo se habían catalogado 37 rocas, y después de 1850 se añadieron 583 y hasta la actualidad, se han añadido otras 974. MÉTODOS DE ESTUDIO DE LAS ROCAS ÍGNEAS Trabajo de campo 2 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez - - Cartografía (no hay fósiles ni criterios de sucesión estratigráfica; se aplicarán criterios de corte y enclaves). • Estudio petrográfico. • Estudio estructural. • Muestreo para el laboratorio. Trabajo de laboratorio • Estudio en microscopio petrográfico. • Análisis químico de materiales • Geología isotópica. • Petrología experimental. • Análisis de propiedades físicas. Síntesis y modelo petrogenético • Origen, evolución y cristalización del magma. • COMPOSICIÓN DE UNA ROCA Para conocer la composición de una roca, se realizan análisis petrográficos de una muestra de 0,02. Con esta pequeña muestra es posible reflejar el contenido de la misma, ya que existe una cierta relación entre la composición química y mineralógica de una roca. ANÁLISIS MODALES Este tipo de análisis, aunque no es muy preciso, es el más económico en cuanto a técnicas, problemas que plantea y posibles errores de medida; Además es el método más rápido para analizar las rocas ígneas. Es el primer análisis que se realiza, para hacer una clasificación de este tipo de rocas. Las rocas ígneas tienen 5-7 minerales y por lo tanto, 7-8 componentes químicos principales. El análisis modal consiste en cuadricular la superficie que ocupa cada mineral en la muestra de la roca en una lámina delgada. Se procede a hacer una estimación visual por comparación con una falsilla, valiendo la suma total un 100 %. Dada la imprecisión de este método, también se utilizan métodos cualitativos a partir del contaje de 1800 puntos de una falsilla situada en el ocular del microscopio. Este tipo de análisis se puede ver complicado por la propia estructura de la roca y de los minerales que la componen (isotropía, bandeado, tamaño de grano, ...). Estas complicaciones, implican aumentar el área de estudio y el número de láminas delgadas a analizar. Los datos de los análisis modales indican el % de volumen que ocupa cada mineral; Para convertirlo en análisis de % en peso, se multiplica cada constituyente por la densidad; ese tanto por ciento en peso, se aplicará al porcentaje de cada mineral, y así obtenemos la composición química. También se puede utilizar clasificaciones basadas en el índice de color (IC); así las rocas ígneas, se van a clasificar según los minerales, que pueden ser félsicos (feldespatos y sílice) o máficos (minerales de hierro y magnesio). A pesar del uso de prefijos y calificativos, estas clasificaciones no nos informan sobre la posible petrogénesis de la roca. 3 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez CLASIFICACIONES MINERALÓGICAS Estas clasificaciones se pueden basar tanto en análisis modales (más comunes) como químicos. Se dan unos 100 grupos principales de rocas ígneas, localizadas fácilmente en un diagrama de flujo, que reduce las posibilidades, dependiendo del origen de la roca, su contenido en máficos, y otras características. Este diagrama (I.U.G.S.), indica la clasificación a la que se debe acudir para encontrar la roca que estamos estudiando. En esta asignatura estudiaremos las clasificaciones tipo QAPF y T.A.S. Diagramas QAPF En estos diagramas, Q es el cuarzo, A los feldespatos alcalinos, P las plagioclasas y F los feldespatoides. Los términos Q y F, son incompatibles. Se dan distintos rombos QAPF según sean rocas plutónicas o volcánicas. Q 90 Q 90 60 60 20 20 A P A P 60 60 Plutónico F F Volcánico En algunos diagramas de tipo QAPF, se incluye el término M’, que representa el índice de color de la roca ígnea: M’=M-(apatito, moscovita, carbonatos), se pulveriza una pequeña parte de la misma. CLASIFICACIÓN QUÍMICA Según el contenido en sílice: • Ácida: >63 % en peso de SiO2. zonados. Claros.Melanocráticos: M’=65-90. y así estimar la composición química de la roca (transformación m = ρ ⋅ v ). Cuando la roca ígnea es gabro. El Ti. Intermedias. En los diagramas QAPF. que la representatividad de ciertos elementos. La característica principal de un análisis químico.Ultramáficos: M’=90-100. que no caben en el propio diagrama. sigue siendo necesario realizar un examen químico de la roca. también. pero el orde de los compuestos en el análisis químico viene condicionado por la valencia del catión según el siguiente orden: SiO2-TiO2-Al2O3-Fe2O3-FeO-MnO-MgO-CaO-NaO-K2O-H2O-P2O5. mientras que los análisis modales se daban en tanto por ciento en volumen. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE UNA ROCA El análisis químico de una roca nos facilita los compuestos químicos que contiene dicha roca. es el sílice. clinopiroxenos y hornblenda. • Subalumínica: Al2O3 = Na2O+K2O+CaO. Bien es cierto. pueden condicionar completamente la química de la roca. piroxenos. como el apatito. Oscuros. éstos se basan en el porcentaje de plagioclasa. Sin embargo. Para rocas ultramáficas del diagrama QAPF. diorita o anortosita. series isomorfas. • Ultrabásica: >45 % en peso de SiO2. también se puede acudir a otro tipo de diagramas triángulares en los que se clasifica la roca en función de la composición en olivino. . . ortopiroxenos. y dependiendo del índice de color M’. . sino en forma de ilmenita (FeTiO3). y se extrae el análisis cuántico de los elementos químicos que aparecen.Leucacráticas: M’=0-35. ortopiroxenos y clinopiroxenos. es que viene dado en tanto por ciento en peso.4 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez donde M representa el resto de los componentes minerales de la roca. a veces no aparece solo. • Básica: 52-45 % en peso de SiO2.. Es posible que parte de ellos se puedan deducir del análisis modal de la roca. se recurre a los diagramas triangulares. Muy oscuros. Según el contenido en Q/foides: • Sobresaturada: Con cuarzo. Según el contenido en aluminio (medidas en moles = %peso/peso atómico): • Peralumínica: Al2O3 > Na2O+K2O+CaO. . . olivino. • Saturada: Sin cuarzo ni feldespatoides. En las rocas ígneas el compuesto más abundante. • Subsaturada: Con feldespatoides (aluminoalcalinos). • Intermedia: 52-63 % en peso de SiO2.. por deberse a impurezas. aunque hay otros que son poco representativos.Mesocráticas: M’=35-65. por lo cual. Desde un análisis modal es posible obtener el tanto por ciento en peso. las rocas se pueden clasificar en: . Si sobra K2O se guarda para formar Metasilicato potásico. Se une FeO al TiO2 en proporción 1:1 para la Ilmenita. las micas blancas. La presencia de Dy. donde no se pueden detectar minerales. nefelita. El porcentaje en peso dado. la roca sería ácida. y extraer porcentajes de elementos simples. Si aún sigue sobrando Al2O3.W. nunca se calculan minerales hidratados. andalucita o sillimanita.W. Se une Al2O3 al K2O en proporción 1:1 para formar Ortosa provisional. estos minerales. se une al FeO sobrante de formar el rutilo. Si sobra FeO. Norma C.P. Esta norma surge como consecuencia de analizar las rocas volcánicas con una cantidad muy alta de vidrio. Se une el P2O5 al CaO en proporción 3:10 para el Apatito. se queda como Corindón. Rutina en el cálculo de la Norma C. no aparecen olivino. Si sigue sobrando. en proporción 1:1 para formar la Egirina provisional. se asignan en letra cursiva para poder diferenciarlos del resto de los minerales que verdaderamente aparecen en la roca. Si sobra Fe2O3. Si sobra. para así poder clasificar la roca ígnea. . Si sobrara Na2O. y se comparan con los moles de Al2O3. se divide el peso (%) entre el peso molecular del compuesto.P.5 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez • Metalumínica: Al2O3 < Na2O+K2O+CaO. CaO (suma de los álcalis). Con estos valores se establece la formación teórica de unos minerales normativos que se podrían haber formado en esa roca. se guarda para formar Diópsido. indica exceso de Ca sobre el Al. si se formase cuarzo. Si la suma de Na+K sobre el Al es superior. Por ejemplo.I.. Para expresar la proporción de cada compuesto en moles. La presencia de wollastonia indica que el contenido en Ca es demasiado alto para saturar el Fe y el Mg en la formación de Dy. Cs. la diferencia es que la norma se calcula en % peso de minerales a partir del % peso de los óxidos. se guarda para la Esfena. Dependiendo de los minerales normativos que se pudieran formar. Si hay exceso de TiO2. se va a reflejar en los minerales que aparecen como. La presencia de corindón. A continuación. granates. por lo que nunca coincidirá con el coridnón. K2O y CaO. Si aparece Qnormativo. Si aún sobrara Fe2O3.P. se pasa a valores moleculares o milimoles. si aún sobra Na2O. El exceso de aluminio. se forma Hiperstena provisional. es una mineralogía teórica.. K2O. en proporción 1:1 para formar Anortita provisional.I. • Peralcalina: Al2O3 < Na2O+K2O. .. se une al CaO sobrante. se suman los moles de Na2O. se forma Armita o metasilicato de Na. no tiene en cuenta variables como P y T. En los análisis químicos. se queda como Rutilo. surgida de pulverizar la roca. se forma Wollastonita provisional. La cantidad de MnO se añade al FeO. se suma al MgO y se calculan las proporciones relativa de ambos óxidos. Kf. dividiendo por el peso molecular y multiplicando por mil. La norma C. Mucha utilidad en rocas alteradas o rocas volcánicas.Mg)O.I. cordierita. indica que el Al2O3 está en exceso en comparación al Na2O. se une al Na2O en proporción 1:1 para formar Albita provisional. se podría clasificar la roca. Si aún sobra. mientras que la moda se calcula en volumen. Si aún sobra CaO. en proporción 1:1 para formar magnetita. se une al Fe2O3. si sobra /Fe. se forma el Metasilicato sódico provisional. En la norma. El número de minerales es limitado (facilitando la comparación entre diferentes rocas). Si sobrara CaO.W. se quedaría como Hematites. No tienen porque coincidir los minerales normativos y los modales. corrige las diferencias en cuanto al contenido en volátiles. Na2O+K2O (% peso) fonolita fonolita tefrítica foidita tefrita fonolítica traquita (Q<20 %) traquidacita (Q>20 %) riolita tefrita (ol<10 %) basanita (ol>10 %) traqui- andesita bsáltica andesita basalto dacita basalto SiO2 (% peso) 45 52 63 La nomenclatura utilizada en este tipo de diagramas coincide en muchos casos con la de los diagramas QAPF. ELEMENTOS MAYORES Son elementos mayores. H2O y P2O5. dividido por el número de moléculas. de valores moleculares a porcentaje en peso: multiplicamos cada uno de los minerales por el peso molecular de la fórmula unidad. MgO. los minerales se van desdoblando en otros. Los diagramas TAS representan la proporción de SiO2 contra la proporción