Magmatismo Rocas Igneas Mas Importantes

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OPOSICIONES AL PROFESORADO SECUNDARIA

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TEMA 4 MAGMATISMO. ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES 1. MAGMATISMO: ORIGEN Y LOCALIZACIÓN DE LOS MAGMAS. 2. DEFINICIÓN DE MAGMA. COMPOSICIÓN QUÍMICA. 3. TIPOS DE MAGMAS. COMPOSICIÓN MINERALÓGICA. 4. CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA. 4.1 4.2 4.3 4.4 4.5

CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA. FASES DE LA CONSOLIDACIÓN. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA. ASIMILACIÓN MAGMÁTICA. EMPLAZAMIENTO DE LAS LAS ROCAS ROCAS ÍGNEAS ÍGNEAS

5. CLASIFICACIÓN DE LAS LAS ROCAS ÍGNEAS. ROCAS ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES. 5.1. ROCAS PLUTÓNICAS. 5.2. ROCAS VOLCÁNICAS. 5.3. ROCAS FILONIANAS. 6.

DISTRIBUCIÓN Y ORIGEN DEL MAGMATISMO SEGÚN LA TECTÓNICA DE PLACAS.

7.

BIBLIOGRAFÍA

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BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA

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TEMA 4 MAGMATISMO. ROCAS ÍGNEAS MÁS IMPORTANTES 1. EL PROCESO MAGMÁTICO: M AGMÁTICO: ORIGEN Y LOCALIZACIÓN DE LOS MAGMAS Las rocas magmáticas (o ígneas) están originadas en un proceso magmático: conjunto de acciones térmicas, químicas, mecánicas y factores tectónicos que determinan o acompañan a la instalación y consolidación de un magma en el interior o en el exterior de la corteza terrestre. Los magmas primarios se forman en la Astenosfera, pues en esta capa se dan las condiciones necesarias de presión y temperatura para lograr la fusión de los materiales rocosos. Se originan en el manto superior y en la base de la corteza, desde allí sufren un proceso de migración lento o rápido, según su composición química, instalándose en cámaras magmáticas en el interior de la corteza hasta que se consolidan por enfriamiento, en el interior de la propia corteza o sobre su superficie.

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2. DEFINICIÓN DE MAGMA. COMPOSICIÓN QUÍMICA Un magma es material rocoso parcial o totalmente fundido; es una mezcla compleja de silicatos fundidos que se encuentran a temperaturas elevadas (desde los 700 a Los 1000 o 1500ºC) y que contiene una proporción considerable de agua y otros compuestos: CO2, F, Cl, Br, etc., que son volátiles a la presión ordinaria, pero que a la presión existente en el interior de la corteza, pueden permanecer incorporados al sistema en fusión. La coexistencia de componentes de diverso grado de volatilidad en un magma tiene la importante consecuencia geológica de que el punto de fusión de todo el sistema queda bastante por debajo del que correspondería a cada uno de los elementos aislados. Así, un magma puede originarse por: aumento de T, disminución de la presión o adición de agua. El 99 % del volumen total de las rocas ígneas está constituido únicamente por los ocho elementos geoquímicos más abundantes: oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio, y la fracción restante por un gran número de elementos traza (titanio, fósforo, hidrógeno, cinc, níquel, cromo, estaño, uranio, thorio, etc.,), muchos de los cuales se concentran en las rocas, dando yacimientos de interés económico. La composición de las rocas magmáticas se suele expresar como óxidos de los elementos que lo forman (constituyen la norma composicional de cada roca). La Sílice (SiO2) es el óxido más abundante, constituyendo del 40 al 75 % del total. La relación Si/O da una pauta para clasificar las rocas magmáticas en cuatro grandes grupos: Rocas ácidas.................................................................> 66 % SiO2 Rocas intermedias.................................................... Del 52 al 66 % Rocas básicas............................................................Del 45 al 52 % Rocas ultrabásicas.................................................................< 45 % 3. TIPOS DE MAGMA. COMPOSICIÓN MINERALÓGICA La composición química de los magmas se ha averiguado a partir del análisis de las rocas magmáticas a que dan lugar. Sin embargo, esto suele llevar a errores, ya que cuando un magma se solidifica, ha perdido en el proceso alguno de sus componentes mas móviles (H, F, Cl, S) y vapor de agua. Se ha comprobado que el 99% del volumen total de rocas ígneas está constituido únicamente por los 8 elementos geológicos más abundantes (O, Silicio, al, Fe, Ca, Na, K y Mg), el 1% restante por elementos traza (Titanio, P, H, Zn, Ni, Cr, Uranio...) 3


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La composición de las rocas magmáticas se suele expresar por la proporción existente en la roca entre sílice y minerales alcalinos (minerales con contenido apreciable es Na 2O+ K2O), entre éstos y minerales calcoalcalinos (CaO+ NaO+K2O) o entre minerales potásicos (riqueza apreciable en K2O). La sílice (SiO 2 ) es el óxido más abundante, constituyendo del 40 al 75% del total. En cada tipo de roca, este porcentaje se distribuye en su mayor parte como sílice ligado a otros óxidos, originando los minerales silicatados: -

-

Neosilicatos: los más importantes dentro de las rocas ígneas son los olivinos [Si O4 (Mg, Fe)2] Filosilicatos: los más importantes de las rocas ígneas son las micas (moscovita o mica blanca; biotita o mica negra). Tectosilicatos: destacando el cuarzo (Si O2) como cristalización de la sílice. Feldespatos potásicos (ortosa, sanidina o microclina) Feldespatos calco-sódicos y plagioclasas (albita o feldespato sódico y anortita o feldespato cálcico) Feldespatos (leucita, nefelina) Inosilicatos o silicatos en cadena: piroxenos y anfiboles.

