Rocas Magmáticas

1. I.E.S Muriedas
2º Bachiller
PETROLOGÍA
INTRODUCCIÓN
Petrología: es una rama de la geología encargada de estudiar las rocas.
Roca: material duro y coherente, constituido de materiales de la corteza terrestre y formado, por regla
general, por una asociación de minerales. Hay excepciones como el petróleo o el gas natural, que son líquido y
gas respectivamente, y también hay rocas constituidas por un mineral o materia amorfa (no mineral). Las
rocas tienen una utilidad importante y es que son la materia prima de los materiales de construcción.
CLASIFICACIÓN GENÉRICA DE LAS ROCAS
Según su origen:
- Endógenas: se forman en el interior de la corteza terrestre (energía interna) por los procesos
magmáticos (ROCAS MAGMÁTICAS) o metamórficos (ROCAS METAMÓRFICAS).
- Exógenas: se originan en la superficie terrestre. Las causas que forman las ROCAS
SEDIMENTARIAS están en la energía procedente del sol y la fuerza de la gravedad que actúa en
los procesos de erosión.
Tanto los procesos internos como los externos actúan simultáneamente durante millones de años en una
dinámica de transformación de la corteza terrestre.
Los procesos externos, mediante la meteorización y erosión, van desgastando los materiales de la corteza
mientras que los internos van creando nuevos materiales.
Esta dinámica de transformación se puede considerar como un ciclo (CICLO GEOLÓGICO) que
puede ser subdividido en 3 etapas:
Orogénesis: etapa de formación de nuevos relieves.
Gliptogénesis: se descomponen las rocas y se forman los sedimentos.
Litogénesis: formación de nuevas rocas.
Dentro de este ciclo se puede encuadrar la dinámica de transformación de una roca en otra (ciclo litológico
o de las rocas).
ROCAS MAGMÁTICAS
MAGMÁTISMO Y SU FISICOQUÍMICA
La corteza y el manto superior terrestre están formados por materiales sólidos, sin embargo en
algunas zonas, por coincidir circunstancias físico-química, dichos materiales pueden fundirse y dar como
resultado en magma que ocupara un recinto o cámara magmática.
MAGMATISMO: Proceso que va desde la formación de los magmas hasta su solidificación y formación de
las rocas magmáticas.
Roca magma Roca magmática
sólida Tª y/o P
Etimológicamente MAGMA significa fundido rocoso formado principalmente por minerales silicatados, óxidos
y otras especies, que contienen gran cantidad de gases, que constituyen la fracción volátil del magma (su
composición química, expresada en % de óxidos es (en orden creciente de abundancia): SiO 2, Al2O3, MgO,
CaO, FeO, Na2O y K2O ) y cristales y fragmentos de rocas que forman la fracción sólida.
Un magma es una masa fundida de SILICATOS, que contiene gases y minerales sólidos dispersos
encontrándose a temperaturas comprendidas aproximadamente entre 700 y 1200 ºC.
Su compleja composición puede referirse a tres fases:
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a Fase fundida: formada principalmente por iones tetraédricos de SiO 44- y en menor cantidad de
AlO5-, así como iones metálicos Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+.
b Fase gaseosa: con diversos gases, que están contenidos a presión disueltos en la fase fundida,
por termino medio un 90% es vapor de agua, seguido de cantidades menores de CO 2, ClH, FH,
S, SO2, N2, Ar y BO3H2.
c Fase sólida: son minerales que ya han cristalizado q la temperatura a la que se encuentra el
magma (olivino, piroxenos y otros) o restos de rocas que no han llegado a fundir.
COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Las rocas ígneas son el resultado final del proceso de solidificación del magma.
Los componentes mayoritarios son: O, Si y Al, seguidos de Fe, Mg, Ca, Na y K. Según el contenido en el
componente mayoritario (SiO2, 35-70%), las rocas ígneas se clasifican en:
- Ácidas: + 65%
- Intermedias: 55-65%
- Básicas: 45-55%
- Ultrabásicas: < 45%
Entre los minerales que las componen se distinguen 3 grupos en función de su abundancia:
 Los minerales esenciales o petrogenéticos: son aquellos que se encuentran en mayor proporción y que
sirven para clasificar la roca.
Son minerales esenciales la mayoría de los silicatos: olivino, piroxenos, anfíboles, biotita, moscovita,
feldespato potásico, plagioclasas, cuarzo y feldespatoides.
 Los minerales accesorios: se encuentran en una pequeña proporción y su presencia o ausencia no
modifica la clasificación de la roca. Son accesorios: rutilo, zircón, hematites, apatito, magnetita, espinela.
 Los minerales secundarios: formados por alteración en una etapa posterior a la formación de la roca.
Y son secundarios: talco, clorita, serpentinita, calcita , minerales de la arcilla...
Los minerales ferromagnesianos (olivino, piroxenos, anfíboles y biotita) son se color oscuro y se llaman
minerales melanocratos, mientras que los feldespatos, plagioclasas, cuarzo y moscovita son de color claro y
reciben el nombre de leucocratos. Los primeros son pobres en sílice y los segundos más ricos. Dentro de las
plagioclasas, las cálcicas son más pobres en sílice que las sódicas.
Por todo ello, se puede establecer una relación entre la composición química, la mineralógica y el color
de éstas rocas:
 Roca ácida (félsica): color claro por tener leucocratos mayoritariamente.
 Roca básica (máfica): color oscuro por tener melanocratos.
CONDICIONES TERMODINÁMICAS PARA LA FORMACIÓN DE LOS MAGMAS:
El que una roca pueda encontrarse parcialmente fundida depende de:
 Temperatura: que aumenta con la profundidad resultado de la concentración de elementos
radiactivos, aunque no de manera progresiva. En las zonas de subducción se origina, como
consecuencia de la fricción de unas rocas sobre otras, un aumento de temperatura anómalo, lo que
provoca la formación de magmas.
 Presión: al disminuir la presión de confinamiento se reduce la temperatura de fusión de las rocas.
 Presencia de agua en las rocas: hace disminuir la temperatura de fusión. Una roca húmeda, en
profundidad tiene una temperatura de fusión menor que una seca bajo la misma presión de
confinamiento.
Las rocas no tienen un punto de fusión fijo, por estar compuestas por varios minerales es más correcto
hablar de un INTERVALO DE FUSIÓN al referirse a las rocas. La temperatura a la que una roca empieza
a fundir se le llama punto de sólidus y la temperatura a la que toda la roca está fundida se le conoce como
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punto de liquidus. La mayoría de las veces, la fusión de la roca no es completa y el proceso se conoce como
fusión parcial o anatexia.