de Na2O+K2O. y dividimos entre 1000. Fe2O3. aparecen en un porcentaje mayor al 10 % en peso. Ahora. la suma de todos los minerales debe coincidir con la suma total del análisis químico después de haber sustraído el agua. se guarda para Egirina. Una vez hechos todos los cálculos. Al2O3. Si faltara sílice. En el caso de los minerales ferromagnesianos. si son correctos. obtenemos unos parámetros que dan lugar a una clasificación y nomenclatura de las rocas. y establecen el máximo de abundancia de rocas ígneas según su composición química. CaO. excepto el Si2O se han distribuido entre las moléculas definitivas o provisionales de los minerales. DIAGRAMAS DE CLASIFICACIÓN A partir de los análisis químicos.6 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Si hay exceso de Na2O sobre Al2O3. Diagramas TAS Estos diagramas se basan en la clasificación según el “total alcali vs silica”. son: SiO2. todos aquellos que en un análisis químico de una roca. se puede . Los elementos y compuestos más abundantes en rocas ígneas. TiO2. NaO. K2O. FeO. Diagramas de abundancia Están basados en los diagramas TAS. si sobra. hay que sustraer moléculas de sílice para todos los minerales formados. hay que tener en cuenta las proporciones Fe:Mg (calculadas anteriormente). Todos los óxidos. MnO. se queda como cuarzo. Cuando ya está todo ajustado. Con el uso de estos diagramas. se pasa otra vez. existen secuencias subalcalinas (basálticas). el tipo de roca. ya que cada compuesto rocoso tiene una serie de máximos diferentes entre ellos. Pasamos de un sistema líquido único multicomponente a unos cristales de diferente composición junto con un líquido residual de composición diferente a la de los cristales y el líquido original y condicionada por la composición de los cristales. así como los mecanismos que producen la diversidad petrológica. se emplean para conocer la petrogénesis de las rocas ígneas y su evolución. se puede conocer la composición del magma residual con sólo aplicar la siguiente fórmula: % % X ( A1 ) = X ( S 1 ) + (1 − ) X (S 2 ) 100 100 donde X es el concepto a estudiar. a partir de una proporción de determinados elementos químicos. Cuando el sólido que se está formando en un sistema magmático. De esta forma. cuando el sólido se empobrece en un elemento. y el vertical con aquellos que no lo son tanto. L0=L1+S1 L − L2 % L2 = 0 • 100 L2 − S1 %L2=100-%S1 A partir de los datos composicionales de un magma original y la composición de los minerales resultantes. el líquido se enriquecerá en el mismo. se queda igual. Si expresamos estas situaciones de forma gráfica. y viceversa. Las principales series de rocas ígneas son las mismas que las del diagrama TAS: inferior. . moderadamente alcalinas o puramente alcalinas. Estos diagramas. obtenemos: Componente x S1 L0 L1 Componente y En donde L0 es la composición del líquido original.7 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez reconocer. mezcla de magmas y contaminación. S1 es el sólido resultante y L1 el líquido residual tras la formación de S1. que se dan en sistemas magmáticos. son: cristalización fraccionada. el horizontal con el elemento químico más abundante (Si y Mg). Los procesos que pueden originar diversidad de materiales. Diagramas de variación Son diagramas simples con dos ejes. media y superior. Las secuencias basálticas y alcalinas se separan por las dos grandes pendientes que presenta el diagrama TAS. alcalinas. Series ígneas Las rocas ígneas suelen aparecer en series de rocas asociadas en familias. nunca aparecen solas. en ellos se observa que los materiales muy contrastados pertenecen a series distintas. no existe enriquecimiento ni pérdida del líquido ni de sus componentes. y que los materiales alineados están originalmente relacionados. se subdividen en grupos dependiendo de sus características atómicas: . y el empobrecimiento en otros. existen fenocristales que. El estudio de estos procesos se puede realizar por: . También es posible la formación de un sistema intermedio. fraccionamiento cristalino y procesos de sistemas abiertos. ELEMENTOS MENORES Y TRAZA Son elementos menores aquellos que se encuentran en una proporción del 0’1-1 % en peso. pueden quedar alineados en el diagrama. Gráficamente. se denominan elementos traza. Del estudio de elementos menores y traza. es decir. se observa por la posición del líquido y del sólido resultante con respecto al líquido inicial. Éstos se debe a que se pueden haber formado por acumulación de cristales. que aparecen nuevos compuestos o precipitación de nuevos cristales minerales. y viceversa. o por extracción de éstos del magma residual. Fraccionamiento cristalino Formación de un líquido residual L1 como consecuencia de la cristalización de un sólido S1 a partir de un magma original L0. y si está por encima. En rocas volcánicas porfídicas. no son muy útiles para la clasificación de dichos materiales. La formación de este sólido produce un enriquecimiento local del sistema magmático en un componente . Componente x S1 Acumulación L0 Extracción L1 Componente y - Inflexiones en diagramas: En los diagramas de variación. Estos fenómenos hacen que se pase del magma original L0 a otro magma L1 de distinta composición. Sin embargo.8 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez PROCESOS DE FORMACIÓN EN SISTEMAS MAGMÁTICOS Los principales procesos que provocan la formación de sistemas de diferente composición magmática. y a un conjunto de rocas S1. son: Fusión. está enriquecido. Si se sitúa por debajo de él. un líquido residual es aún rico en el componente X. Si su proporción es menor al 0’1 %. pueden existir puntos de inflexión. está empobrecido. se pueden obtener importantes interpretaciones sobre el origen de los materiales ígneos que los contienen. que no entra en la formación del sólido. De esta forma. Los elementos menores y traza. una vez analizados y representados gráficamente.Control de fases minerales: Un líquido inicial forma un líquido residual L0 con los componentes que no entran en la cristalización de un sólido S1. Son litófilos. como las condritas. Tierras raras. es decir. HFS (HFSE): High field strength elements. 1000 Muestra/Manto Primitivo 100 C orteza N -M O R B E-M O R B O IB 10 1 Incompatible 0. los elementos traza no mostrarán el mismo patrón para la corteza. Siderófilos. MORB.1 Compatible Evolución de las relaciones Cl/C0 en función de F. Siderófilos Metales: Siderófilos.9 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez - - LIL (LILE): Large-Ion litophile elements. o para el núcleo Cs Rb Ba Th U Nb Ta K2O La Ce Pb Pr Sr Nd Zr Hf Sm Eu TiO2 Gd Tb Dy Ho Er Yb Y Lu . Debido a su incompatibilidad. se encuentran en mayor cantidad en la corteza terrestre. para una fusión parcial en equilibrio (primera figura) y para una cristalización fraccionada Los aracnigramas expresan el logaritmo de las concentraciones relativas (concentración en la muestra/material de referencia. Elementos con una valencia elevada. para el manto. REE: Rare-earth elements. También aparecen en meteoritos. formando silicatos. Elementos alcalinos y alcalinotérreos. …) con respecto al número atómico. .10 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Elementos compatibles e incompatibles Los elementos menores y traza. Posteriormente. pero aportan gran cantidad de información sobre la petrogénesis de las mismas. El coeficiente de distribución se calcula de forma experimental. La temperatura y la fugacidad del oxígeno del medio. aparecen quiebros en él. haciendo cristalizar un fundido de composición conocida y en condiciones de presión y temperatura conocidas. Aplicación en petrogénesis ígnea Los elementos traza no son útiles para la clasificación geoquímica de las rocas ígneas. Por este motivo. entran en las estructuras de los minerales sustituyendo a alguno de los elementos con los que tenga afinidad geoquímica. 0’01. En los diagramas de TR.. pero es la composición química la que más fuertemente controla su valor. también controlan el valor del KD.. En ocasiones hay elementos traza que no se acomodan en las estructuras de los silicatos. depende de la presión en la que se produzca la cristalización. 7. se analiza químicamente el contenido mineral resultante.. Con esta propiedad se puede definir la compatibilidad e incompatibilidad de los elementos con la composición litológica: KD=concentración mineral/concentración del líquido=coef. K0 es el coeficiente de partición ideal del elemento menor o traza que se está estudiando (está tabulado). También es posible calcular este coeficiente. Si a pesar de haber normalizado el aracnigrama. el elemento es claramente compatible con la estructura del mineral.). se utiliza el “grado de fraccionamiento del magma”. en relación a los fenocristales y su matriz: KDx=X fenocristales/X matriz El coeficiente de distribución (KD). Teniendo en cuenta las características de los diferentes grupos de los elementos menores y traza.). si su valor es muy pequeño (0’1. mientras que el resto suelen tener hacia él. A partir del KD. por lo que van a formar minerales propios. se puede obtener el coeficiente de partición global de los minerales que participan en el proceso: D = ∑ xK 0 donde x es la proporción de mineral que toma parte. Esta sustitución también se puede deber a la ausencia de un elemento mayoritario en el magma. se le denominan anomalías. se puede afirmar que los elementos litófilos y los HFS tienden a escapar de los fundidos del manto. . los elementos traza se emplean para la clasificación de rocas ígenas dependiendo de su petrogénesis: Debemos saber cómo va a ser el aracnigrama (recto o inclinado). 