Los minerales ricos en Fe y Mg (cloruro, piroxenos, anfíboles y biotita) muestran, en general colores oscuros, y se denominan melanocratos o minerales oscuros o máficos. Predominan en los basaltos, por lo que éstos son también rocas oscuras. Tienen una relación Si : O, que disminuye, por lo que a las rocas donde predominan se les llama rocas básicas (del 45 al 52% SiO2). Cuarzo, feldespatos y moscovita son minerales de tonalidades claras y se denominan leucocratos o minerales claros. Las rocas donde predominan son roscas claras y se denominan rocas ácidas (>66% Si O2), en las que predomina el cuarzo libre. Los magmas, teniendo en cuenta su contenido en sílice se clasifican en: a) Silíceos o Ácidos (granítico): Si O2 >66% como en el granito, la temperatura de fusión de sus materiales está comprendida entre 700-900ºC; además son magmas muy viscosos. b) Intermedios silíceos (andesítico): SiO2 entre el 50 y el 66% como en la cuarzodiorita. c) Intermedios máficos (toleítico): SiO2 entre el 52 y el 60% como en la diorita. d) Máficos o básicos (alcalino): SiO 2 entre el 45 y el 52 % como en el gabro. La temperatura de fusión de sus materiales está entre 1200-1300ºCX. Son magmas más fluidos que los ácidos. e) Ultrabásicos o ultramáficos: Si O2 <45% como en la dunita, presentan 4


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una acentuada escasez de sílice en su composición. Esta característica química de los magmas tiene gran importancia, ya que determina en parte las características mineralógicas y petrológicas de las rocas que se forman a partir de ellos. Las propiedades físicas de los magmas están íntimamente relacionadas con su porcentaje en sílice. De los silíceos claros, viscosos, ácidos y de menor densidad se va pasando a lo ultramáficos casi negros, fluidos, básicos y de mayor densidad. Alúmina (Al 2 O 3 ) =18% Pueden sustituir al silicio en las redes cristalinas de feldespatos, feldespatoides piroxenos, anfiboles y micas. Su papel más importante es como constituyente de los feldespatos. Óxido de hierro (Fe O, Fe 2 O 3 ) y magnesio (Mg O) Presentes en olivinos, piroxenos, anfiboles y biotita (minerales ferromagnésicos), también pueden formar minerales accesorios como la magnetita, y se dan sobre todo en rocas básicas y ultrabásicas. Cal (CaO) Se da en los minerales ferromagnésicos y en las plagioclasas, aparece en un 10% en rocas básicas y ultrabásicas y, en un 2% en rocas ácidas, rara vez aparece como calcita (CaO3) en las rocas magmáticas.

alcalinos.

Alcalis (K 2O , Na 2O ) Se combinan en los feldespatos alcalinos. Definen las series de magmas

Agua (H 2O ) Aparece como vapor de agua en los magmas y también introducidos en las redes espaciales de anfíboles, micas y otros minerales en forma de radical hidróxilo (OH). ORIGEN Y FORMACIÓN DE LOS MAGMAS. “Génesis magmática” Los factores desencadenantes de la génesis de una masa magmática en un punto de la corteza terrestre son: -

Aumento de la temperatura de la masa de roca. Disminución de la presión que soporta la masa rocosa. Adición de agua, con el consiguiente descenso del punto de sólidos de la roca, lo que permite la formación del magma a temperaturas inferiores.

Las causas de la fusión local de los materiales sólidos de una región terrestre pueden ser: 5

calor provocado por la fricción de placas litosféricas o de los labios de una BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA

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falla. calor emanado por sustancias radioactivas. Descenso de la presión por corrimientos. Acción de fundentes, gases o vapores procedentes de otras zonas que rebaje el punto de fusión. Los fenómenos de magmatismo tienen lugar preferentemente en regiones determinadas de la corteza terrestre, sobre todo en las zonas corticales correspondientes a los continentes donde la litosfera está considerablemente engrosada. En las zonas oceánicas, para que puedan originarse magmas, habría que llegar a grandes profundidades (donde se alcanzan las temperaturas necesarias para la fusión de las rocas, y originar los magmas por debajo de la discontinuidad de Mohorovicic) y sería el manto el que proporcionaría los materiales para formar esos magmas profundos. Lo que sí está comprobado es, que las rocas de origen ígneo (originadas por enfriamiento del magma) aparecen solamente en zonas muy localizadas de la corteza terrestre, lo que hace sospechar que las elevadas temperaturas necesarias para provocar la formación de magmas son fenómenos locales y periódicos. El magmatismo, al igual que otros procesos de origen interno, puede explicarse en el contexto de la Teoría de la Tectónica de placas. Así, podemos establecer 3 modelos básicos de génesis magmática adscrito cada uno a un sector determinado de la corteza terrestre: 1) Magmatismo en bordes de placa constructivos 2) Magmatismo en bordes de placa destructivos 3) Magmatismo en el interior de las placas. 1) Magmatismo en bordes de placa constructivos: ligado a procesos de divergencia o separación de placas. Corresponde al magmatismo registrado en dorsales oceánicas y zonas de rift intracontinental y se explica, como resultado de un proceso de descompresión del material muy caliente que asciende (procedente del manto) en estas zonas, consecuencia de movimientos convectivos lentos en la astenosfera (magma de tipo toleítico). El proceso de descompresión que genera los magmas se ve favorecido por la fracturación de este tipo de límite de placas. 2) Magmatismo en bordes de placa destructivos: ligado a procesos de convergencia o colisión de placas. Se corresponde con las zonas de subducción que marcan este tipo de límites entre placas. Es la intensa fricción entre las 2 placas implicadas en el proceso la que genera el aumento de temperatura necesario para que materiales rocosos entren en procesos de fusión (magma granítico y andesítico). La generación de este magmatismo se ve favorecido por el aporte de agua procedente de la litosfera oceánica que subduce, que al ser expulsada hacia arriba, rebaja el punto de fusión del material suprayacente. 6