Las temperaturas en el manto superior nunca llegan a alcanzar el solidus de las pteridotitas, aunque
se quedan muy cerca de las zonas de la dorsal y entre los 70-300 km la Tª supera al solidus de los basaltos que
podrían empezar a fundirse a este intervalo. Sin embargo a esas profundidades sólo existen pteridotitas esto
se explica porque los materiales en el manto están en estado de fusión incipiente y porque la peridotita no es
más que un basalto con un residuo magmático infusible => la astenosfera sería pues un basalto fundido que
consiste con una fracción sólida, semejante a los refrescos con hielo triturao en los que coexisten dos fases de
líquidos y sólidos.
El punto de fusión de las rocas aumenta con la profundidad => ya que aumenta la presión por
lo que se necesita más fuerza o más temperatura para romper los enlaces. Al fundirse la roca el volumen
aumenta y se deben de apartar las rocas circundantes por lo que se necesita una energía calorífica adicional.
De lo cual se deduce que se pueden producir magmas, bien aumentando la temperatura o disminuyendo la
presión del manto.
Las fracturas por encima del manto, disminuyen la presión. El ascenso del magma también favorece
esta disminución => mantiene el estado de fusión durante mucho tiempo, por lo que si el conducto es corto
es más probable que salga en forma de lava a la superficie
El grado de viscosidad de un magma depende de los siguientes factores:
1. Su composición química: los magmas ricos en sílice son más viscosos que los pobres en ellos, esto
es debido a que los tetraedros de SiO4- se unen compartiendo un O= formado cadenas que
aumentan la viscosidad.
2. Contenido en gases: el H2O y otros gases disminuyen la viscosidad del magma, porque iones como
el OH- , Cl- y F- sustituyen al O= en dichas cadenas Si-O-Si impidiendo la prolongaciones de éstas.
Los gases aumentan la presión interna del magma.
3. Contenido en minerales sólidos en suspensión, si es alto, aumenta la viscosidad.
4. El aumento de temperatura, aumenta la fluidez.
5. La presión, si disminuye la presión los gases escapan aumentan la viscosidad del magma.
Aunque existen una gran variedad de rocas ígneas, se considera que todas ellas derivan de dos tipos
esenciales de magmas:
Ö Magma basáltico: se origina por la fusión parcial de loas rocas del manto superior que se cree que
está formado por rocas peridotitas (bajo contenido en sílice). La temperatura de fusión es de unos
1000ºC y dicha fusión es frecuentemente consecuencia de una disminución de la presión de
confinamiento. Al ser pobre en sílice, es un magma fluido. Si consolida en el interior dará lugar a
rocas plutónicas de la familia del gabro, mientras que si llega a ascender a la superficie dará lugar a
rocas de la familia del basalto. Dependiendo de la profundidad y de la cantidad de las rocas fundidas,
se distinguen dos tipos:
ø Alcalino: rico en elementos alcalinos (K, Na...) y pobre en sílice que procede de la fusión de
aproximadamente el 15% de la peridotita a una profundidad de 80 km. Da lugar a una gran
parte de las islas volcánicas.
ø Toleítico: es más pobre en elementos alcalinos y algo más rico en sílice. Procede de la fusión
del 30% de la peridotita a una profundidad de unos 30 km. Está en relación con las
dorsales oceánicas.
Ö Magma granítico: procede de la fusión parcial de rocas de la corteza continental a una temperatura
de unos 800ºC y entre 25-45 km de profundidad. Se funden rocas ricas en sílice y con contenido en
agua elevado, lo que dará lugar a un magma viscoso, por ello, su ascenso hacia la superficie es
laborioso y tiende a cristalizar en el interior de la tierra formando rocas plutónicas.
Los magmas intermedios pueden considerarse mezcla de éstos anteriores o de la asimilación, en un ascenso,
de rocas de distinta composición.
Una vez formado el magma, al ser menos denso que la roca sólida, tiende a ascender hacia zonas de menor
presión y se irá enfriando paulatinamente. La velocidad de ascenso depende de: la composición, la viscosidad
y en contenido en gases, aunque por regla general, es de un metro por año.
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La consolidación de un magma da lugar a las rocas ígneas que dependiendo del lugar en que se enfríen,
originan tres tipos de rocas: plutónicas(=igneas), volcánicas(=efusivas) y filonianas (subvolcánicas).
ORIGEN DEL MAGMA. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA
Los magmas en un 90% están formados por silicatos. La estructura de estos minerales están
compuestos por unas bases estructurales “TETRAEDRO FUNDAMENTAL” que se van polimerizando.
Grado 0 => no existe polimerización. NESOSILICATOS (Olivino).
Grado 1 => existe 1 polimerización. SOROSILICATOS (epidota).
Grado 2=> existe 2 polimerización. CICLOSILICATOS (berilo, turmalina). Cadena sencilla =>
INOSILICATOS (piroxenos). Cadena doble (Anfiboles).
Grado 3=> 3 polimerización. FILOSILICATOS (micas, minerales de arcilla).
Grado 4=> 4 polimerización. TECTOSILICATOS (cuarzo, feldespatos).
El enfriamiento del magma favorece su polimerización, esto quiere decir que los silicatos van a disminuir
su punto de fusión o de cristalización a medida que se polimerizan.
El olivino será el mineral de más alto de fusión, es decir es el primero que cristaliza cuando el magma
empieza a enfriar, por el contrario el cuarzo es el último en formarse, ya que es el de más alto grado de
polimerización.
Durante el enfriamiento del magma se produce cristalización de minerales a partir de la fase fundida y
condensación de la fase gaseosa y condensación de las fase gaseosa, intervienen distintos factores:
 Velocidad de enfriamiento.
 Composición inicial del magma.
 Variación de Presión.
 Contaminación del magma.
En condiciones de enfriamiento lento, en el interior de la tierra, hay tiempo para que los componentes
del magma incluidos los gaseosos se vayan ordenando según sus afinidades químicas constituyendo redes
cristalinas, lo que da lugar a diversos minerales.
Si el enfriamiento es rápido => en la superficie terrestre o a escasa profundidad, hay poco tiempo para
que los componentes del magma se organicen en redes cristalina, por lo que el MAGMA SOLIDIFICADO
en estado vítreo o sólo parcialmente cristalizado, los componentes gaseosos escapan en su mayoría, al ser
escasa la presión, y no intervienen en la cristalización.
A medida que van cristalizando minerales, el magma va cambiando de composición, produciéndose un
equilibrio sólido-líquido. Los minerales no cristalizan todos a la vez, ni permanecen intactos durante todo el
proceso de diferenciación. A medida que disminuye la temperatura van cristalizando distintos minerales. Los
recién formados y estables a una determinada temperatura, pueden dejar de serlo al variarla, cambiando de
composición o disolviéndose para recombinar sus iones y formar minerales nuevos. A este cambio se le llama
reacción y la serie ordenada de tales cambios, series de reacción.