5. Distribución KD≤1⇒elemento incompatible (no forma minerales) KD>1⇒elemento compatible (forma minerales) Cuando este coeficiente es muy grande (2. esta carencia es aprovechada por un elemento minoritario o traza para introducirse en la estructura del mineral. el elemento es claramente incompatible con la estructura mineral. . . y en los ácidos. se da el nivel de vesiculación (nucleación de las primeras burbujas de gas. su densidad disminuye.: Hawai. El magma no es una sustancia iónica simple. sino que tiene cierto orden. Decrece con la presión y con la existencia de otro gas en el sistema. y al orden y forma de cristalización de los minerales. Al haber tantas burbujas aumenta el volumen. No siempre se presentan en las rocas volcánicas. el porcentaje de agua aumenta al disminuir la viscosidad. Está relacionada con la cantidad de sílice (estructuras de los tetraedros Si-O y Al-O) que existe en el magma. Ej. Viscosidad: Mide la resistencia interna a fluir de cualquier sustancia líquida. aumenta la densidad. debido a que su fracción molar es muy grande. Llega un momento que esta presión hace que se produzca una ruptura/explosión de las burbujas (nivel de fragmentación). permitiendo que siga ascendiendo a lo largo de . como del fluido. menor densidad. Al salir al exterior. Los magmas ácidos presentan mayor solubilidad que los básicos. como son magmas muy poco viscosos. Parámetros termodinámicos Temperatura: En los líquidos básicos. que surge del conducto a velocidades de hasta 600 m/s. pero de gran importancia en las propiedades del magma. el magma empieza a ascender. y su peso molecular muy pequeño. Cualquier fluido siempre tiene menor densidad que su forma cristalizada (excepto en el hielo-agua). el magma está saturado en volátiles (nivel de saturación). las menores temperaturas son de 1000-1200 ºC. se darán rocas masivas. y luego la salida de fundido en forma de colada de lava. A un determinado nivel. la presión aumenta al disminuir la viscosidad. Primero se dará una emisión de una nube de gases. la temperatura y la composición tanto del gas. sino la capacidad de estar disuelto un gas en el magma. por lo que también contribuirá al aumento de volumen. composición. EL FENÓMENO VOLCÁNICO Magmas muy poco viscosos El líquido comienza a ascender con el dióxido de carbono procedente de la cámara magmática.11 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez CARACTERÍSTICAS FÍSICO-QUÍMICAS DE LOS MAGMAS Componentes volátiles Están presentes en los magmas. y por tanto una sobrepresión. y más arriba. coge agua. Magmas muy viscosos Igual que en el caso anterior. pero no se pueden unir debido a la tensión superficial. el magma. y además. En el nivel de vesiculación. COLUMNA ERUPTIVA Sistema disperso fluidificado de baja concentración (mayor cantidad de gases disueltos que de sólidos). al ir ascendiendo. Densidad: A mayor temperatura. en la que todos los materiales salen disparados a la misma velocidad. se forman muchísimas más burbujas que en el caso anterior. Solubilidad de los gases en el magma No es la cantidad. Afectan a su viscosidad. de 800-1000 ºC. Varía con la presión. Rocas piroclásticas. casi insignificante. Se dará una gran explosión. A medida que aumenta la presión. La temperatura aumenta al disminuir la viscosidad. en un tanto por ciento en peso. al ir ascendiendo se va enfriando y cristalizando. alcanzando el nivel de saturación algo antes. pero sí en las plutónicas. la nucleación se da con facilidad). Pequeñas explosiones intermitentes de unos pocos minutos de duración. y a una velocidad más o menos constante. clastos de lava que al salir a la atmósfera. y cuando ésta pasa nuevamente a vapor. pero más viscosos y con mayor contenido en gases. TIPOS DE ACTIVIDAD VOLCÁNICA Sin participación de agua externa Hawaiana: Efusiva. magmas poco viscosos. Muy alta velocidad y tasa eruptiva: Lagos de lava. llegando a vaciarse la cámara magmática. Chorros en función de su densidad Baja velocidad y tasa eruptiva: Chorros formados por pequeñas gotas. Con participación de agua externa Erupciones freáticas: El agua no entra en contacto con el magma. y separadas por períodos de calma de 30 minutos a horas. aporte continuo de lava que se queda junto al cráter y se va reequilibrando manteniéndose fundido mucho tiempo. Ocurre dos o tres veces cada siglo. Magmas muy viscosos. líquidos basálticos. formando lavas clastogénicas o autoclásticas. sino con la roca volcánica aún caliente. Líquido magmático menos viscoso de todos. Columnas de material piroclástico que se mantienen hasta varias horas. enfriamiento más lento al haber mayor número de partículas. se transforma el vapor en agua. Forman conos de escupitajo o aglutinados (Spatter cones). para que no varíe la temperatura y viscosidad. Alta velocidad y tasa eruptiva: Chorros que dan coladas en diferentes oleadas. . caudal eruptivo no muy abundante. muy pocos gases. Media velocidad y tasa eruptiva: Chorros más densos. Dacitas o Riolitas con alto contenido en gases.12 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez la atmósfera debido a la expansión de los gases y a la incorporación del aire atmosférico que se calienta rápidamente actuando como un motor. se enfrían y caen formando acumulaciones o conos de escoria (Cinder). Estromboliana: Ruidosa. chorros incandescentes de varios metros de altura (fuentes de fuego). Presenta etapas piroclásticas. Mecanismo parecido al anterior. pero ya hay una explosión (fragmentación). Actividad tranquila. Pliniana: Explosiva. se produce una explosión devastadora que destroza todo el encajante. Basaltos. Gran variedad de productos volcánicos. Vesuvio o Etna. Depósitos asociados en forma de media luna. lapillo. Diámetro de 100 a 1500 metros. Actividad volcánica siempre referida al mismo lugar geográfico. bloques. los tubos se solidifican. excepto en los hawaianos. Sólo se construyen con coladas de lava de líquidos basálticos. Cráter simple. ∆ Tuffs-Rings: Formados por maares más depósitos entre 10 y 40 metros que son productos de la columna eruptiva. Simetría radial. a diferencia de los anteriores. pero con agua. depósitos en torno al anillo con una pendiente baja de hasta 10º. ∆ Conos de escoria / Zinder: Edificios de alturas no muy grandes (200-300 metros) y pendientes de 30 º. Simetría más o menos cónica según la dirección de los vientos. material intensamente fragmentado. Mismos depósitos más materiales de caída. Mismo mecanismo hidrovolcánico.13 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Erupciones freatomagmáticas: Interacción del magma caliente con el agua. Viscosidad menor que la pliniana y mayor que la estromboliana. depresión circular de fondo plano y paredes más o menos empinadas rebajadas por la erosión. Al tener lugar la erupción. Indican el paso de la actividad volcánica a la estromboliana: desaparece el agua. Pendientes muy escarpadas que en las cercanías del cráter alcanzan los 40º.: Teidi. ∆ Maares: Lo mismo que el caso anterior. Ej. . EDIFICIOS VOLCÁNICOS Centrales: Chimenea en posición central. ∆ Conos compuestos (estratovolcanes): Edificios que han sufrido historias eruptivas muy complejas. Forma más o menos cónica con pendientes de hasta 30º. Composición andesítica. ∆ Volcanes de escudo/Shield: Erupción central. las coladas se derraman por orificios asociados de salida y. A veces hay un canal por donde corre lava. Cráter no muy grande en relación con sus dimensiones. se forma un maar cuando la interacción es somera y tuff-rings cuando la interacción se da a mayor profundidad. Son convexos. sobre todo cenizas y alguna colada. se han construido y destruido varias veces a lo largo de su historia. Poligenéticos: Varios períodos eruptivos. No hay participación de agua. se rellena de agua. Formados por bombas. se destruye gran parte del edificio volcánico. cuando cesa dicha actividad. Actividad volcánica recurrene. Ej. ∆ Conos simples: Edificios que han recrecido varias veces (conos de escoria que alcanzan grandes dimensiones y alturas de hasta 6000 m por las repetidas erupciones). Es la reología (velocidad de emisión) la que construye los edificios. Monogenéticos: Han sufrido una única erupción a lo largo de su actividad. Erupciones tempranas. ∆ Tuff-Cones: Mayor pendiente (30º) y mayor acumulación que en un anillo de tobas.: Monte Mayon en Filipinas. columnas eruptivas muy altas. donde éstas también salen por el cono. Actividad hawaiana o estromboliana. por la chimenea salen los piroclastos y los gases. Muy bajas pendientes (8-10º). y profundidad hasta 200 metros en función del punto de interacción agua/fenómeno eruptivo. Explosión más violenta (mayor grado de fragmentación y destrucción del encajante) Actividad vulcaniana: Actividad explosiva. que son los productos de la columna eruptiva. colapso de la columna eruptiva y explosión piroclástica. y fluyen peor. CALDERAS VOLCÁNICAS No se trata de edificios propiamente dichos. 2) Mayor desarrollo de la columna eruptiva favorecida por un aumento del cráter (las coladas sólo pueden salir por los conos adventicios). enormes cordilleras volcánicas que están emitiendo productos a cada lado de sus vertientes. sino de grandes depresiones en forma de cubeta. … Se generan a temperaturas muy elevadas. 3) Clímax/Punto crítico: mayor actividad/cámara medio vacía. composición. 4) Colapso/hundimiento a favor de fallas concéntricas por isostasia al no poder soportar el vacío.14 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Fisurales: Enormes fracturas. rápido vaciado de la cámara y hundimiento del edificio). de fondo plano. Gran longitud y apilamiento. Calderas de explosión: Combinación del caso anterior más explosión. con planta circular o elíptica que se origina para compensar un déficit de productos subterráneos (siempre a favor de fracturas concéntricas). Poligénicos. próximas a los 1000 ºC. Gran apilamiento de coladas basálticas (muy fluidas y con pocos gases). Cuando esto ocurre en varios episodios. Influye la temperatura. el externo (Ej. A la película de lava en contacto con el . aunque se enfrían rápido en contacto con la atmósfera. al deslizarse ésta por erosión. viscosidad. pero siendo el principal agente. de calderas de colapso. Debido a la entrada de agua. MATERIALES DE LA ACTIVIDAD VOLCÁNICA SUBAÉREA Coladas de lava Magma líquido relativamente fluido que se derrama por gravedad a lo largo del edificio volcánico encajándose después por los valles preexistentes. hablamos de calderas de subsidencia. explosión tremendamente violenta que vacía la cámara. gases. Calderas de subsidencia o colapso: 1) Actividad eruptiva con emisión piroclástica y coladas fundamentalmente a través del cráter y coladas de lava por los conos adventicios. la pérdida de volumen en el edificio generará una gran diferencia de presión: erupciones plinianas. Calderas erosivas o de desplazamiento: Igual que en el caso anterior. tienen elevadas velocidades.: volcán de flancos inestables debido a una pendiente demasiado pronunciada. y si ocurre en un solo episodio. cordadas o en tripas: Líquidos basálticos. Rocas básicas. Son como columnas. Las sucesivas inyecciones de magma deforman el terreno hasta romper la superficie y elevarlo. En la parte superior desarrollan una espina que es tremendamente explosiva. Al enfriarse rápidamente. apilamientos de coladas de lava con mucho gas). Andesitas basálticas a traquibasaltos. pero bloques mayores. fluyen peor y se enfrían muy rápido. Igual que la anterior. Domos/Pitones/Roques Líquidos intermedios-ácidos tremendamente viscosos por su alto contenido en sílice (Dactias/Riolitas). Domos-colada: Híbrido