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3) Magmatismo en el interior de las placas: la formación de las masas magmáticas está ligada a la existencia de puntos calientes que son la expresión en superficie de la presencia de plumas convectivas, procedentes del límite entre el manto y el núcleo, que entran en procesos de fusión por pérdida de presión a decenas de kilómetros de la superficie. (magmas alcalinos). La existencia de un punto caliente puede dar lugar a archipiélagos de islas alargadas (islas Canarias e islas Hawai) como consecuencia del desplazamiento de las placas. En el interior de los continentes, la existencia de puntos calientes afecta menos por el mayor espesor de la corteza terrestre. En otros casos los procesos magmáticos en regiones de intraplaca podrían explicarse como resultado de grandes fracturas en la litosfera, ya que la descompresión subsiguiente podría causar que algunas rocas profundas alcanzasen el punto de solidez. Ejemplo Magmatismo del Macizo Central Francés. 4. LA CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA Y SUS FASES La consolidación magmática es proceso por el cual un magma, a medida que desciende la temperatura y se enfría, solidifica, cristalizando los minerales que contiene. De esta manera se forman las rocas ígneas o también llamadas rocas magmáticas. Los magmas deben ser considerados como sistemas físico-químicos de muchos componentes. Como todo sistema físico-químico, el equilibrio de un magma depende, en un momento dado, de la evolución de tres factores principales: la composición química, la presión y la temperatura. Estos factores y sus variaciones presiden el origen de un magma y su evolución hasta una roca magmática por enfriamiento del mismo. 4.1.

Cristalización fraccionada del magma.

Cada uno de los componentes minerales presenta unas condiciones de estabilidad distintas, las cuales vienen modificadas por la presión de los demás componentes. Ello hace que la formación y evolución de un magma tenga lugar a través de una cristalización fraccionada: Un mineral es una fase sólida estable, solamente, en determinadas condiciones de presión y temperatura. Por tanto, como a medida que un magma asciende y se enfría varían las condiciones de P y T, también varían las condiciones de estado de sus componentes y se forman cristales de minerales distintos para cada intervalo de P y T. En otras palabras, no todos los minerales cristalizan a la vez, sino unos a continuación de otros a medida que van variando las condiciones de presión y temperatura. 7


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Diagrama de fases de la sílice. A distintas presiones y temperaturas existen diferentes variedades polimorfas de la sílice. En el punto A coexisten tres estructuras cristalinas en estado sólido, cristobalita, tridimita y cuarzo b; en el punto B coinciden dos especies cristalinas en estado sólido (cuarzo b y tridimita); en el punto O solo hay una especie cristalina. Como quiera que los petrólogos se han encontrado con rocas magmáticas y no con magmas (solamente en las erupciones recientes han podido ser estudiadas como tales los magmas), ha sido necesario recurrir a hipótesis de trabajo y modelos experimentales de laboratorio para comprender el origen y evolución de las rocas magmáticas. La marcha general de la cristalización de un magma se esquematiza en las llamadas series de Bowen: al variar las condiciones de presión y temperatura, los minerales estables en unas condiciones dejan de serlo en otras (se observó este hecho en trabajos experimentales de laboratorio), y son reactivos con los que están en estado gaseoso o líquido, produciéndose series de reacción. La serie clásica de Bowen representa la serie magmática calcoalcalina, entre la que están los granitos, los basaltos calcoalcalinos y las principales rocas ígneas que se conocen comúnmente. Hay además otras series de reacción: alcalina, toleítica, potásica, intermedia, etc., que dan lugar a las restantes clases de rocas ígneas. Se ve en esta serie como, a medida que se produce el enfriamiento, se forman varios minerales de manera sucesiva.

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La serie de reacción de los minerales ferromagnesianos es discontinua porque a medida que se pasa de un intervalo de presión y temperatura a otro, desaparece un mineral y aparece el siguiente, cristalizando sucesivamente en sistemas y formas cristalinas distintas, sin formas intermedias (los minerales no tienen la misma estructura espacial); por el contrario la serie de las plagioclasas (minerales leucocratos) es continua, porque no se sustituyen bruscamente, sino mediante formas intermedias isomorfas, ya que todos los minerales tienen la misma estructura cristalina, siendo su composición química la que varía. 5.1.1. Serie discontinua de los minerales ferromagnesianos. a) Comportamiento de los olivinos. Los olivinos forman redes isomorfas (“soluciones sólidas”) con miscibilidad completa a cualquier temperatura entre dos elementos extremos: silicato magnésico forsterita (Mg2SiO4) y silicato de hierro fayalita (Fe2SiO4). • En un enfriamiento lento se formará un único mineral, el olivino, constituido al 50 % por forsterita y fayalita. • Si el enfriamiento es rápido la fayalita será inestable en presencia de SiO2 y CaO, y desaparecerá para dar lugar a los piroxenos. b) Aparición sucesiva de otros ferromagnesianos. Si existen en el medio los elementos químicos necesarios (Ca, K,..), los piroxenos se harán inestables en presencia de sílice, y darán lugar a los anfiboles, los cuales, si sigue habiendo “stock” de sílice, reaccionarán con ella y darán lugar a las micas negras. La mica blanca (moscovita) es un mineral leucocrato sin embargo pertenece a la serie de los minerales ferromagnesianos, este hecho se explica por que la moscovita aparece como mineral residual a bajas P y T cuando la biotita (mica negra) ha consumido en su formación todo el Fe y Mg disponible. El cuarzo es el último mineral que se forma, a muy bajas P y T (hacia los 900ºC), siempre y cuando haya SiO2 disponible (residual). 5.1.2. Serie continua de los minerales leucocratos. a) Serie de las plagioclasas (anortita, CaAlSi2 O8 , albita, NaAlSi3 O8). Las plagioclasas presentan miscibilidad completa a cualquier temperatura. En la evolución pueden ocurrir dos cosas: →