Bowen en 1922 determinó el orden de cristalización de los silicatos de un magma de composición
intermedia a medida que disminuía la temperatura.
Hay dos tipos de series de cristalización de Bowen:
- Continua: un mineral cambia de composición mediante la sustitución de iones sin que le mineral se
destruya, como es el caso de las plagioclasas. Se denomina así porque las plagioclasas cálcicas se
transforman en las sódicas sin variar la estructura constituyendo una serie isomórfica, en la que el
Na va a sustituir al Ca, según el Al deja de sustituir en la base estructural de estos tectosilicatos al Si,
por lo cual se produce un defecto de carga que tienen que ser compensado normalmente por el Na,
Ca y K dando origen a los feldespatos.
Las reacciones totalmente continuas son difíciles durante el enfriamiento porque:
a. La difusión entre sólidos suele ser más lenta que el crecimiento de los cristales.
b. Los cristales se separan frecuentemente del líquido.
- Discontinua: un mineral estable deja de serlo al disminuir la temperatura y reacciona con el magma
formando un mineral de distinta composición al primero, como por ejemplo, el olivino pasa a
piroxeno. Son de más alto punto de cristalización y la diferencia con la anterior es que aquí la
estructura si va cambiando hacia estructuras más polimerizadas según va enfriándose el magma y
reaccionando con el sílice sobrante y el agua, si la reacción no es completa se forman cristales
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concéntricos, en los que aparece un núcleo de olivino rodeado de piroxeno y este a su vez rodeado
por anfibol, sustitución de un mineral por el siguiente de la serie.
Al final de cristalización las dos series confluyen en una sola ya que la sílice sobrante, que en los
magmas ácidos e intermedios puede ser apreciable, junto con el H 2O y otros elementos
mayoritarios, forma la ortosa, moscovita y cuarzo.
Todos los minerales de la serie de Bowen no aparecen finalmente en la misma roca, pues los
minerales formados primero a temperatura alta y estable en el momento de su formación tienden a
reaccionar con la fracción líquida restante, a medida que la temperatura disminuye.
Tª DISCONTINUA
SILICATOS
DE Fe, Mg, PIROXENOS ANFIBOLES BIOTITA
Ca y Al. OLIVINOS
ORTOSA
MELANOCRATOS
MAGMA MENOS (Feldespato potásico)
VISCOSO
Tª
MOSCOVITA
CONTINUA
CUARZO
LEUCOCRATO
PLAGIOCLASA PLAGIOCLASA MAGMA MÁS
CÁLCICA. SÓDICA. ALBITA VISCOSO
ANORTITA NaSi3AlO8
CaSi2Al2O8
Siguiendo las series de Bowen, vemos que a partir de un magma basáltico se origina otro más rico en
sílice, o sea, un magma granítico.
FASES DE CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA:
A lo largo del enfriamiento del magma, los geólogos han diferenciado 3 fases, partiendo de un magma
que cristaliza lentamente a presión constante:
Ortomagmática: es la descrita hasta ahora, en la que el magma desciende hasta 500ºC de
temperatura y durante ésta se produce la diferenciación. Cristalizan los minerales melanocratos
(oscuros) como el olivino, piroxenos y anfiboles y minerales leucocratos (claros) como la anortita y
albita.
Pegmatítico-neumatolítica: a una temperatura menor y con un contenido alto en materiales
volátiles, el magma tiene mayor presión, penetrando en las fracturas de las rocas circundantes. El
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enfriamiento es más rápido y su consolidación da lugar a las rocas pegmatíticas o filonianas. La
cristalización en un medio rico en fluidos permite el crecimiento de grandes cristales que son típicos
de éstas rocas y la formación de minerales raros formados por elementos volátiles que pueden
constituir menas de interés geológico.
Cristalizan micas, feldespatos y cuarzo.
Hidrotermal: ocurre cuando la temperatura ha descendido a 300ºC, quedando una fase líquida
importante y se consolida el magma residual. Se forman minerales de interés económico como los
sulfuros. A veces, estas soluciones hidrotermales cargadas de iones se ponen en contacto con las
rocas adyacentes originando fenómenos de metasomatismo, o llegan a la superficie a través de
fracturas formando geiser o fuentes termales.
Con frecuencia estas soluciones hidrotermales llevan compuestos metálicos en disolución y son la
causa de la formación de yacimientos minerales útiles en las zonas periféricas de los macizos de
rocas plutónicas.
CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA
Los mecanismos mediante los cuales se puede alterar la composición química de un magma son:
diferenciación, asimilación y mezcla de magmas.
En enfriamiento del magma es progresivo y sus constituyentes se irán combinando para formar distintas
fases de minerales. A este proceso se le llama cristalización fraccionada.
La mayoría de los magmas no llegan directamente a la superficie desde su zona de generación, sino que
se aloja en una cámara magmática relativamente somera (1-5 km), en la cámara experimentan una serie de
procesos que cambian su composición química:
1. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA:
Al enfriarse el magma comienzan a formarse pequeños cristales que podrían acabar formando
una roca de la misma composición, sin embargo, esto no es así ya que, por lo general, dichos
cristales se separan del magma residual por lo que éste queda con una composición global
diferente a la de partida. Hay que considerar que los minerales siguen un orden de cristalización
así el olivino, el primero en cristalizar, es un silicato de hierro y magnesio, por lo que el magma
restante se empobrecerá de estos elementos.
Hay varios mecanismos para separar cristales y magma:
a Acción de la gravedad: DIFERENCIACIÓN GRAVITATORIA, los cristales más
densos, caen al fondo de la cámara magmática. Los minerales formados son más
densos que el magma residual, por lo que se decantan hacia el fondo de la cámara
magmática: Así la acumulación de piroxenos y plagioclasa cálcica a lugar a un magma
residual pobre en Ca, Mg, Fe y rico en sílice.