entre el anterior y las coladas. Mezcla de bloques sin casi cohesión. prácticamente igual al radio.: Región volcánica japonesa). dan aspecto de aglomerado sin morfología definida. que crecen al abrirse grietas en sus estructuras y la nueva oleada escapar por ellas) o exógenos (domo de lava. Erupciones acompañadas de un pequeño fenómeno explosivo. ya que la matriz y los clastos son del mismo material. “Barro” de fenocristales que no puede fluir. aunque gran potencia. siendo características las de oruga o en tripas. bloques Lapilli Granos de ceniza gruesa Granos de ceniza fina Depósito piroclástico (sin consolidar) Nivel o capa o depósito de bombas o bloques Nivel.: Las pequeñas Antillas). Están formados por magmas muy viscosos (Ej. Domos de lava rebajados: Diámetro bastante superior a su altura. Alta velocidad. menos distancias. Casi no hay movimiento. Son las más fluidas de todas. pero distinta velocidad. al concentrar una gran cantidad de gases (Ej. Muy bajo contenido en gases y viscosidad prácticamente nula. Alomado. aún conserva flancos con avalanchas o desplomes. Mayores viscosidades. bajas pendientes. capa o depósito de lapilli Ceniza gruesa Ceniza fina Roca piroclástica (consolidada) Aglomerados (bombas) o brechas (bloques) Toba de lapilli Toba cinerítica gruesa Toba cinerítica fina . pero la zona interior tiene temperatura suficiente para seguir fluyendo. o de Mal País: Líquidos de básicos a intermedias. se les denomina escoria de base y escoria de techo. Líquidos menos viscosos que los nombrados hasta ahora.: Montaña de Mont Pelé). de mayor tamaño y heterogeneidad. Coladas clastogénicas/autoclásticas/autobrechas: Líquidos intermedios. Hacen erupción a temperaturas inferiores. se da una sucesión de oleadas magmáticas. Mayor viscosidad. cubriendo distancias de hasta 50 km. hace fácil su desmorone por avalanchas que se depositan al pie. rápidamente se enfrían y solidifican. Se desplazan con un equilibrio entre la gravedad y las fuerzas de fricción con el sustrato. está a 300400 ºC (cristalización en las vesículas y vacuolas). Lavas A.15 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez suelo y con la atmósfera. Movilidad muy reducida. Los domos pueden ser endógenos (domo de magma formado en sucesivas inyecciones de magma procedente de la cámara magmática. aquí surge la matriz porfídica. Se conservan muy pocos efectos erosivos. Dan todo tipo de estructuras. Son disimétricos al estar adaptados a latopografía. Criptodomos: Gran altura y diámetro en relación pequeño. Morfologías irregulares muy rugosas (cortan como cuchillas). Lavas Pahoe-hoe. se genera un aspecto de brecha sin llegar a serlo. Pendientes bastante acusadas (3040º). Peléanos: Altura.A. más potencia. Menor velocidad. Formas cónicas o piramidales que sumado a sus acusadas pendientes. donde al ir montándose la segunda oleada sobre la otra a medio enfriar. Acumulan bastantes gases (Ej. Productos piroclásticos Tamaño de los fragmentos > 64 mm 64 a 2 mm 2 a 1/16 mm < 1/16 mm Fragmento Bombas. En bloques: Mismos materiales. Poca distancia. Relacionada con colapsos de los domos y de las coladas. Su origen está relacionado con el colapso de columnas eruptivas/domos. freática. No viajan tan lejos. se deben a que toda la energía potencial de la columna. se genera una avalancha que se comporta de forma parecida a las coladas piroclásticas. procedentes de avalanchas laterales al edificio volcánico) y agua (meteórica. el polvo y gas hacen que se comporte como un fluido. cae una gran cantidad de partículas. explosiones de domos o coladas de lava. y lleva ondas de choque asociadas). Son muy plásticas. Tienen flujos turbulentos. MATERIALES DE LA ACTIVIDAD VOLCÁNICA SUBMARINA En aguas profundas . Material piroclástico transportado en un sistema fluidizado de alta concentración (gran proporción de material/partículas sólidas). Gran consistencia del depósito. Fragmentos de mayor tamaño que en el caso anterior. pero en vez de flamas. o Coladas piroclásticas: Es uno de los fenómenos de mayor movilidad. carga accidental bastante importante. por la explosión en sus depósitos. Están relacionadas con la actividad hidrovolcánica (anillo de tobas). depósitos no seleccionados. Generan huellas de impacto. ceniza en la región de expansión lateral. porque llevan mucho calor condensado. son extremadamente homogéneos. una mezcla de partículas sólidas o líquidas suspendidas en una fase líquida o gaseosa que se comporta como un fluido.16 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Lluvia piroclástica/Piroclastos de caída/Fall: Están en relación con la columna eruptiva: bloques o bombas en la región cinética. bloques+ceniza. se transforma en energía cinética al colapsar y. …). polvo y gas. seguidas por las coladas de barro. o Ahs and block/Nube ardiente: Igual que la anterior. Son las demayor peligrosidad. Debido a su energía. Viajan más de 60 km y generan potencias de 2 m. además. Baja densidad: Oleada piroclástica. Colapso de columnas eruptivas tremendamente altas (actividad Pliniana). al mezclar estos ingredientes. cubre grandes áreas a gran velocidad. magmática. Selección muy pobre. o Pumice flor/Flujo de pómez/Ignimbrita: Colada piroclástica con flamas (fragmentos de vidrio aplastado y estirado). se canalizan en las depresiones del terreno. pero si están asociados. en lugar de laminaciones como las de alta densidad. o Base surge: Al tener baja densidad. aspecto muy heterogéneo. Su espectacularidad y gran energía. Al colapsar la columna. esta energía se propaga lateralmente (el flujo es rasante. Muy buena selección. Se vacía casi toda la cámara magmática. no están tan condicionadas por la topografía. Se trata de rocas sólidas (volcánicas. estos flujos. Tapizan por igual toda la superficie del terreno. Gran cantidad de material pulverizado del encajante. lapillo en la región convectiva. Coladas piroclásticas/Flow: Alta densidad: Son especialmente catastróficas/mortíferas. Coladas de barro/Lahares/Mud flow: No son productos directamente relacionados con el colapso volcánico. Tienen un enorme poder destructivo. son materiales “pegajosos” que se adhieren a la superficie. es decir. FÁBRICA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS . Lacolitos: Cuerpos con morfología de seta. sino que están constituidos por diferentes plutones de tamaño y tipología variados. En aguas someras ∆ Pillow-lavas/Lavas almohadilladas: Generalmente basálticas. Composición de rocas intermedias. Características efusivas. Texturas de grano mediogrueso. que deforman las capas superiores. Forman la palagonita (vidrios hidratados de fines industriales. Asociados a calderas de colapso generadas por mecanismos de subsidencia de caldera al fracturarse la roca caja donde luego intruyen. Batolitos: Dimensiones mayores (más de 100 km). Se generan también. se pueden formar vesículas. es menor o igual que la del plutón. Material basáltico. Asociados a rocas volcánicas. Morfología convexa. Diámetros de 2 a 3 kilómetros. forma cilíndrica. aunque también se pueden dar otras composiciones. debido a esto. La cantidad de agua. espesor kilométrico. suelen tener un conducto de alimentación. ∆ Hialoclastitas: Rápido enfriamiento. Rocas básicas con estratificación ígnea. Diques: Cuerpos intrusivos tabulares. Aparecen. Al aumentar la presión de la fase fluida. Normalmente. y lo hace como un líquido: no hay burbujas ni vacuolas. se sitúa en los planos de debilidad por donde se extiende lateralmente. le cuesta seguir ascendiendo. Son minerales almacen de Cr y Pt. No son cuerpos intrusitos únicos. En su interior. Mayor densidad. Textura de gran fino. por la presión que produce el magma fracturando las rocas por donde luego ascenderá. formando enjambres de diques más o menos paralelos que se han emplazado todos más o menos a la vez. Surgen del centro volcánico gota a gota. Se generan a 10-2000 metros. Cubren todo el registro geológico. para acabar en una quilla. enfriándose rápidamente. Se emplazan en los niveles superiores de la corteza. negros a marrones). Cónicos: Buzamiento hacia un dentro común de actividad ígnea. forman un detritus. Formas intermedias o tabulares Sills: Cuerpos intrusivos horizontales de tamaño muy variable. no se puede comportar como unas. Lopolitos: Morfología cóncava con decenas o centenas de kilómetros de diámetro. con lo que el magma al no poder seguir intruyendo.17 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Son las llamadas dorsales. Cortan la estructura de las rocas que atraviesan. y ruedan ladera abajo. FORMAS PLUTÓNICAS DE EMPLAZAMIENTO Formas plutónicas o de gran extensión Stock: Cuerpo plutónico de extensión inferior a 100 km. impide la explosión. Se forma cuando la densidad media de las rocas superiores. tanto vertical como lateral. Anulares: Buzamiento vertical. Poseen alta velocidad de salida. con mayor extensión lateral que espesor. Baja velocidad de salida. son cuerpos aislados que aparecen en áreas donde no hay un plutonismo masivo. ya que aprovechan fracturas para su emplazamiento. asociados a rocas de carácter alcalino. generando así una morfología engrosada. en un único ciclo intrusito. Tipos de contactos Pueden ser externos (suelen ser netos. ⊕ Inclusión: Material encerrado dentro de un mineral. Los feldespatos marcan estas lineaciones. después o durante la orogenia: Los cuerpos sintectónicos se han emplazado dentro de una etapa de . → Cavidades miarolíticas: Vacuolas que se encuentran en diques y lavas que aparecen rellenos de cristales pegmatíticos de líquidos residuales ricos en volátiles. es decir. A veces presenta contactos netos con la roca ígnea. otros fragmentos o enclaves. cordierita. es decir.18 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Las rocas ígneas presentan heterogeneidades que nos permiten deducir sus mecanismos de emplazamiento (nos lo muestra la estructura). al igual que los enclaves. La concentración de materiales máficos dentro de la roca plutónica se denomina Schlieren. si hay paralelismo entre la roca ígnea y la roca caja. contactos netos y forma lenticular. Lineal: Están definidas por la orientación de minerales. si las estructuras se cortan. En función de cómo sean los enclaves podemos distinguir: ⊕ Enclave: Fragmento rocoso que difiere en la composición de la roca ígnea que lo contiene. por contraste térmico. ⊕ Nódulo mineral: Constituido por una concentración de minerales que tienen una geometría imprecisa (1 o 2 minerales). donde intruyen gran número de cuerpos plutónicos que se han emplazado antes. Son más básicas que la roca que los contiene. Las rocas ígneas. textura de grano fino. hablamos de contactos discordantes) o internos (se pueden deber a intrusiones. hablamos de contactos concordantes. a veces a gradaciones: evolución magmática). pueden estar orientadas como consecuencia de un flujo ígneo (la estructura de la roca ígnea debe ser igual a la de la roca caja). → Autolitos: Enclaves microgranulares. o debido al emplazamiento producido sincrónicamente con un proceso de deformación (la roca ígnea es diferente a la de la roca caja). ⊕ Xenocristal: Enclave formado por un único cristal. Forma subredondeada. además de los enclaves. → Restitas (residuo de la fusión) y enclaves micáceos: Constituidos por más del 50% modal de biotita y minerales de alta temperatura de fusión (sillimanita. hay unas etapas distensivas. los márgenes enfriados de la roca plutónica. que se han formado a la vez. EDAD Y NIVEL DE EMPLAZAMIENTO Cuando una orogenia termina. La fábrica de la roca ígnea puede ser: Planar: La roca tiene foliación.