• Si el enfriamiento es lento los primeros cristales formados y el líquido residual reaccionan completamente, y se obtienen una mezcla del 55% de anortita y 45% de albita como una plagioclasa única, la labradorita. • Si el enfriamiento es rápido, los primeros cristales que aparecen son ricos en Ca (anortita), por lo que la mezcla se enriquece en Na. b) Feldespatos potásicos. Cuando el medio inicial tiene una cantidad aproximadamente igual de ortosa (feldespato potásico) y de albita (feldespato sódico) a muy alta temperatura, cristaliza un feldespato único, que es una 9


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solución sólida de ambos términos con K y Na. Pero cuando empieza a disminuir la temperatura, las dos especies se disocian coexistiendo. c) Cuarzo y Feldespatoides. Si hay suficiente sílice en el medio, cuando disminuye la temperatura se forma cuarzo; si el medio es deficitario en sílice se forman feldespatoides. Los minerales estables a altas temperaturas, parte alta del esquema, representan las zonas más profundas de la corteza terrestre, donde la presión es también mayor. Los más estables a bajas temperaturas se forman muy cerca de la superficie o en ella. En trabajos experimentales con una mezcla hipersilícica, los minerales se van organizando, según se enfrían, en las dos ramas de la serie de Bowen; al final sólo coexisten los minerales finales de las serie (cuarzo, micas, ortosa). Por el contrario cuando la mezcla es pobre en sílice, las reacciones se interrumpen y los minerales del comienzo de las series permanecen (olivinos, piroxenos, anfíboles, anortita), son estables aun cuando desciende la temperatura. Es por tanto la cantidad de sílice presente en un magma quien determina la reactividad entre los minerales a medida que disminuye la temperatura.

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4.2.


Fases de la consolidación magmática.

Al descender la temperatura de un magma se suceden tres fases, hasta que se consigue la consolidación total por enfriamiento: a) Fase ortomagmática. Durante ella la temperatura desciende hasta casi los 500ºC, produciéndose la cristalización de la mayoría de los minerales leucocratos y melanocratos contenidos en un magma, según las series de reacción descritas. b) Fase pegmatítico-neumatolítica. Tiene lugar alrededor de los 500ºC, temperatura en la que el cuarzo y la ortosa cristalizan simultáneamente, formándose completamente la roca. En el líquido residual se concentran los volátiles, y al aumentar la presión, penetra en las zonas periféricas al plutón, originando una aureola de metamorfismo de contacto, en la que se suelen localizar dos tipos de yacimientos: neumatolíticos y pirenometasomáticos. Los minerales así formados dan por agregación las pegmatitas, va asociada a filones de yacimientos de minerales de gran interés como wolfraínio, estaño, litio, molibdeno y, sobre todo los que forman las llamadas “tierras raras”. c)Fase hidrotermal. En la que se forman soluciones hidrotermales (soluciones acuosas a alta temperatura) entre el agua y los demás compuestos solubles del magma (CO 2, F, Cl, Br, etc.,). Estas soluciones, ayudadas por la presión del vapor de agua, ascienden por grietas, fracturas y planos de estratificación de las rocas confinantes, siendo la causa de la formación de yacimientos filonianos en la periferia de los grandes batolitos. En dichos filones se suelen concentrar gran cantidad de elementos metálicos accesorios de gran interés minero. En España son importantes los yacimientos de plomo y plata de Linares y La Carolina (Jaén). 4.3. Diferenciación magmática. El magma inicial primario, que según hemos dicho se forma en la Astenosfera, es de naturaleza basáltica, una mezcla de basalto, peridotita y dunita de nombre pyrolita, da lugar, en virtud de la cristalización fraccionada, a los denominados magmas derivados que originarán los distintos tipos de series magmáticas. La evolución de los magmas derivados a partir de uno primario se explica porque en cualquier momento de la consolidación coexisten una fracción sólida, que contiene los cristales formados en es e intervalo de P y T, y una fracción líquida residual. Estas fracciones tienen una composición química diferente, aunque su suma total reproduzca la composición del magma inicial primario. (De ahí que para deducir la composición del magma primario nos valga con analizar los minerales consolidados de las rocas ya formadas.) 11