Si el proceso de cristalización queda interrumpido en este momento, el magma
residual, de básico, habrá pasado a intermedio o ácido. De esta forma a partir de un
magma basáltico (básico) se puede diferenciar un magma granítico (ácido) => Este
proceso se denomina CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA y dependiendo donde
se interrumpa la cristalización tendremos los magmas intermedios andesíticos,
dioríticos-traquíticos, cinéticos, hasta llegar a los riolíticos-graníticos (ácidos) según el
enfriamiento sea rápido o lento, en cualquiera de los casos se ha partido de un magma
basáltico-gábrico (básico o ultrabásico).
b FILTRADO A PRESIÓN: el magma migra de la cámara debido a que está
comprimida => si cuando la cristalización está más o menos avanzado actúan
presiones, la malla de minerales ya formados queda comprimida y el líquido residual es
exprimido hacia otros lugares => al cristalizar este líquido origina una roca diferente a
la que constituyeron los minerales formados al principio, la roca formada por el
líquido residual puede aparecer en forma de vetas, atraviesan las rocas circulantes o la
propia roca formada.
c TRANSPORTE GASEOSO, los gases liberados forman burbujas que escapan a
través de la malla de minerales ya formados, arrastrando al líquido residual, éste al
cristalizar en otro lugar, forma una roca de composición diferente a la que formaron
los primeros minerales cristalizados.
“Si el magma es basáltico y sufre un proceso largo y lento de cristalización , los últimos cristales formados serían
minerales del granito, aunque la cantidad sería muy pequeña”.
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2. ASIMILACIÓN: el magma funde porciones de las rocas encajantes con lo que se ven alterada
su composición, ésta contaminación se produce en los dos sentidos, a veces los elementos más
móviles del magma (los volátiles) pueden reaccionar con las paredes de la cámara produciendo
metasomatismo.
Con frecuencia quedan enclaves reconocible de la roca encajante dentro de la roca magmática,
una vez consolidada, a estos enclaves también se les denomina xenolitos o gabarros.
Ocurren cambios:
a El magma funde minerales de la roca encajante cuyo punto de fusión es inferior a la del
magma => enfriamiento del magma => acelera su cristalización.
b Minerales de la roca encajante con punto de fusión mayor a la temperatura del magma
invasor, no se funde, pero se producen reacciones entre los minerales y el magma, se
transforman en otros minerales de la serie de Bowen.
c Los minerales de la roca encajante, se encuentran en equilibrio físico-químico con el
magma invasor, se conservan sin transformarse siendo englobados por el magma.
El proceso de asimilación es la causa de que un magma primario o juvenil se convierta en uno
secundario o palingenético.
3. MEZCLA: Un magma ya diferenciado se pone en contacto con un nuevo magma primario, el
nuevo magma más caliente (menos denso) y más fluido, tiende a desalojar al diferenciado del
techo de la cámara, al romperse éste a causa de la presión añadida por el nuevo magma,
produce volátiles del magma diferenciado se liberan provocando una erupción paroxísmica y un
vuelco convectivo generalizado en la cámara. Ej: Krakatoa, Indonesia (1883).
Aunque es difícil, también puede haber mezcla de magma sin relación genética de diferentes
magmas primarios.
MAGMAS PRIMARIOS- TECTÓNICA DE PLACAS
1. MAGMA TOLEICO: No suele existir diferenciación, con un 50% de SiO2. Forma al consolidarse
peridotitas y basaltos y suelen ser de alto grado geotérmico, lo que implica que se generan a poca
profundidad, 15 a 30 km en zonas de la dorsal atlántica.
2. MAGMA ALCALINO: Con diferenciación, 45% de SiO2, presencia de Na y K. Forma el basalto al
consolidarse. De bajo gradiente y mucha profundidad, entre los 50 y 70 km, zonas de intraplaca, zona
oceánica de fractura y dorsal pacífica.
3. MAGMA CALCOALCALINO: Con abundante Na y Ca, 45% de SiO2, forma la andesita al
consolidarse. Propio de las zonas de subducción y arco de isla, es de mucha profundidad entre los 100-
150 Km.
4. MAGMA POTÁSICO: Muy pobre en sílice y abundante en K. El más profundo, zonas de subducción
y arco de islas. Según va enfriándose el magma se pueden distinguir tres fases de consolidación
caracterizadas por el tipo de minerales que se forman y que vienen a coincidir con unos intervalos de
temperatura.
MAGMATISMO EN BORDES DE PLACA CONSTRUCTIVOS:
El intenso magmatismo que se desarrolla en las dorsales o rifts intercontinentales puede explicarse por la
descompresión que sufre el material del manto que asciende en estado sólido por convección en estas zonas y
que se ve favorecidos por la gran fracturación de este tipo de bordes.
MAGMATISMO EN BORDES DESTRUCTIVOS:
En zonas de subducción, la fricción produce un calor que se ve ayudado por el aporte de agua
procedente de la litosfera oceánica, que subduce, la cual al ser expulsada hacia arriba rebaja el punto de
fusión del material que quede encima.
MAGMATISMO EN EL INTERIOR DE LAS PLACAS:
Se pueden explicar por la existencia de un punto caliente, región del manto con una anomalía geotérmica,
de donde ascienden por convección plumas de material sólido pero caliente que funden a unas decenas de
kms de la superficie.
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El desplazamiento de las placas puede dar lugar a dorsales asísmicas o a archipiélagos de islas oceánicas
alargados, como Hawai, pudiéndose originar basaltos toleíticos si el porcentaje de dusión del manto es
elevado, alrededor de un 30% o alcalino si es inferior.
En el interior de continentes los puntos calientes afectan menos, sobre todo si la placa está en
movimiento, debido al mayor espesor de la corteza continental, aunque a veces pueden aparecer sus efectos,
como en Yellowstone.
Otra posibilidad es la presencia de grandes fracturas en la litosfera, que producen una descompresión que
permite alcanzar el punto solidus, así parecen explicarse algunos magmatismos interiores como el Macizo
Central Francés.
Además, debe destacarse la presencia de grandes mesetas basálticas que se formaron en el pasado en los
continentes, incluso del tamaño de la Península Ibérica. Si bien algunas parecen estar relacionadas con
puntos calientes, otras como la de Paraná en Brasil, o la de Decán, en la India, y que para algunos autores
puede estar relacionado con la gran extinción cretácico-terciaría (K/T), deben estar relacionadas con procesos
de ruptura continental.
1. ROCAS IGNEAS O PLUTÓNICAS:
Están constituidos por material totalmente cristalino, procedente de un fluido solidificado:
 Los cristales bien formados se denominan IDIOMORFOS.
 Los cristales mal formados se denominan ALOTRIOMORFOS.
Los cuerpos plutónicos aparecen en general rompiendo o penetrando otras rocas, por lo que han
merecido el calificativo de INTRUSIVOS.
YACIMIENTOS DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Las rocas plutónicas se presentan en yacimientos muy variados, pero siempre en grandes masas sin
estratificar, aunque se intercalan entre otras rocas sedimentarias.
Los principales tipos son:
BATOLITO: Son los cuerpos de mayores dimensiones, afloran en superficie en grandes extensiones,
(extensiones superiores a los 1.000 km de largo por 100 km de ancho) mayores a 100 km 2. No afloran a la
superficie a no ser que sea debido a la erosión o a una orogenia.