…). Tipos de enclaves → Xenolitos: Son fragmentos de la roca caja (también llamado enclave exógeno). marcan estructuración dentro de la roca. Fragmento de otra roca ígnea que tiene un origen común con la roca plutónica que los contiene. Algunos conceptos Se trata de rocas ígneas que transportan otras rocas. ENCLAVES/INCLUSIONES Introducción. Los elementos que definen foliación son las micas. Tienen metamorfismo de contacto. bandeados dentro de la roca. Composición transicional hacia la composición de la roca que contiene. No desarrollan cuerpos zonales. Morfologías circulares. es capaz de fundir . Pre o sintectónicos. que se separan del magma y van fracturando el encajante dado que su presión es muy alta. en la roca caja hay fracturación. Contactos netos con el encajante y varía de discordante a concordante. va fracturando la roca caja. Se da en niveles superficiales de la corteza. Catazonales: 15-35 km. Mesozonales: 5-17 km. Se trata del estiramiento hacia debajo de la roca caja. relacionado con el stopping magmático. Si el plutón queda encajado en niveles más profundos no hay metamorfismo de contacto. se le llama forzado. fusión parcial y zona de fusión: A veces. Muchos xenolitos en las rocas plutónicas. Estructura interna (foliación) paralela a los contactos del plutón. desciende la temperatura. flexiona y fractura las rocas caja. MECANISMOS DE EMPLAZAMIENTO Stopping magmático: El cuerpo magmático. Deformación dúctil de la roca caja: Relacionada con el hinchamiento o ballowing. al ascender. Es un mecanismo limitado. constituidos por diversas intrusiones. Los postectónicos se han encajado después de una etapa de deformación. y ésta va asimilando los bloques generados. Brechificación de las rocas caja: Cuerpos tabulares muy ricos en volátiles. El encajante puede desarrollar o no metamorfismo de contacto. tiende a ocupar el sitio que va dejando el plutón al ascender. esta estructura desaparece hacia el centro del plutón. se puede dar subsidencia de caldera: al llegar el cuerpo magmático a la corteza. fracturaría el encajante sobre la cámara magmática. Son postectónicos. Éstos caen al magma. Relacionado con este mecanismo. Si el contacto térmico es muy alto se desarrolla metamorfismo térmico. Las rocas encajantes son de grado metamórfico bajo y presentan metamorfismo de contacto. Si son sintectónicos presentan estructuras internas. Un buen indicador de este tipo de mecanismo. La roca plutónica está llena de xenolitos. también van a estar deformados. Los cuerpos pretectónicos se han encajado antes de una deformación. Asimilación de rocas caja. además de metamorfizados. como consecuencia de la intrusión de uno en otro por pulsos magmáticos que siguen el mismo camino. pueden estar relacionados con el ciclo tectónico o con un circulo magmático previo. netos y discordantes. Suelen presentar procesos de migmatización. ya que lo que se produce es una deformación dúctil de la roca caja favorecida por las altas temperaturas. Clasificación de los plutones en función de su nivel de emplazamiento Epizonales: 100m (subvolcánicos)-5. y se limita su movimiento.19 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez deformación. son pequeños. tienen contactos intrusivos.8 km. Frecuente en el emplazamiento de alcoholitos. Son post o sintectónicos. son discordantes y no están desplazados. Hinchamiento o ballowing: Se da. La roca caja también presenta esta deformación en las zonas cercanas al contacto. Abombamiento en el techo: El empuje del cuerpo plutónico en su emplazamiento. es una roca con muchos enclaves. desapareciendo al alejarnos. Contactos bastante difusos. pertenecientes al dominio frágil. hundiéndolo. Niveles relativamente superficiales de la corteza. ya que al ir asimilando estos bloques. Dimensiones grandes. presentan deformación concordante con la roca caja. A este mecanismo de crecimiento. Cuerpos pequeños. aumentan la densidad y viscosidad. Al intruir el cuerpo magmático. También se llaman granitos de anatexia. al expandirse los diapiros. La roca caja calentada. y dejan huecos en el encajante por dónde va ascendiendo el cuerpo plutónico. 3) Subsidencia de caldera: El siguiente cuerpo que intruye. En la zona externa aparecen más enclaves que en la interna. fusión parcial y zona de fusión. (y 1.20 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez parcialmente la roca caja y su asimilación. Existen varios mecanismos que podrían explicarlo: 1) Mediante un mecanismo de cristalización fraccionada que se inicia en las zonas del borde del plutón. 1. 6. A favor de estructuras tectónicas: Desplazamiento lateral de la roca caja por fracturación y plegamiento (estiramiento/acortamiento). porque la roca caja está formada por distintas litologías. Stopping. Emplazamiento dentro de ambientes extensionales: Cuando hay una fase de deformación importante en la corteza. 5. También aprovechan cizallas. fracturaría la roca. Si no son cogenéticas habría saltos de tipo petrográfico. Aparecen los complejos anulares. . Abombamiento del techo. en función de la litología que la roca ígnea haya asimilado. 2. Deformación dúctil de la roca caja.) Emplazamiento dentro de ambientes extensionales ZONACIÓN DE LOS PLUTONES En el borde encontramos rocas básicas. y todo el complejo plutónico tiene la misma composición mineralógica pero varia la composición modal. Esto es una zonación más oculta. depende de la composición de la roca caja y de la temperatura del cuerpo plutónico. 4) Stopping magmático: Se han podido generar procesos de hibridación del magma. Al final nos dará un plutón zonado. Asimilación de ocas caja. A veces la variación es más críptica. El proceso de mezcla da un resultado distinto. Veríamos el transito gradual entre distintos tipos plutónicos. sino alargada. 4. se facilita el emplazamiento de cuerpos plutónicos. 3. Morfología no redondeada. 2) Inyecciones sucesivas de magma: Las distintas intrusiones pueden proceder del mismo magma inicial o no ser cogenéticas. y progresa hacia el centro del plutón. Es frecuente en rocas de carácter alcalino. La roca estará fracturada de forma concordante con la roca caja al sufrir ambos una misma deformación externa. Desplazamiento lateral de la roca caja por fracturación y plegamiento. estos son los diagramas de fases. Los campos. pero seguiremos teniendo la misma fase. se usan modelos análogos reduciendo el número de variables. es decir. si es abierto. y si es aislado. Las curvas. se produce intercambio de materia y energía. son el lugar de equilibrio entre dos fases. Las fases. Tipos de diagramas 1 componente binario ternario . serían las partes del sistema con una composición química particular y que presentan un determinado estado físico. Su expresión gráfica representa un conjunto de fases o de componentes que están en equilibrio con el sistema en determinadas condiciones de presión y temperatura. son divariantes desde el punto de vista termodinámico. porque se pueden destruir o cambiar la/s fase/s. Como resulta difícil trabajar con rocas ígneas. sólo se intercambia energía (es el usado en Petrología Ígnea). Entendemos por sistema. podremos variar la presión o la temperatura. La intersección de dos curvas definen un punto en el que no podremos variar T ni P. si es cerrado.21 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez DIAGRAMAS DE FASE La fusión/cristalización es lo que más influye en la generación de las rocas ígneas. que al movernos dentro del mismo campo. no se intercambia ni materia ni energía. una parte del Universo que es aislada natural o artificialmente para llevar a cabo una experimentación. Los componentes son los constituyentes químicos que permiten definir una fase. Estado de equilibrio divariante.1 = 2. Estado de equilibrio univariante. P y T son fijos. Diagramas binarios (conceptos básicos) LÍQUIDO Isoterma L E Diósida + Anortita CRISTALES X Y S L + Diópsida L + Anortita Isopleta . Define el número de variables que podemos modificar (grados de libertad) sin que varíen o se destruyan fases.22 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Regla de las fases Es útil para la interpretación de diagramas de fases. sólo puede variar una de las variables intensivas (P o T) y la otra queda fijada. F = 2 + 1 . En la línea que divide los campos de cuarzo α y cuarzo β coexisten esas dos fases. En el punto triple que une los campos de cuarzo α.3 = 0 No tiene ningún grado de libertad. f=2+c-p f: Número de grados de libertad o varianza c : Número de componentes p : Número de fases Si P o T son constantes: Si P y T son constantes: f=1+c-p f=c-p En el campo de cuarzo α se tiene 1 componente y 1 fase F = 2 + 1 . pueden variar dos variables intensivas (T y P). Tiene dos grados de libertad. Estado de equilibrio invariante. cuarzo β y coesita coexisten esas tres fases F = 2 + 1 .2 = 1 Tiene un grado de libertad. están en equilibrio con el líquido. → Isopleta. La proporción de cristales y líquido en ese punto se X puede encontrar con la regla de la palanca ( S = = 72 % cristales. disminuye la temperatura del líquidus. → La T de fusión del diópsido puro es 1392ºC. la de la anortita pura. Y+X Y S= = 28 % líquido ). dos fases presentes: Líquido y Anortita. es la línea de composición constante. → La intersección curva líquidus/curva sólidus es el punto invariante conocido como punto eutéctico.23 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez → La curva líquidus representa la máxima temperatura a la cual los cristales de una composición determinada. A lo largo de la isoterma se puede encontrar la composición de las dos fases que coexisten: líquido (L) y cristales de anortita (S). si se añade diópsido a la anortita. mientras que isoterma