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Aunque son reactivas entre sí, ambas fracciones pueden diferenciarse y separarse a lo largo de su evolución por diversos mecanismos: a) Diferenciación por gravedad. Los cristales formados a alta presión y temperatura, que son los que primero se consolidan, suelen ser más densos que la fracción restante, y tienden a ir al fondo (lógicamente, se diferencian primero los ferromagnesianos, más pesados, por lo que las rocas del fondo de un plutón serán más básicas que las superficiales). Esta diferenciación explica las rocas plutónicas con estructura bandeada con capas de cristales depositados según peso, que dan al conjunto un aspecto estratiforme. b) Diferenciación por compresión. Supone que la fracción sólida no desciende por gravedad al fondo de la masa plutónica, sino que queda formando una mas a o red de cristales ya consolidados, entre los que se escapan por compresión los componentes fluidos del magma: Este mecanismo puede explicar las masas segregadas y filones que existen dentro, o en la periferia, de un plutón. c) Diferenciación convectiva por difusión térmica. Ocurre cuando en el seno de la masa magmática existen diferencias de temperatura, con lo que se producen movimientos convectivos de parte de la masa magmática, que hace los materiales disueltos tiendan a concentrarse, por efecto Scoret (la ley Scoret dice que en toda disolución salina homogénea, desigualmente calentada, la concentración aumenta en las partes más frías, y disminuye en las más calientes), donde la temperatura es más alta, y los minerales cristalizados hacia las zonas más frías. Los magmas basálticos engendran, por diferenciación, diferentes tipos de lavas, destacando dos series: serie toleítica y serie alcalina. Las diferencias entre basalto alcalino y basalto toleítico se expresan en el cuadro siguiente: Basalto alcalino Muy rico en olivinos Pobres en plagioclasas Ricos en piroxenos cálcicos Menos silice

Basalto toleítico Poco rico en olivinos Más rico en plagioclasas Pobres en piroxenos cálcicos Más silice

En las dorsales oceánicas se dan basaltos de tipo toleítico, mientras que en las regiones continentales estables, los basaltos son alcalinos.

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4.4 Asimilación magmática Un magma al ascender y encontrar rocas de diferente composición y estado físico-químico, puede fundirlas en parte y englobarlas dentro del magma, asimilándolas. Estas inclusiones dentro de la roca magmática reciben el nombre de enclaves. Son muy típicos los enclaves en los granitos, a los que se suele llamar “gabarros”. Se trata de concentraciones de minerales melanocratos asimilados por el magma granítico. 4.5 Emplazamiento de las rocas ígneas Las rocas magmáticas o ígneas son las expresión final del proceso de solidificación de los magmas. Se clasifican atendiendo al lugar o modo donde ocurre esta solidificación. 1. Si la cristalización o solidificación se ha producido en profundidad, tras lento enfriamiento, dentro de la cámara magmática o en otras zonas sin comunicación con el exterior, se producen las rocas ígneas plutónicas o intrusivas (el magma cristaliza lentamente en el interior de la corteza). Son rocas totalmente cristalizadas. 2. Rocas ígneas volcánicas o efusivas, son aquellas que se originan cuando el proceso de enfriamiento es rápido, bien porque el magma ha salido directamente a la superficie o porque ha llegado cerca de ella en su proceso de ascenso. El tiempo de formación de la roca es corto y la cristalización de los minerales deficiente. El magma cristaliza rápidamente en la superficie de la corteza. 3. Rocas ígneas filonianas, son aquellas que se forman 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 terrestre. Son las rocas formadas en condiciones de profundidad y de velocidades de enfriamiento intermedias entre las plutónicas y las volcánicas. Las características de cristalización también son intermedias con una variabilidad continua entre rocas muy parecidas a las plutónicas y rocas semejantes a las de origen volcánico. 5. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS MAGMÁTICAS Las rocas se clasifican sobre tres parámetros: mineralogía, estructura y textura. Básicamente la clasificación se suele expresar mediante cuadros, en los que se puede llegar a determinar que tipo de roca es la que estamos estudiando, si analizamos su composición mineralógica y el tipo de textura que presenta (Tabla 9.3).

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La textura es el parámetro que cuantifica el tamaño y disposición del grano mineral, es decir la granulometría, así tenemos cuatro tipos de texturas básicos: - Granos minerales grandes . Caracterizan las rocas plutónicas, implican un enfriamiento lento en el interior de la corteza. Todos los minerales se presentan cristalizados. a) Textura granuda: es el más frecuente en las plutonitas (p.ej.: granitos, sienitas, gabros, peridotitas, etc.,). Los cristales son milimétricos: l mm-1cm. b) Textura aplítica: típico de las rocas filonianas aplitas, donde los cristales son inframilimétricos (< l mm). c) Textura pegmatítica: típica de las pegmatitas, rocas filonianas, en las que los cristales son gruesos del orden de centimetros o incluso, a veces, decímetros (>1 cm). - Granos minerales pequeños. Solamente una parte de los granos son visibles a simple vista (la mayor parte son microscópicos). Implican un enfriamiento rápido típico de rocas volcánicas y algunas filonianas en las que el magma se enfría rápidamente al entrar en contacto con las paredes del filón o grieta. Se desarrollan grandes cristales automorfos (Se habla de cristales automorfos o idiomorfos (dios = propio) a los cristales que se desarrollan bien y presentan formas geométricas regulares propias de sus sistemas cristalinos, y de cristales xenomorfos o alotriomorfos (xeno = allotrios = extraño) a los que se adaptan a los huecos y espacios libres y no desarrollan bien sus formas geométricas), fenocristales, rodeados de una pasta que, a simple vista, parece homogénea, pero que al microscopio aparece formado por pequeñísimos cristales, microlitos. Al microscopio se distinguen: d) Textura microgranuda. Toda la roca es cristalina pero el tamaño de grano muy pequeño y aparece a simple vista como una pasta. e) Textura microlítica o porfídica. Es la más frecuente y característica de las vulcanitas y en los pórfidos (rocas filonianas), está constituida por fenocristales rodeados de microlitos, formados a su vez en medio de una pasta vítrea amorfa. Dentro de la estructura microlítica se suelen distinguir las variedades siguientes: * Porfídico - hipocristalina. Fenocristales, pasta y microlitos en proporción aproximada. * Porfídico - vítrea (vitreofídica). Domina la pasta amorfa (enfriamiento muy rápido). * Porfídico - holocristalina. Dominan los fenocristales y microlitos sobre la pasta(enfriamiento más lento). Típica de rocas filonianas. 14