El contacto con las rocas encajantes es una superficie irregular, por lo general discordantes con la rocas
encajantes y su fondo de base es desconocido. En ocasiones los batolitos tienen límite bien netos, existiendo
una superficie de contacto entre la roca plutónica y la encajante, otras veces no ocurre esto, aparece una zona
de tránsito entre una y otra roca, mediante rocas de carácter intermedio.
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LACOLITO: Es una masa lenticular con forma de domo que como mucho tiene unos pocos km de anchura.
Se supone formado por intrusión de una masa magmática a favor de los planos de estratificación o de
pizarrosidad de la roca encajante, siendo la inyección del magma la que ha provocado la deformación de las
rocas superiores en forma de cúpula. Suelen ser de dimensiones más reducidas que los batolitos, rara vez
sobrepasa los 10km.
LOPOLITO: Tiene forma de domo invertido intercalada entre los estratos de una serie sedimentaria. Es
concordante con las rocas encajantes, con frecuencia aparece hundido en el centro. Su espesor es variable,
pudiendo alcanzar más de 1km hasta 15 km, y su extensión es considerable pudiendo ser de decenas de km.
FACOLITO: (Facos=lenteja). Son cuerpos de pequeño tamaño en forma de lenteja, que ocupan en las
regiones plegadas las crestas de los anticlinales o el fondo de los sinclinales.
PLUTÓN: Cualquier cuerpo intrusivo profundo sin tener en cuenta su forma y sus dimensiones. A las
prolongaciones irregulares se les llama apófisis.
CONOLITOS: Magma igneas intrusivas que no es posible incluir en un tipo definido.
TEXTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Se entiende por textura al aspecto de la roca en función del tamaño, forma y distribución de los
minerales visto al microscopio.
 Si el color de la roca nos permite una aproximación en cuanto a su composición química y
mineralógica, la textura nos informará sobre las condiciones de consolidación del magma.
 La textura viene determinada, en gran medida, por la velocidad de enfriamiento del magma. Cuando
éste se enfría lentamente, se obtendría una textura en la que la relación de los granos es homogénea y
los cristales son grandes. Si el enfriamiento es rápido, se formarán muchos cristales pero de pequeño
tamaño. Si es muy rápido no da tiempo a que los iones se dispongan en una red cristalina y se formarán
vidrios.
Se dice que una roca esta estructurada cuando en ella existen heterogeneidades debido a una desigualdad
en la distribución delos minerales o cuando alguno de éstos está sistemáticamente orientado según reacciones
determinadas. Estos factores estructurales se aprecian a simple vista.
La textura indica los factores geométricos, tales como el tamaño o forma de los minerales, componentes
etc, se estudian de forma microscópica.
Las rocas plutónicas presentan una TEXTURA GRANUDA => ya que las rocas se han consolidado en
zonas profundas de la corteza terrestre, donde las condiciones de cristalización de los minerales dan lugar a
cristales visibles a simple vista, y además los diferentes minerales están íntimamente ligados entre sí, no
existen huecos, ni cemento de unión, también se le llama EQUIGRANULAR o GRANITOIDEA. Cuando
los minerales tienen formas irregulares que no corresponden a su forma cristalina propia, la textura es
GRANUDA ALOTRIOMORFA; pero cuando algunos minerales presentan contornos que corresponden a
su forma cristalina (=cristales idiomorfos), la textura recibe el nombre de GRANUDA HIPIDIOMORFA.
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS:
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La clasificación de las rocas plutónicas se realiza teniendo en cuenta las proporciones que en ella existen
de los diferentes minerales petrográficos, los criterios que se utilizan son:
1. Las presencia de minerales leucócratos (=ricos en sílice).
2. La existencia de cuarzo y feldespatoides que nunca se encuentran juntos en la misma roca sirve para
establecer los tres grupos fundamentales:
A) ROCAS CON CUARZO.
B) ROCAS SIN CUARZO NI FELDESPATOIDES.
C) ROCAS CON FELDESPATOIDES.
CON FELDESPATOS
SIN
ROCAS ORTOSA> ORTOSA= ORTOSA< FELDESPATOS
PLAGICLASA PLAGICLASA PLAGICLADAS
CON
Granito Granodiorita Cuarzodiorita
CUARZO
SIN CUARZO Diorita
SIN Sienita Monzonita Gabro Peridotita
FELDESPATOIDES
CON
Sienita Monzonita
FELDESPATOIDES Rocas básicas con feldespatoides
Nefeínica Nefelítica
GRANITO: Tiene como minerales esenciales, cuarzo, ortosa, plagioclasa y biotita. Son frecuentes los
accesorios, como el apatito, circón, rutilo, turmalina.
Contiene granos cristalinos de biotita (negros),
de ortosa (blancos) y de cuarzo (grises)
SIENITA: Se caracteriza por la falta o escasez de cuarzo con respecto al granito. Se distinguen dos clases:
 Feldespáticas o normales: tienen ortosa, plagioclasa y presencia frecuente de anfiboles y
piroxenos. Suelen encontrarse en las mismas zonas que los granitos, donde destacan por su color
rosado debido a alteraciones férricas procedentes de la biotita o de inclusiones de hierro en
feldespatos.
 Feldespatoídicas: Contienen feldespatoides como minerales esenciales. Los feldespatoides más
normales son la nefelina y la sodalita.
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Parecida, por su color siena (rosa), al granito rosa, debido a los granos de ortosa
MONZONITAS: Son rocas intermedias entre sienita y dioritas, tanto por su contenido en sílice como por la
igualdad de ortosa y plagioclasa y en ellas el piroxeno augita ya es esencial.
DIORITAS: Poseen mucha plagioclasa especialmente anortita, la escasez de ortosa y cuarzo permite
diferenciarla del granito, siendo más oscura por presencia de minerales máficos (=minerales melanocratos) .
Se dividen en dos clases:
 Diorita normales: tienen como componentes esenciales
plagioclasa de tipo andesita, biotita, hornblenda o augita o
ambos. Tienen ausencia o escasez de ortosa y cuarzo.
 Diorita cuarcíferas: alcanzan esta denominación cuando el
cuarzo tienen la categoría de esencial entre los otros
componentes. Las dioritas suelen aparecer en las zonas
graníticas destacando por su color verdoso a negro o rojizo si
están alteradas.
Roca más oscura que el granito.
GRABOS: Sus plagioclasas tienen más de un 50% de anortita, en visu
tiene un color prácticamente negro por la presencia de piroxenos y
anfiboles. Tienen como componentes esenciales la plagioclasa labradorita
y los piroxenos, acompañados por anfiboles primarios o de
transformación de piroxenos. Aparecen en Galicia y Pirineos.