la línea de temperatura constante. F=1+c-p = 1+2-2 = 1) se unen el punto eutéctico E (punto invariante F=1+2-3 = 0). sólo hay líquido. Al añadir anortita al diópsida. Las líneas descendentes del liquidus (univariante. La línea que une a L y S se llama línea cotéctica. Por encima. → La curva sólidus representa la temperatura mínima en la cual los cristales están en equilibrio con el líquido. y que representa la temperatura y composición en las cuales dos fáses sólidas y un líquido de composición determinada están en equilibrio. Por debajo de esta curva. es 1553ºC. Y+X Diagramas binarios (cristalización en equilibrio) L1 T1 T2 T3 T4 TE L L2 L3 L + Di LE L + An m S T5 Di + An . sólo hay sólidos. → Punto a 1400 ºC y con composición total de An90. Ocurre lo mismo. → Al enfriarse a T2 se alcanza el líquidus y empezará a cristalizar An. → Al desaparecer todo el Líquido. → Al alcanzar la temperatura del eutéctico (TE). La proporción de L y An a cada temperatura se puede determinar con la regla de la palanca. La composición modal en el sólido resultante (S) es 75% An y 25 % de Di (igual que A). la isoterma del eutéctico (1274 ºC) corresponde al sólidus. Si un líquido tiene la composición eutéctica An42. y los primeros líquidos tendrán composición eutéctica. debajo del cual todo el sistema es sólido. → Independientemente de la proporción modal de las fases en el sólido. Di58). → Si la composición del líquido inicial está a la izquierda de E.24 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez → Se tiene líquido de composición A (An75). En este caso. empezarán a fundir An y Di en la proporción eutéctica (An42. al aumentar la temperatura a T2 (Eutéctico). Empieza a cristalizar Di y el sistema se vuelve invariante (F = 1+c-p=1+2-3 = 0). el líquido tiene la composición LE. En este caso será Di que está en proporción menor. → La temperatura permanece constante hasta que se agote una de las fases. se tiene An y Di sólidos y el sistema puede seguir enfriándose (p. cristalizarán simultáneamente Di +An. Diagramas binarios (fusión en equilibrio) L3 L2 L1 L + Di LE L + An T5 T4 T3 T2 S T1 Di + An → Se tiene sólido de composición S (An75). a T5). La temperatura permanece constante mientras continúan cristalizando An y Di. → Si sigue descendiendo la temperatura cristalizará cada vez más An y L se volverá cada vez más rico en CaMgSi2O6. . cristalizará primero Di y luego Di +An. ej. → Finalmente a T=1465ºC. aumentando la concentración de CaAl2Si2O8 en el líquido. El sistema es completamente líquido a T > 1465ºC. Representaciones isobáricas (P=cte) se pueden hacer en un espacio tridimensional. Punto de fusión de Z Superficie del Liquidus ternario Línea Cotéctica Eutéctico ternario Línea del Liquidus binario Plano del Solidus ternario Línea del Solidus binario . se agotará primero An. se requiere un espacio tetradimensional: composición de los tres componentes. y cada vez más An se disolverá en el líquido.25 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez → La temperatura puede seguir aumentando. P y T. → Si la composición del sólido inicial está a la izquierda de E. con las composiciones de los componentes en las esquinas de un triángulo equilátero y T en el eje vertical. Diagramas binarios con solución sólida Diagramas ternarios Para describir un sistema de tres componentes. fundirán simultáneamente Di +An hasta agotarse también simultáneamente. Si el sólido tiene la composición eutéctica An42. la isopleta de An75 (composición inicial) intersecta el líquidus. la proporción de sólidos de acuerdo a la regla de la palanca es cero. la fusión es completa. es a partir de peridotitos. En zonas de subducción. Tampoco se forma en el núcleo externo. tenemos un manto. Cuando la línea que une las composiciones de las fases en Z+L equilibrio (X-YZ) atraviesa la línea Y+L cotéctica se tiene un máximo térmico. representando en el plano la composición y las características de la Isotermas superficie del liquidus. si el ascenso fuera lento y se pudiera equilibrar con lo del . trazando una tangente en cualquier punto de la línea cotéctica hasta intersectar la línea que X+L une las composiciones de las fases en equilibrio. ni desde el punto de vista geofísico). Si se forma en el manto superior. La temperartura se representa en contornos de igual temperatura Eutéctico ternario (isotermas). la base de esta corteza desciende a zonas profundas y se puede calentar). a partir de rocas basálticas. se descomprime. La temperatura descenderá en sentido contrario a esta intersección. que al ascender. la placa que subduce. ni por su composición. que en parte. sino que aquí sólo se estanca y luego sale. ya que este es un fundido que sólo contiene Fe y Ni (se formarían magmas silicatados. también pueden entrar a zonas profundas. X La dirección de descenso de T se puede también determinar con el Teorema de Alkemade. Cuando no se representan las isotermas se indica la dirección de descenso de temperatura con flechas en las líneas cotécticas.26 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez Se agrega una dimensión a los elementos del diagrama: las líneas de líquidus y sólidus binarios pasan a superficies ternarias. YZ + L Y Z YZ GENERACIÓN DE MAGMAS Dónde se forma y a partir de qué El magma no se forma en la cámara magámtica. si es en corteza oceánica. el punto eutéctico binario pasa a línea cotéctica ternaria. hay un nuevo punto eutéctico ternario. lo cual no parece razonable. En zonas de subducción (fricción entre ambas placas). Por qué → Aumento de la temperatura: Por el calor de los elementos radioactivos de la Tierra (no es global). Se piensa. → Descenso de la presión: En las dorsales. proviene de una zona parcialmente fundida de la corteza o el manto superior (astenosfera). Las relaciones ternarias se Línea Cotéctica presentan generalmente en proyecciones del liquidus. En zonas de colisión continental (engrosamiento cortical. Sabemos que un magma es primario. Normalmente. si no tenemos muchos fenocristales. nos referimos a fusión parcial: la roca funde parcialmente. Inmiscibilidad: Separación a partir de un único líquido. → Mayor contenido en volátiles: En las zonas de subducción. no primario. se calienta y se va perdiendo el agua que se libera y asciende hacia el manto entre ambas placas. … DIFERENCIACIÓN Y FRACCIONAMIENTO MAGMÁTICOS A partir de los magmas primarios. pero atendiendo a los elementos traza. es diferente. puede dar lugar a que la roca funda (ascenso rápido en las dorsales). realmente. se van formando rocas de diferente composición: Rocas comagmáticas: Diferentes rocas. produciendo un aporte significativo y continuo de volátiles. pero de la misma familia. estableciendo un equilibrio entre ambos. Mecanismos de fusión Fusión en equilibrio: El líquido permanece en contacto con la roca a partir de la que se forma. el agua entra en las rocas del fondo oceánico. minerales en equilibrio con las condiciones de formación. Qué se forma Magmas primarios: Fusión de una roca que no haya experimentado ningún proceso de evolución magmática posterior. muy lenta. la composición es la misma que en la fusión en equilibrio. Magmas parentales: Magmas de los que proceden los magmas derivados o diferenciados. de dos fases líquidas composicionalmente distintas. También hay corrientes de convección (puntos calientes o plumas). por lo que la composición del fundido no es la misma que la de la roca inicial (diagrama con eutéctico). rocas afaníticas. DIFERENCIACIÓN ÍGNEA EN SISTEMAS CERRADOS Fraccionación líquido-líquido A partir de un mismo líquido se separan líquidos de composiciones distintas a partir de dos procesos fundamentales: Difusión térmica (efecto soret): Requiere que el magma esté sujeto a gradientes muy fuertes de T. magmas con peridotito. no llegaría a fundir porque iría también descendiendo la temperatura. y cuando llegan a la zona de subducción. Fusión fraccionada: En un determinado momento del proceso. micas). dónde el magma asciende aisladamente. Sólo cuando el descenso es adiabático (sin descenso de temperatura). homogéneo. que se alteran dando lugar a fases hidratadas (anfíboles.27 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez alrededor. en magmas basálticos abundante olivino fosterítico (alto contenido en Mg con respecto al Fe). Cómo se genera Cuando hablamos de fusión. fundirán. se dan en intraplaca. Magmas diferenciados: Han experimentado procesos de diferenciación magmática. por lo que las rocas por encima. Esto causa unos desequilibrios importantes en el potencial químico de los compuestos del magma. el líquido se separa del sólido. no tiene porqué ser un magma primario. Como los elementos tienden a uniformar su potencial químico se distribuirán por la cámara en aquellos sitios donde las T sean contrastadas. Este proceso presenta un problema: su efectividad es muy limitada porque la velocidad de migración es muy. pero la fusión continúa. Dado que la densidad de los dos líquidos . Fraccionación líquido-vapor La diferencia entre el líquido y la fase volátil es muy pequeña. . dos fracciones inmiscibles. DIFERENCIACIÓN ÍGNEA EN SISTEMAS ABIERTOS Mezcla e hibridación: Cualquier líquido magmático es susceptible de mezclarse con otro líquido de forma química o de forma física simple que cumpla estas tres premisas: 1: Tiempo suficiente para que se de el proceso de mezcla. por un lado se separa en líquido silicatado normal y por otro un líquido con abundante cantidad de sulfuros. líquido rico en sílice y otro máfico rico en Fe. Se separan minerales máficos que se van al fondo de la cámara. En una zona de rift la cámara se sitúa debajo de la cresta de la dorsal. intruye un magma básico. Parece ser que la inmiscibilidad sea efectiva cuando la T es muy alta y cuando nos encontramos con composiciones bastante anómalas y poco frecuentes en la naturaleza como: Magmas silicatados ultramáficos. Se conocen francamente mal este tipo de procesos. obtendremos una cámara estratificada por procesos meramente gravitatorios. 2: Que las composiciones químicas sean más o menos adecuadas. En los diagramas las líneas rectas indican procesos de mezcla. con posterioridad. Si uno de los líquidos es muy denso y el otro poco. Si hubiera un nuevo pulso de magma entonces se abortaría el proceso de diferenciación. es en estas zonas donde tendrá lugar la hibridación de los magmas. dándole así la categoría de diferenciado al líquido residual. Magmas ultralcalinos ricos en CO2. los menos viscosos favorecen el que haya movimientos turbulentos. 