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- No hay granos minerales. Toda la roca está constituida por materia amorfa. Implica un enfriamiento muy rápido, en superficie. f) Textura vítrea. Solo se da en algunas rocas volcánicas como la obsidiana o vidrio volcánico. - Coexisten granos minerales grandes y pequeños. g) Textura ofítica. Indica dos momentos de cristalización distintos: un enfriamiento lento y progresivo seguido de un rápido enfriamiento, forman un entramado de cristales grandes cuyos huecos se rellenan de microcristales. Propia de rocas ultrabásicas filonianas y subvolcánicas como las ofitas o diabasas. A parte de las macroestructuras o formas de afloramiento, hay estructuras que son observables en toma de mano. Llamamos estructura a la disposición espacial o arquitectura de los caracteres de una roca y su disposición en el terreno, como la distribución espacial de los minerales, esquistosidad, la alineación, foliación, etc., y sus deformaciones, visibles a simple vista. = Estructura tabular (gneísica): disposición en capas o planos (más propia de las rocas metamórficas) dibujando una burda estratificación. = Estructura vacuolar o porosa: se forman poros cuando escapan los gases volátiles; es típica de vulcanitas (por ejemplo la piedra pómez) = Estructura fluidal o lineal: se observa una orientación de los cristales debido al fluir del magma. = Estructura orbicular. La roca presenta esferoides hasta de varios cm de diámetro, constituidos por capas concéntricas alternantes de diversos colores (correspondiente cada uno a un mineral). = Lavas almohadilladas (o pillow - lava). Cuando la lava fluye en el océano parece un montón de fideos solidificados. = Estructura cordada. Cuando la lava fluye por la superficie terrestre forma micropliegues en la corteza superior de la lava al solidificarse al contacto con la atmósfera. = Lavas en bloque. En coladas subaéreas, si las lavas son viscosas, se fragmentan en bloques irregulares (características en las Islas Canarias). = Estructura columnar. Se observa en grandes coladas y en lava de chimeneas volcánicas: si la composición de la lava es muy homogénea, al enfriarse se contrae y fragmenta formando columnas hexagonales o pentagonales e incluso octogonales. Mineralogía. Las rocas no se clasifican por todos sus minerales sino por unos determinados, minerales fundamentales. Son minerales que informan muy bien sobre el origen de las rocas (a diferencia de los minerales accesorios). La clasificación mineralógica se expresa a través de diagramas. 15


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Los minerales fundamentales para las rocas ígneas son CUARZO (Q), FELDESPATO ALCALINO (A), PLAGIOCLASAS (P), FELDESPATOIDES (F) y el resto de MINERALES FERROMAGNESIANOS (M). En una primera discriminación hemos de diferenciar rocas con contenido en M de más del 90%, plutonitas y vulcanitas mafíticas, del resto de las rocas ígneas (con contenido en M que escila desde el 0 al 90%). Los trabajos experimentales han demostrado que Q y F son incompatibles. Los feldespatoides son feldespatos deficitarios en SiO 2: los feldespatos son los primeros en cristalizar, si consumen toda la sílice disponible no se podrá formar cuarzo, pero si feldespatoides. Ello reduce la clasificación para las rocas en las que los minerales ferromagnesianos abarcan entre el 0 y el 90% del volumen total de las mismas a dos diagramas triangulares de base común: clasificación de Streckeissen (1966).

1. Principales tipos de rocas endógenas. Según su origen, las rocas magmáticas se clasifican en: • Intrusivas o plutónicas (plutonitas). Si la velocidad de enfriamiento es pequeña y la presión a la que se ve sometido el magma muy elevada, la cristalización puede durar periodos del orden de millones de años en el interior de la corteza terrestre; se originan una serie de rocas bien y totalmente cristalizadas. • Efusivas o volcánicas, y subvolcánicas, (vulcanitas). Cuando las 16