Plagioclasas y piroxenos
NORITAS: Según algunos autores, forman una subfamilia de los garbos, y según otros, integran una familia
independiente. Su característica fundamental dentro del tipo gábrico es que sus piroxenos son rómbicos,
como la hiperstena y su plagioclasa más cálcica. Se encuentran en Pirineos, Sierra Nevada y, Serranía de
Ronda.
PERIDOTITAS: Tienen como característica principal la de contener más del 90% de minerales máficos,
predominando el olivino o peridoto. Son las rocas más básicas y pesadas de las plutónicas alcanzando
densidades de 3,5. Existen numerosas variedades piroxénicas, hornbléndicas y micáceas.
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 Dunita: una de las peridotitas más pura es la dunita
constituidas casi exclusivamente por olivino magnésico
con algunos accesorios de minerales de titanio, hierro y
cromo.
 Kimberlita: es también una variedad famosa,
compuesta por olivino seperntinizado y
flogopitas(=mica alumínico-magnésico-potásico
hidratada) relacionada con yacimientos diamantíferos.
 Serpentinas: se le atribuye un origen a partir de
peridotitas que han sufrido una acción deutérica
(=hidrotermal tardía).
Las peridotitas están muchas veces relacionadas con yacimientos de Ni, Co, Cr , en varios puntos o con lo
de Pt como ocurre en los Urales. En España se citan en los Pirineos, Galicia, Sierra Nevada y en la Serranía
de Ronda.
Son similares de visu a los garbos, aunque más verdosas por la presencia de olivino, a veces es necesaria la
lámina delgada para diferenciarlos de los garbos. El % de minerales máficos debe ser superior al 90%.
Cuando tienen más de un 90% de olivino se le llama DUNITA, si tiene más de un 90%de hornblenda,
HORNBLENDITAS y si tienen más de un 90% de piroxenos, piroxenitas. Si estos tres minerales aparecen
mezclados se dan nombres que así lo indiquen, ej: peridotitas-olivino-piroxénicas.
2. ROCAS FILONIANAS O HIPOABISALES:
Cuando los magmas formados en profundidad ascienden hacia zonas superficiales, aprovechando las
fracturas o fallas producidas por tensión y se consolidan a lo largo de estas grietas de la corteza dan lugar a las
rocas filonianas.
YACIMIENTOS:
DIQUE O FILÓN: Masa tubular discordante con las rocas en las que se inyecta.
SILL O FILÓN-CAPA O LÁMINAS INTRUSIVAS: Masa tubular que se inyecta a lo largo de la
superficie de estratificación de las rocas sedimentarias por lo que se le considera concordante con la
estratificación.
VENAS O VETAS: Abarcan genéricamente tanto a los diques como a los sills de poco espesor. En minería
se utiliza para indicar un filón de material productivo.
ESTRUCTURA Y TEXTURA DE LAS ROCAS FILONIANAS:
Cuando el magma asciende por una fractura de la corteza terrestre, se pone en contacto con rocas cada
vez más superficiales que están a temperaturas inferiores a la suya, y al enfriarse con rapidez en las paredes de
la grieta, se solidifica formando una capa de aspecto vítreo que protege del enfriamiento del resto de la masa
magmática que ocupa la parte central del dique: aquí la cristalización se pueden hacer con más lentitud y la
roca queda formada por un agregado de cristales, tanto mayores cuanto más lentamente se haya producido el
enfriamiento.
Cuando un magma asciende por la grieta donde ha de consolidarse ya esta parcialmente cristalizado, es
decir ya existen en su seno ciertos cristales idiomorfos flotando en el magma residual líquido, cuando este
magma parcialmente solidifica en el dique, al enfriarse con mayor rapidez, originan un agregado de cristales
pequeños que cementan a los fenocristales de mayor tamaño previamente formados, los cuales destacan
claramente sobre la pasta general que engloba: ESTRUCTURA PORFÍDICA: cristales de grano grueso
más o menos idiomorfos llamados FENOCRISTALES, empapados por una masa de cristales de grano muy
fino MICROCRISTALES (alotriomorfos) que forman la matriz o pasta.
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TEXTURA APLÍTICA: los cristales tienen aproximadamente el mismo tamaño, aunque más pequeños que
en las rocas plutónicas y alotriomorfos. Son de grano fino y uniforme.
TEXTURA PEGMATÍTICA: se forman por cristalización lenta de líquidos residuales de carácter
hidrotemal pueden formarse cristales de gran tamaño. Granuda de grano muy grueso, casi siempre por
encima del centímetro.
PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS FILONIANAS:
La clasificación se debe a:
1) La composición químico-mineralógica de las rocas filonianas, si es igual o casi igual a la roca plutónica,
diferenciándose sólo en la manera de yacer y estructura => PORFIDO.
2) Si la composición es más ácida, silícea, leucocrata, etc, que la roca plutónica madre de referencia =>
FILONIANA ÁCIDA.
3) Si es más básica, máfica, melanocrata, etc que la roca plutónica madre de referencia => FILONIANA
BÁSICA.
PÓRFIDOS: Estructura porfídica típica. Composición similar a la de la roca con la que se relaciona. Cuando
su composición es básica y sonde colores oscuros por la
presencia de biotita, anfiboles, piroxenos y olivino se les
denomina lamprófidos.
Destacan fenocristales (leucocratos, idiomorfos gruesos)
claros sobre pasta oscura de infinitos microcristales. Los más
abundantes son los pórfidos graníticos o cuarcíferos que
van a resistir mejor a la erosión que los granitos u otras rocas
que atraviesa. Son duras y resistentes, se usan para material de
construcción y adoquines, algunos pórfidos de notable belleza
se utilizan como piedra ornamental.
ROCAS FILONIANAS ÁCIDAS: formadas por cuarzo y feldespatos que tienen poca cantidad de
minerales ferromagnesianos (pegmatita, aplita, diques de cuarzo).
PEGMATITAS: formada por enormes cristales de cuarzo,
feldespatos alcalinos (=idiomorfos) y moscovitas, el cuarzo
ocupa los intersticios irregulares que dejan entre sí los cristales
de feldespatos,ristalizan juntos y el cuarzo forma cristales
orientados dentro del feldespatos recuerdan a los cristales
cuneiformes y se les llama gráficas. Contienen minerales
accesorios como turmalina, circón, berilo y otro que contengan
iones de tamaño grande. Aparecen en condiciones semejantes a
las aplitas. Los diques de pegmatita son irregulares.