3: Existencia de movimientos turbulentos que mezclen mecánicamente los líquidos. La mayor parte de enclaves microgranulares se producen por un proceso de mezcla. Ejemplo en cámaras superficiales Tenemos un líquido diferenciado frío y entra otro más caliente. En la interfase entre los dos líquidos se genera un movimiento turbulento de diferenciación magmático que hace que se formen cristales máficos en el fondo de la cámara. Este nuevo/s liquido/s se mezcla con: 1: Cristales del fondo de la cámara. Como generalmente se generan en las dorsales. no se producirá la mezcla. que se hace más ligero y asciende a zonas más superficiales de la cámara. La mezcla de composiciones contrastadas se efectúa siempre que existe en la cámara un líquido diferenciado y. se pueden separar gravitacionalmente.28 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez también es distinta. Magmas toleíticos muy ricos en Fe. una rica en álcalis y otra rica en carbonatita. Se mezcla el líquido residual del segundo magma con el primer magma dando lugar a una roca de composición diferente. 2: El líquido residual o cristales. En el fondo tenemos las fases que han precipitado a partir del magma básico. La dinámica de los fluidos tiene mucho que decir en este proceso ya que si el régimen es laminar y no turbulento. mientras que las curvas indican un proceso de diferenciación fraccionada. En la Naturaleza este tipo de procesos se ve muy bien en los diques. Mezcla de magmas en composiciones contrastadas o diferenciadas: Es difícil que se produzca la mezcla ya que la gravedad separa los líquidos densos de los menos densos. Si lo que queremos es mezclar líquidos de composición basáltica (muy básicos). olivino con coronas de Opx. o Zonas continentales: En las zonas fisurales continentales tenemos los basaltos de inundación o fisurales. Composición: Distintas composiciones dentro de cada provincia geográfica pero siempre suelen ser de cuarzotoleitas y de toleitas olivínicas. son toleitas olivínicas. presentan enriquecimiento en T. Ni (-5%).R. Ti. desde los términos iniciales (anortoclasa). Se emiten en edificios fisurales y su característica fundamental es su gran extensión y volumen en la historia de la Tierra.I. contenidos bajos en Th. alcalino: Gran cantidad de ftos alcalinos. pobres en T. Mineralogía: en orden de cristalización: Olivino-espinela-plagioclasa-cpx (diopsido)-opx. Composición: De menos a más diferenciación: basaltos toleíticos-basaltos-icelandita-dacita-riolita sódica.. Actualmente están en zonas de margen inactivo. aunque estuvieron asociados a rifts y zonas activas. rica en Al.5%). Ba. Origen (toleitas) o Dorsales (MORB): La parte central de la dorsal es la más importante para nosotros ya que en ella se encuentra el mayor flujo calorífico y la máxima actividad volcánica e hidrotermal. y. es decir. una segunda hipótesis sugiere la contaminación cortical.5-9. pudiendo aparecer tanto como fenocristal como en la matriz. (sanidina es volcánica). Los materiales que eruptan se metamorfizan (metamorfismo de bajo grado pero con gran cantidad de agua). ligeras y anomalía negativa en Eu (fraccionación de plagioclasa). ligeras (la relación La/Lu varia de 3 a 5 mientras que en los MORB no superaba el 1). • Piroxeno: Las rocas alcalinas tienen Cpx (titanado (augita) y rico en Ca). • Feldespatoides: Son frecuentes la leucita y la nefelina en los basaltos alcalinos. enstatita o pigeonita (Opx). más elementos incompatibles de tipo Rb. Las toleíticas tienen los dos piroxenos: Opx como fenocristales y en la matriz y Cpx (diopsido). MgO. Los piroxenos de las rocas toleíticas pueden ser tanto ricos en Ca como pobres en este elemento. En general no contiene fases hidratadas. Los toleíticos no tienen foides. y E. contenido homogéneo en sílice (47-51%). con respecto a la T.29 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez GENERACIÓN DE MAGMAS BASÁLTICOS Paragénesis mineral • Olivino: Las rocas alcalinas tienen alto contenido en olivino. • Fto. K2O. TiO2. Equivalente plutónico: Gabros olivínicos-gabros-dioritas-cuarzosienitas. Características químicas: La mayoría de los OIB son cuarzotoleitas. o Islas oceánicas (OIB): En orden de cristalización se forman: espinela. K. Zr.R. Geoquímica de elementos menores: Contenidos muy bajos en Rb. contenidos elevados en Al2O3 (15%). Diferencias con los MORB: Tienen mayor concentración en Si. Fe2O2/FeO y K2O/Na2O. Génesis: Se pensó que procedían de los basaltos de fondo oceánico pero eso no justifica su alto contenido en T. Las rocas toleíticas también lo pueden contener como fenocristal. Zr. Rasgos más característicos: Muy bajos contenidos en K2O y P2O (-0. (Ba y Rb).P2O5. aunque también podemos encontrar alguna cuarzotoleita.R. pero rodeado por una aureola de reación. plagioclasa. Ba. contenido variable en MgO (6.1%). Sr. en series alcalinas. tienen menor concentración en Mg. Nb. pero también se puede encontrar alguna toleita olivínica. Génesis: Tienen . contenidos bajos en TiO2. U. una tercera hipótesis dice quee forman en mantos heterogéneos. menor proporción de Al2O3.R. Cpx restringido a la matriz. Diferencias con los MORB: Tienen mayor contenido en FeO. Geoquímica de elementos mayores: La mayoría de los MORB tienen olivino e hiperstena normativa. hf. y. El proceso de inmiscibilidad quedó patente cuando encontraron en las lavas unos “ocelos”. ligeras. flogopita y biotita como fases comunes. Son aquellas rocas ígneas compuestas por más del 50% de carbonatos y se clasifican en función de su mineralogía: normalmente el carbonato que tienen suele ser calcita pero pueden tener ankerita. al igual que la plagioclasa que disminuye. asociaciones toleíticas: Aparecen en arcos isla inmaduros y tienen características iguales a las de la serie calcoalcalina continental pobre en K. Rb). E. paladio y óxidos de hierro y titanio. ligeras y E. Ti y P. Arcos isla.30 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez o un grado de fusión menor ya que están enriquecidos en T. Periodos distensivos después de la subducción. Sr. Características de las rocas ultralcalinas: Ricas en álcalis. El espectro de T. siendo intrusivos en zonas de extensión cortical. No podemos achacar su composición a la heterogeneidad del manto. (olivino y piroxenos) presentan una disminución del contenido en magnesio de la base de la intrusión hacia el techo.I. Necesita fundir a mayor profundidad que las rocas toleíticas pero necesita menos cantidad de agua que estas. ASOCIACIONES ALCALINAS Y ULTRAALCALINAS Tienen gran complejidad extrema.R.R.R. y T. ocupando grandes extensiones y con secciones verticales de afloramiento de varios kilómetros. platino. anfibol de alto contenido en Na. con forma de lopolito. Al reestructurarse se liberan agua y volátiles que tienden a ascender a la superficie y fundir el manto formando las series toleíticas. de ahí que tengan tantas T. en general. gabros y en menor medida anortositas. Génesis: Se producen por medio de una tasa de fusión baja. de gran radio iónico (Ba. La mayoría de ellos son precámbricos. Antiguas zonas de subducción. Intraplaca continental (Calatrava). Carbonatitas: Son rocas pobres en SiO2 y muy subsaturadas. Zonas de aparición: Intraplaca oceánica (Islas Canarias). Lo más típico de estos complejos es la asociación que se produce entre rocas ácidas y básicas.I. es igual que los MORB pero de anomalía negativa en Eu. con mineralizaciones asociadas de cromo. Complejos plutonio-volcánicos No forman grandes cuerpos. Normalmente aparecen en venas o diques. rift continental. En estas condiciones se produce el fenómeno de inmiscibilidad magmática que da lugar a dos líquidos: uno muy saturado rico en álcalis (nefelinitas) y otro rico en carbonatos (carbonatitas). Provienen de un manto anómalo rico en carbonatos que se encuentra en condiciones de baja P y T. Los minerales ferrornagnesianos. También hay Cpx.R. dolomita o siderita. alto contenido en T. Génesis: Se generan en una placa oceánica que subduce y penetra en zonas de alta T y P pero no llegan a fundir la placa sino que reorganizan la estructura de los minerales hidratados. Se les denomina basaltos y andesitas basálticas y se caracterizan por tener un contenido en K.R. Mineralogía y geoquímica Las rocas que constituyen estos complejos son peridotitas. Contribuyen a crear corteza continental. más fraccionados que hay. ROCAS MÁFICAS Y ULTRAMÁFICAS Las asociaciones de rocas máficas forman complejos estratiformes caracterizados por la presencia de bandeados.I. . tienen los espectros de T. pesadas. por lo que los minerales principales que las constituyen son olivino. en el mismo sentido. ricas en E.R. ligeras superior al de las asociaciones toleíticas de fondo oceánico pero inferior a la serie calcoalcalina de bajo contenido en K. que son gotitas de composición extrema. piroxenos y plagioclasa. Las anortositas se podrían haber producido por la cristalización fraccionada de un liquido con composición de basalto toleítico. lo cual indica alto contenido en volátiles. y las velocidades de nucleación y crecimiento. andesitas. abundando andesitas y los términos más ricos en SiO2 (dacitas y riolitas). fundamentalmente. de carácter cálcico.31 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez su contenido en calcio. desplazando a los líquidos más evolucionados que alcanzarían la superficie en forma de erupciones volcánicas. darian lugar a los distintos tipos rocosos. Cuarzo y . en los términos básicos el olivino es escaso en comparación con el ortopiroxeno. que se ha diferenciado siguiendo una pauta con un pronunciado enriquecimiento en hierro. se habría originado también por la entrada sucesiva de magma en la cámara magmática. la presencia de rocas ultramáficas y desarrollo de unidades anortosíticas hace pensar en la existencia de dos magmas de distinta composición que. Fábrica En cuanto a su estructura. Realizando trabajos experimentales con rocas cuya composición podria ser la del magma prinútivo se llega a la conclusión de que los líquidos que pudieron dar lugar a las rocas ultramáficas tendrían una composición similar a la de boninitas. en zonas donde hay subducción. dacitas y riolitas. en este caso: plagioclasa + cromita ~ olivino + plagioclasa ~ augita + ortopiroxeno + plagioclasa. sin enriquecimiento en hierro en los términos intermedios y se localizan. que se puede interpretar como el resultado de la inyección periódica de un magma más primitivo en la cámara magmática. que daría lugar a las secuencias acumuladas de anortositas. SERIES CALCOALCALINAS Y SHOSHONÍTICAS Las rocas de la serie calcoalcalina pertenecen a las series subalcalinas. similar en composición a un basalto toleítico algo evolucionado. la intrusión de Skaergaard es el resultado de una diferenciación extrema de un magma. Otros máficos abundantes son el anfibol y la biotita. se caracterizan por la presencia de bandeado ígneo. aparece como fenocristal con zonado. La composición química de la mayoría de estas intrusiones corresponde a la de un basalto toleítico. pues su secuencia de cristalización seria: cromita ~ olivino ~ ortopiroxeno. en el que definimos los estratos como entidades con forma de lámina caracterizadas por una determinada asociación mineralógica. Los tipos rocosos que forman parte de esta serie son: basaltos. troctolitas y gabros. La plagioclasa. cada ciclo representa un cambio en el magma a composiciones más primitivas. Mineralogía y geoquímica La principal característica es que presentan dos piroxenos (orto y clinopiroxeno). El bandeado que presenta la intrusión de Muskox. difusión química y térmica. Por último. En cuanto al origen de las unidades macrorítmicas.