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condiciones de enfriamiento son más rápidas, bien porque el magma ha llegado suficientemente cerca de la superficie en su inyección o incluso porque se extiende por ella, la presión envolvente es la atmosférica o casi y el tiempo de consolidación muy breve. Los minerales no tienen tiempo de ordenar sus partículas adecuadamente, por lo que queda una materia microcristalina englobando algunos cristales más o menos bien formados. • Filonianas. Se encuentran todos los términos de transición entre ambos tipos, por lo que es necesario establecer un tercer grupo de rocas. En el se incluyen todas aquellas en la que la cristalización ha sido intermedia o que presentan una composición muy particular debido a que los elementos de mayor movilidad escapan formando soluciones fluidas que han acabado enfriando y cristalizando en fracturas, grietas y filones, de las rocas encajantes. * A aquellas rocas filonianas cuya composición es similar a las plutónicas, las llamamos asquísticas. * A las que tienen composición difícilmente referible a las de las rocas plutónicas las llamamos diasquísticas. 5.1. Rocas plutónicas. Son rocas restringidas a zonas continentales. A. GRANITOS. La familia de los granitos está definida por la coexistencia de dos minerales leucocratos ricos en sílice: feldespato potásico (ortosa) y cuarzo, en menor proporción moscovita (mica blanca) y algunos ferromagnesianos. Poseen textura granuda o microgranuda (microgranitos) propias de un enfriamiento lento bajo la corteza terrestre. • Granito sensu stricto. Constituye la especie más rica en ortosa, muy ácida con solo un 20% de cuarzo y un porcentaje muy bajo de minerales ferromagnesianos. • Granodiorita. La plagioclasa constituye el feldespato dominante, y los minerales ferromagnesianos llegan hasta un 20 % del volumen total de la roca, por lo que presenta colores más obscuros que el granito. B. SIENITA. Está formada por ortosa y hornblenda (anfibol) como ferromagnesiano dominante, siendo como un granito sin cuarzo. Presenta textura granuda o microgranuda lo que implica un enfriamiento lento pero en condiciones de temperatura y presión mayores que el granito. Tiene color rosado carne (debido a la ortosa) entre los que destacan los minerales de hornblenda, de color verde, también suele estar presente la biotita (mica negra) y no contienen feldespatoidcs.

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C. DIORITA. La diorita es una roca plutónica de textura granuda o microgranuda que solidifica a presión y temperatura más alta que la sienita, con lo que los minerales predominantes son plagioclasas sódico - cálcicas (aridesina) como minerales leucocratos y hornbleda como melanocrato siendo de color blanco salpicado de negro si dominan los leucocratos o negra salpicada de blanco si domina la hornblenda sobre los minerales blancos. D. GABROS Y ANORTOSITAS. • Gabro. Son rocas básicas (poco SiO2) de colores obscuros, grises o verdosos, de textura granuda o microgranuda formados a altas presiones y temperaturas y enfriamiento muy lento, así sus minerales esenciales son los iniciales de las series de reacción: piroxenos, augita, como ferromagnesianos y anortitas (plagioclasa cálcicas) del tipo labradorita, como leucocratos, y sus accesorios cualquiera de los restantes (olivino, cuarzo, hornblenda, etc.,). • Anortosita. Son rocas granudas, de grano muy grueso, lo que implica una consolidación a temperatura y presión muy alta en el inicio de la serie de reacción de las plagioclasas y, por tanto, constituidas en un 90 - 100% por anortitas del tipo labradorita o bitowita. Suelen encontrarse en grandes masa independientes o como cuerpos intrusivos de orden menor dentro de cuerpos plutónicos básicos bien diferenciados. E. PERIDOTITAS y ROCAS ASOCIADAS. • Peridotita. Es una roca ultrabásica (pobre en SiO2), de color obscuro y gran densidad, de textura granuda y consolidada a gran temperatura y presión constituida casi exclusivamente por minerales melanocratos del inicio de la serie como el olivino (o peridoto, de ahí su nombre). Son cuerpos intrusivos de pequeña extensión, y se supone que se trata de fragmentos del manto inyectados en la corteza durante los movimientos orogénicos. • Kimberlitas. Rocas ultrabásicas que vienen a ser como peridotitas micáceas. Su importancia estriba en que entre ellas se encuentran los diamantes. 5.2. Rocas volcánicas. A. ROCAS PIROCLÁSTICAS. Son rocas de carácter fragmentario, formadas a expensas de los materiales que arroja un volcán: bombas, lapilli y cenizas. • Tobas volcánicas. Resultan de la consolidación de las cenizas y el 18


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lapilli, que se depositan formando capas. • Brechas de explosión. Acumulación de bombas y rocas consecuencia de la explosión y cementados por lavas viscosas o cenizas a elevada temperatura. • Conglomerados volcánicos. Acumulación y cementación de rocas volcánicas de cualquier tipo. En realidad se trata de rocas sedimentarias cuyos clastos son de origen volcánico. B. ROCAS VOLCÁNICAS. Formadas por la solidificación de la lava. Se dan tanto en regiones oceánicas como en continentes. • Basaltos. Rocas obscuras consolidadas a altas temperaturas y presiones por rápido enfriamiento. Así sus minerales predominantes son los iniciales de las series de reacción: olivino, piroxenos (augita), entre los ferromagnesianos, y plagioclasas, entre los leucocratos, como minerales accesorios podemos encontrar cualquiera de los restantes de ambas series. En general, los magmas basálticos son muy fluidos y, por esa razón son rocas bolocristalinas o contienen poco vidrio. Suelen tener textura microlítica, destacada, a simple vista, los fenocristales de olivino (verdes), augita (negros) y anortita (blancos), sobre una pasta obscura, vidrio y microlitos, que forma la mayor parte de la roca. Son observables estructuras de tipo fluidar, almohadilladas, cordadas y columnares. • Andesitas y riolitas. Son rocas consolidadas a menor temperatura y presión que los basaltos y rápido enfriamiento presentando textura microlítica, perceptible a veces a simple vista, con colores no muy obscuros, ya que están formados principalmente por plagioclasas, piroxenos y anfíboles. • Obsidiana. Es un vidrio volcánico, de color negro, pardo o gris. Es materia amorfa consolidada por rápido enfriamiento en condiciones superficiales. • Pumita o piedra pómez. Es una roca amorfa, textura vítrea, y esponjosa, estructura vacuolar, debido a las múltiples cavidades formadas por los gases del magma al escapar. 5.3. Rocas filonianas. La clasificación de las rocas filonianas se basa en su textura y composición. Las principales son las siguientes: A. PÓRFIDOS. Presentan textura porfídica o microlítica, que indica que el enfriamiento es rápido. Los fenocristales suelen ser de minerales leucocratos (cuarzo, feldespatos) y los microlitos y la pasta vítrea es de estos mismos componentes y 19