APLITAS: Suelen aparecer en venas relacionadas con plutones de granito o rodeando a estos. Son sus
componentes sobre todo cuarzo y, ortosa, además plagioclasa sódica y a veces moscovita, con un tanto por
cierto bajo de turmalina o topacio.
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DIQUES DE CUARZO: cuarzo muy alotriomorfo, son ácidas con un 99% de sílice. La resistencia del
cuarzo a la erosión hace que destaquen en el terreno, quedando como ruinas
de murallas.
FILONIANAS BÁSICAS O LAMPRÓFIDOS: Son brillantes, tonos oscuros, ricas en minerales ferro-
magnesianos (piroxenos, anfiboles, biotita) están en regiones graníticas o metamórficas.
OFITA: Roca subvolcánica, de composición gabro-basalto y textura característica con cristales
entrecruzados.
3. ROCAS EFUSIVAS O VOLCÁNICAS:
Se incluyen todo tipo de productos volcánicos que a lo largo de las épocas geológicas han sido
arrojados por los volcanes y se han solidificado o depositado en la superficie terrestre continental o en los
fondos oceánicos.
Las rocas efusivas procedentes de erupciones modernas son las mejores conocidas y de las que no
existe ninguna duda de su origen magmático, ya que se ha visto surgir de las profundidades a la superficie
corriendo por ella. Las rocas efusivas antiguas que aparecen enterradas o aflorando pueden haber sufrido
recristalizaciones o acciones metamórficas que las han dotado de características texturales y mineralógicas
próximas a las de las rocas filonianas e incluso plutónicas.
YACIMIENTOS:
COLADAS: también se
las llama, “escurrimiento,
corriente, derrame y
manto”. Formado por
cuerpos extensos y
delgados (=tabulares)
producidos al derramarse
la lava sobre la superficie,
esto puede ocurrir de
forma sucesiva con lo
cual se produce una
estructura estratificada,
suele ser de poco espesor
pero de kilómetros de
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extensión. En algunas fisurales, han llegado a formar mesetas de más de medio millón de km2,como en el
Decan.
CONOS DE LAVA: se forman a partir de erupciones centrales de lavas viscosas alrededor de los cráteres.
Los conos están constituidos muchas veces por capas alternantes de coladas y material piroclástico
(=productos sólidos), cuando predomina el material piroclástico se llaman conos de ceniza.
NECK: cuando se solidifica la lava dentro de la chimenea, da lugar a un yacimiento en cuello de botella,
llamado neck, que actúa de tapón. Si la presión interna levanta el tapón sin expulsarlo por completo, surge
sobre la boca del cráter un pitón o cúpula a veces de cientos de metros.
DIQUES Y SILLS: son una variante de los neck, que son cuerpos tabulares que rellenan ramas de la
chimenea principal o del foco. Son diques si cortan la estratificación de las rocas invadidas y sills si se
disponen paralelos a ellos.
ESTRUCTURA DE LAS LAVAS SOLIDIFICADAS:
Al mismo tiempo que las lavas se mueven se van enfriando y, van desprendiendo gases que se quedan
incluidos en forma de burbujas esféricas o alargadas, esto junto a la topografía del terreno dejan huellas en la
lava solidificada, como son las siguientes estructuras:
a La estructura es fluida si las burbujas de gas que se observan dentro de una masa vítrea se disponen
más o menos en paralelo.
b Estructura vacuolar si los cristales dejan numerosos huecos o vacíos.
Lava vacuolar
c Después de su consolidación puede producirse el relleno de las cavidades por ciertos minerales que
se precipitan de las aguas al circular por el terreno o de los gases procedentes de fumarolas: forman
la estructura amigdaloide.
d Estructura escoriacea: la lava viscosa en forma de costra superficial, al romperse origina bloques
irregulares que son cementados de nuevo con lava más fluida de forma caótica, estas lavas
escoriaceas se llaman en Canarias “malpaís”.
e Estructura esponjosa: si las vacuolas dejan numerosos huecos y son muy pequeñas, la roca es muy
ligera y flota en el agua, piedra pómez o
pumita.
Pumita
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f Estructura cordada: si la superficie de la lava se presenta con arrugas y/o retorcimientos
semejantes a cuerdas.
g Estructura prismática o columnares: se forman prismas de 4, 5 ó 6 caras por contracción de la
lava al enfriarse en coladas de bastante espesor.
h Estructura pilow-lavas almohadilladas: en erupciones submarinas de lavas básicas ricas en sodio,
como las espilitas. Consisten en pilas de masas pequeñas con forma de almohada o saco. El
enfriamiento es rápido.
TEXTURA:
Como el enfriamiento del magma en la mayoría de los casos es muy rápido en las rocas volcánicas, su
grado de cristalización es menor que en las rocas plutónicas o filonianas, en muchos casos aunque no
siempre, parte del magma queda sin cristalizar, formando una sustancia de vidrio volcánico, por ese aspecto
externo, según el porcentaje de vidrio externo que exista en la roca se distinguen:
 Textura vítrea: toda la roca está formada por vidrio volcánico, ocurre cuando la lava es muy
viscosa (=ácida) y se enfría con rapidez (800-900ºC). Algunos vidrios volcánicos reciben
nombres especiales:
OBSIDIANA: vidrio oscuro, compacto y frágil de composición ácida.
PERLITA: vidrio gris, con fracturas múltiples esféricas pequeñas que por contracción aparecen
y se disgregan con facilidad en pequeñas esferitas.
 Textura porfídico-vítrea o vitrofídica: cuando en el magma habían comenzado a cristalizar
algunos minerales, pero el resto se enfrío con rapidez formándose una pasta vítrea.
 Textura porfídico-hipocristalina: en la roca existen fenocristales estando la pasta formada
por una mezcla de pequeños cristales y vídreo.
 Textura porfídica-holocristalina: enfriamiento lento, toda la roca ha cristalizado,
obteniéndose una textura análoga a la que es propia de las rocas filonianas.
 Textura diabásica: está constituida por en entramado de fenocristales de feldespatos cuyos
huecos se rellena con cristales pequeños de anfiboles o piroxenos.
 Textura ofítica: típica de ofita verde, igual a la anterior pero los piroxenos y anfiboles parecen
envolver a la plagioclasa.
 Textura traquítica: largos cristales de sanidina (=feldespato potásico) que se disponen
subparalelos como bandadas de peces o aves.
 Textura riolítica: es como una corriente de un río, donde flota madera que serían los
fenocristales.
PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS VOLCÁNICAS:
CON FELDESPATOS
ROCAS ORTOSA> ORTOSA= ORTOSA<
PLAGICLASA PLAGICLASA PLAGICLADAS
CON
Riolita Riodacita Dacitas
CUARZO
Andesitas
SIN CUARZO
Basaltos
SIN Traquitas Latitas
FELDESPATOIDES
CON Basanitas
Fonolitas
FELDESPATOIDES Tefritas
Basaltos nefelíticos
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Las rocas volcánicas en las que predominan la textura vítrea o textura finamente cristalina no puede
seguir esta clasificación, siendo necesario el análisis químico.
TRAQUITAS: pertenece a la familia de la sienita, composición como la sienita pero sin cuarzo, predominan
cristales de feldespato potásico, también potásico, también piroxenos y biotita.
Textura pórfido: homocristalina e hipocristalina. Rocas de colores claros, grises, raramente amarillentas o
rosadas ligeramente rugosas al tacto. Sus fenocristales están constituidos por sanidina (=variedad de
feldespato potásico), biotita y anfibol, pero jamás por cuarzo, limitado en algunas ocasiones a la pasta del
fondo.
FONOLITAS: corresponden a sienitas con feldespatoides (nefelina o leucita). Los fenocristales son como
los de la traquita pero aparecen también más feldespatoides.
En traquitas y fonolitas, la concentración de minerales melanocratos es inferior al 20% , aparecen siempre
asociados a basaltos y se supone que se han formado por diferenciación magmática de los mismos.
Las lavar traquíticas y fonolíticas son muy viscosas y producen con frecuencia erupciones de carácter
explosivo: en los terremotos volcánicos forman pitones o agujas que por ser más resistentes a la erosión que
las rocas circundantes dan lugar a relieves acusados.
Junto a los basaltos aparecen en zonas oceánicas o continentales, en los CRATÓGENOS (=zonas afectadas
por grandes fracturas corticales, que comunican la superficie con zonas subcorticales: la fusión puede
producirse en las zonas más profundas de la corteza o parte externa del manto).
BASALTOS: de color oscuro y composición gábrica, formada por olivino, un piroxeno (augita) y
feldespatos plagioclasas, se les puede dar diferentes nombres por textura y composición, por ejemplo los
toleíticos son los más ácidos, sin olivino, mientras los que tienen bastante olivino son alcalino. Si presentan
felfespatoides se debe indicar al nombrarlos.
Los magmas basálticos son muy fluidos, y por ello son de textura
porfídico holocristalina (contienen poco vidrio),a simple vista se ven los
fenocristales de olivino (color amarillo-verdoso) y los de augita (color
negro) sobre la pasta general oscura de la roca
El toleítico se produce en las dorsales, mientras que el alcalino es más
abundante en erupciones intraplaca. Pueden venir de magma primarios
basálticos o de diferenciación peridotítica.
Alguna variedad de basalto pobre en olivino forma las rocas que
constituyen las grandes coladas basálticas que hicieron erupción en
algunas zonas de los continentes: India (Decan).
ANDESITAS: de composición similar a basaltos pero más ácido, más del 52% de SiO 2 y con menos
presencia de máficos, inferior al 35% entre los que destacan los hidratados: anfiboles o biotita.
Textura porfídica, generalmente perceptible a simple vista, colores no muy oscuro, formadas por plagioclasa,
piroxenos y anfiboles. De color variable, a veces son fáciles de reconocer de “visu” por la presencia de
grandes cristales idiomorfos de hornblenda (anfibol).
Son muy abundantes en los bordes destructivos como en los Andés se encuentra también en la región
circumpacífica (Japón, Filipinas...)y su origen aún no está claro.
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RIOLITAS: composición química de granito, son andesitas con cuarzo, son rocas volcánicas asociadas a las
andesitas. Son rocas de dos tiempos de consolidación: se observan
cristales grandes (=fenocristales) de cuarzo, ortosa y biotita, sobre
un fondo finamente granoso y vítreo de color claro, grisáceo,
amarillento, verdoso o rojizo.
Las coladas riolíticas de la era primaria, son muy abundantes en
Europa, indican una intensa actividad volcánica, que tuvo lugar
durante el Carbonífero y Pérmico. También en la era terciaria
aparecieron erupciones riolíticas en Transilvania, islas Lipari,, e
Islandia, donde tienen también lugar en la actualidad.
DACITAS: composición semejante a riolitas, pero más plagioclasas. Pueden observarse cristales de otros
máficos, especialmente anfiboles. No presentan feldespato potásico.
FOIDITAS: rocas con más de un 65% de feldespatoides.
En las rocas volcánicas, la forma de yacer depende de la fluidez del magma. La viscosidad de éste, aumenta
con su contenido en sílice y disminuye con el contenido en gases. La salida del magma al exterior se hace a
través del cráter de un volcán y la ascensión se ve favorecida por la expulsión de los gases.
Un magma fluido forma lava que se desliza por las laderas de un volcán formando coladas. Estas lavas
pueden adquirir distintas formas al enfriarse. Así tenemos las lavas cordadas, almohadilladas (pillow-lava) y
disminución columnar. Las pillow-lavas son típicas del magma que sale al mar por las dorsales.
El material expulsado en una erupción volcánica recibe el nombre de piroclastos, que van a formar las rocas
piroclásticas y se clasifican en función de su tamaño:
- Bombas: grandes
- Lapillis: milimétricos
- Cenizas: polvo
Se denomina a una roca fanerítica a aquella que está constituida por cristales más o menos grandes y visibles
a simple vista. Son rocas plutónicas
 Una roca afanítica es aquella que está formada por pequeños cristales que no se pueden distinguir a
simple vista. Son rocas volcánicas.
 Las texturas más comunes son las siguientes:
 Granuda u holocristalina: todos los cristales presentan el mismo tamaño, generalmente grandes. Ello
indica un enfriamiento lento en el interior de la corteza terrestre. Es típica de rocas plutónicas.
- Microgranuda o aplíctica: hay veces en el que el enfriamiento es más rápido porque el magma se
inyecta a unas grietas formando rocas filonianas. El tamaño del grano es más pequeño.
- Porfídica: consiste en cristales (fenocristales) visibles a simple vista, inmersos en una masa
microcristalina o vítrea porque el enfriamiento lento es interrumpido. Es típica de rocas
subvolcánicas o volcánicas.
- Vítrea: toda la roca está formada por vidrio volcánico. Indica un enfriamiento muy rápido y es típica
de las volcánicas.
- Pegmatítica: se da en rocas plutónicas y filonianas, en la que algunos de sus minerales adquieren
tamaños superiores al resto de los demás. Son feldespatos los que suelen crecer más de lo normal,
aunque también, el berilo y la turmalina.
- Ofítica: ocurre en rocas afaníticas, en las que los cristales de plagioclasas aparecen formando un
entramado de cristales que engloba cristales de mayor tamaño de piroxenos.
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