-pues la secuencia de cristalización seria. que es la misma que se observa en las rocas. En el complejo de Bushveld. un bandeado es una secuencia o asociación de estratos. Origen de los bandeados Cada uno de estos complejos presenta un bandeado algo diferente lo que nos indica que los procesos que los han originado han sido algo diferentes. En zonas de arco isla predominan basaltos y andesitas con escasas dacitas y riolitas. que finaliza con la segregación de pequeños volúmenes de granofidos ricos en hierro. El bandeado de estas rocas se habría originado por la combinación de cristalización "in situ". mientras que en zonas de margen continental activo son escasos los basaltos. que normalmente son de Fk. Zr. Contienen fenocristales de olivino. Sr. Como minerales máficos más frecuentes aparecen biotita y anfibol. siendo el feldespato potásico muy abundante en la matriz. En zonas de arco pueden aparecer series tanto toleíticas como calcoalcalinas. Químicamente son rocas que se encuentran en le limite de saturación de Si02.32 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez feldespato potásico se encuentran en la matriz de los términos más diferenciados (dacitas v riolitas). que además son los más frecuentes (tonalitas. que en margen continental es al revés. cuarzo monzonitas y cuarzo sienitas) hasta tipos rocosos más ricos en cuarzo. Las relaciones isotópicas iniciales de Sr (87Sr/86Sr) varian entre 0.A .712 en las de alto contenido en K20. Fk y Plag. presentando las primeras un enriquecimiento moderado en hierro a medida que aumenta la sílice.P variando desde tipos rocosos con bajos contenidos en cuarzo (cuarzo dioritas. La variedad de texturas que presentan estas rocas reflejan sus diferentes condiciones de cristalización. calcoalcalina.continente). monzogranitos. Mineralogía y geoquímica Los componentes fundamentales de las rocas granitoideas son Q. Th.63%). alta en potasio y shoshonítica. estando presente el piroxeno en los tipos más básicos (dioritas). presentan unas determinadas caracteristicas mineralógicas y químicas. originados en áreas orogénicas (margen continental o colisión continente . granodioritas. que reflejan la variación en el material fuente a partir del cual se han formado. pueden aparecer también flogopita. La diferencia fundamental que existe entre estos tipos rocosos son las proporciones relativas entre Fk y Plag. y son más ricas en incompatibles que las rocas de la serie calcoalcalina. Según sea el régimen tectónico en el que se han generado. La cantidad de máficos varia.702 y 0. sienogranitos y granitos de feldespato alcalino). Rb. presentando en la mayoría de los casos Q . Las texturas son granudas.706 en rocas de bajo contenido en K20 y entre 0. VARIEDAD DE ASOCIACIONES GRANÍTICAS Los grandes cuerpos intrusivos de dimensiones batolíticas están constituidos por granitos en sentido amplio. Serie shoshonítica Se caracteriza por su alto contenido en K20 siendo sus términos rocosos: absarokita. clinopiroxeno. disminuyendo hacia los tipos más diferenciados. Son rocas.o que se proyectan en el diagrama Q . Estas rocas son ricas en elementos incompatibles (HFS. se denomina granitoide a aquella roca que tiene más del 5% modal de Q y presenta textura granuda. En arco isla son más frecuentes las de bajo contenido en K20. En fúnción de su contenido en K20 se distinguen las siguientes series: baja en potasio. por tant. U) con respecto a las tierras raras (REE) aumentando el contenido en LREE con el aumento de K20 lo cual las diferencia de los MORB y los OIB. shoshonita y banakita. Los tipos porfídicos son también importantes presentando en algunos casos fenocristales de 5 a 10 cm. Ba. analcima y leucita.702 y 0. La textura es porfídica con matriz vítrea o criptocristalina siendo completamente vítrea en los tipos más ácidos. Químicamente son rocas saturadas en SiO2 (52% . Los frecuentes intercrecimientos que aparecen entre Q y Fk (textura gráfica) o Q y Plag (textura mirmequítica) son el resultado de la cristalización a partir de una composición eutéctica constituida por cuarzo y feldespatos. mientras. en los que aparece exclusivamente biotita. Desde un punto de vista químico lo más destacable es que son rocas saturadas en Si02 (entre 50% y 77%). siendo más frecuentes las de tamaño de grano medio o grueso. plagioclasa y ortopiroxeno. 705) que pondrian de manifiesto una afinidad mantélica. Presentan relaciones ISr bajas por lo que su material fuente seria un manto empobrecido. Geoquímicamente corresponden a series alcalinas y peralcalinas. predominando gabros. o Ambientes anorogénicos. o Ambientes orogénicos. los tipos rocosos son granitos en sentido amplio. con clinopiroxeno y anfibol como principales fases máficas. Geoquimicamente se caracterizan por un fuerte enriquecimiento de REE tanto ligeras como pesadas.700 0.708. como anomalías negativas (sienogranitos y granitos de feldespato alcalino). ya que hay asociaciones graniticas con ISr bajas (87Sr/86Sr 0. encontrándose tipos rocosos desde gabro a granito con predominio de las granodioritas.713). cuarzodioritas y tonalitas.33 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez normativo y pertenecen a las series calcoalcalinas. Los espectros de tierras raras presentan enriquecimiento en LREE frente a las pesadas.704 . Son metaalumínicos. Ambientes geotectónicos Podemos agrupar los ambientes geotctónicos en los que aparecen rocas granitoideas en dos grandes grupos: los anorogénicos y los orogénicos. mientras que los álcalis aumentan. tonalitas). pudiendo aparecer tanto anomalías positivas (en rocas ricas en plagioclasa dioritas. con anfibol. Se interpreta que se han originado a partir de rocas ígneas intermedias o básicas con arifibol.704) lo que indica su procedencia por fraccionamiento de magmas de composición basáltica procedentes de la fusión del manto astenosférico. Un parámetro muy empleado en rocas granitoideas es el índice de saturación en M2O3 que mide la relación entre M2O3/CaO + Na2O + K20 en valores moleculares. se caracterizan por la presencia de piroxenos y anfiboles sódicos. asociados a gabros toleiticos. es decir en zonas donde hay corteza continental. pero que han podido asimilar materiales de la corteza lo cual aumentaria el contenido en LIL. Zonas de rifi continental: Se trata de los granitos intraplaca (WPG). (ORG): Pequeños volúmenes de tonalitas y leucotonalitas.0. por lo que una diferenciación extrema de líquidos basálticos no daria lugar a grandes volúmenes de rocas graniticas y parece necesaria la participación de la corteza para generar estas rocas. y representarian los líquidos residuales de la cristalización fraccionada de Ol. Esto último se interpreta como que en ambientes oceánicos no existe un material fuente adecuado para generar magmas de composición granítica y que los escasos granitoides que aparecen en áreas oceánicas representan los líquidos residuales de la diferenciación de basaltos. Cpx y Plag a partir de líquidos basálticos. o Margen continental activo: Dominan los plutones calcoalcalinos de carácter metaalumíninco. piroxeno y biotita como minerales máficos predominantes. así como enriquecimiento den LIL con respecto a elementos HFS. FeO. Las relaciones isotópicas iniciales de Sr también presentan una amplia variación. Arco isla (VAG): Corresponden a tipos calcoalcalinos variados. En estos últimos es donde aparecen los mayores volúmenes de rocas granitoideas. Normalmente M2O3. Presentan bajas relaciones ISr (< 0. con anomalías de Eu de distinto rango. siendo muy escasos en ambientes oceánicos. Corresponden a los granitos de tipo A.710) que indicarian una clara influencia cortical en la generación de los magmas. o Zonas de dorsal oceánica. lo cual se interpreta como que derivan de una fuente mantelica enriquecida. mientras que otras series graníticas presentan relaciones de Sr elevadas (87Sr/86Sr> 0. saturadas en SiO2 pobres en CaO y MgO y ocasionalmente ricas en K2O. MgO y CaO disminuyen con la Si02. Las relaciones ISr son bajas. es decir rocas . Granitos tipo M.703) a valores altos (0. Las relaciones ISr varian entre valores bajos (0. entre 0. asociados a rocas gabroideas y monzoníticas. . Son Granitoides S. Los sin-colisionales están relacionados por los procesos de engrosamiento cortical. segregación. lo cual indica una clara participación cortical en la formación de los tipos graniticos.corteza (asimilación. el cual puede tener lugar algún tiempo después de la colisión misma. Son granitos de carácter peraluminico con biotita y moscovita.710 a 0. homogeinización). los enclaves son tanto de tipo microgranular como xenolítico. normalmente cuando una "lámina" cortical desliza por debajo de otra. Colisión continental: Dentro de este ambiente podemos diferenciar entre los granitos sin-colisionales y los post-colisionales. o por fusión de rocas del manto facilitada por la deshidratación de la corteza oceánica que subduce. las relaciones ISr son variadas desde bajas a altas. El magmatismo post-colisional está relacionado con un ascenso rápido post-cierre de cuenca.720. son importantes los procesos de la interacción magma . que serian metasedimentos ricos en micas. porque aunque predominan los tipos meta-alumínicos también aparecen granitos alumínicos. con términos rocosos que va de granodioritas a leucogranitos.34 PETROLOGÍA ÍGNEA Óscar Pintos Rodríguez o o de la corteza continental inferior. Granitos tipo I Caledoniano. Son los Granitoides I. entre 0. Presentan relaciones ISr altas. y todo esto indica que se han formado a partir de magmas de la fusión del manto como de la corteza. pero predominan los tipos graníticos. Estos presentan caracteristicas mixtas entre los I y S.