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minerales ferromagnesianos. Puede haber pórfidos de composición análoga a cualquier roca plutónica, ya que proceden de porciones segregadas de magmas plutónicos. B. APLITAS. Parecidas a los granitos, aunque de grano más fino (textura aplítica( 1 cm) de cuarzo y ortosa, muy bien critalizados, lo que implica un enfriamiento muy lento. Los diques de pegmatitas suelen tener un trazado muy irregular. En las pegmatitas aparecen gran cantidad de minerales de interés industrial segregados en la fase pegmatítico - neumatolítica de la consolidación. Son importantes las concentraciones de minerales radiactivos, moscovita, topacio, berilo, turmalinas, circón, etc. 6. DISTRIBUCIÓN Y ORIGEN DEL MAGMATISMO SEGÚN LA TECTÓNICA DE PLACAS El concepto de serie de rocas ígneas lleva implícito que los magmas originarios deben ser primarios, es decir, originados por la fusión parcial o total de un material preexistente, y que las rocas que integran la serie se han generado por diferenciación. Habrá, pues, tantos tipos de magmas como series de rocas ígneas perfectamente establecidas. En el panorama actual de la petrología se aceptan únicamente tres series bien definidas: la alcalina, la toleítica y la calcoalcalina. La distribución de las series en el espacio y su origen se interpreta hoy de modo coherente con la tectónica de placas.

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A. BORDES CONSTRUCTIVOS DE PLACA. • Zonas de dorsales oceánicas. Se dan magmas basálticos de tipo toleítico. Su origen puede estar en la fusión parcial (20-30%) del manto superior debajo de las dorsales como consecuencia del ascenso convectivo de una porción del mismo, desde zonas de P y T elevadas a otras de menor P y T. La separación de dos placas oceánicas en el eje de la dorsal favorecería la ascensión y salida de este magma por el eje de la misma. • Zonas de rift intracontinental. Los rift valley pueden representar dorsales oceánicas incipientes. Si debajo de ellas se produce una perturbación térmica elevada, los rift evolucionan rápidamente y puede tener lugar la separación de las dos placas, generándose un océano incipiente. En los rift intracontinentales como los del Dekán (India), predominan los magmas toleíticos; en otros, como los africanos, los basaltos alcalinos.

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B. BORDES DESTRUCTIVOS DE PLACA. • Margen continental activo. En estas zonas se dan granitos, andesitas y basaltos de la serie calcoalcalina, los cuales se forman al tiempo que se está produciendo una cadena de montañas por subducción de la placa oceánica por debajo de la continental. La fricción que se produce en el descenso de la litosfera genera una cierta cantidad de calor, que es trasmitida hacia el interior de la placa. La temperatura alcanzada puede producir la fusión parcial de la corteza oceánica que subduce, originándose magmas calcoalcalinos. Si estos magmas cristalizan en profundidad mientras ascienden, originan batolitos graníticos. • Margen oceánico activo. La corteza oceánica subduce bajo corteza oceánica. En ellas se dan toda la gama de rocas volcánicas calcoalcalinas. La corteza oceánica subducente fundida parcialmente asciende rápidamente hasta la superficie dando lugar a un vulcanismo explosivo de tipo andesítico originando las zonas de arcos isla. C. BORDES PASIVOS. • Son las zonas de fallas transformantes. En ellas tienen lugar movimientos de cizallamiento, los cuales favorecen la intrusión de rocas desde el manto superior. El magmatismo de estas zonas, basaltos y gabros, es escaso. Cuando existe es de tipo alcalino, y las cámaras magmáticas están a mayor profundidad que las zonas de dorsal oceánica. D. ZONAS DE INTRAPLACA. El magmatismo de las zonas de intraplaca está relacionado con anomalías térmicas puntuales (puntos calientes o hot - spots) en el manto superior. Estas anomalías originan el ascenso diapírico (plumas térmicas) del material del manto hacia zonas más superficiales. La disminución de la presión que implica este ascenso provoca la fusión parcial del manto ascendente. Los puntos calientes se forman por la fusión por desintegración radiactiva de los materiales del manto. Por este mecanismo se explica el vulcanismo de las islas oceánicas (por ejemplo, Canarias) y de las dorsales asísmicas en el interior de placas oceánicas, y de complejos de rocas intrusivas en el interior de los continentes. 22


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9. BIBLIOGRAFÍA - ÁGUEDA, J., Geología , Ed. Rueda, Madrid, 1994. - AMORÓS, J.L., Geología, Manuales de orientación universitaria , Ed. Anaya, 1980. - ANGUITA, F., Procesos geológicos internos , Ed. Rueda, Madrid, 1993. - ARAÑA, V., Volcanología , CSIC. Ed. Rueda, Madrid, 1984. - AUBOUIN, J., Petrología , Ed. Omega, Barcelona, 1981. - KREITER, M., Investigación y prospección geológica , Ed. Paraninfo, Madrid, 1978 - LAHEE, F.H., Geología práctica , Ed. Omega, Barcelona, 1979. - MATIAVER, M., Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre, Ed. Omega, Barcelona, 1976.

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Magmatismo Rocas Igneas Mas Importantes

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