Petrología Ígnea - Carolus Dixit

TEMA 1.- INTRODUCCIÓN
La petrología es la disciplina que estudia la naturaleza y el origen de las rocas. En el caso de la
Petrología Ígnea, se centra en el estudio de este tipo de rocas.
Rocas:
- Exógenas: formadas en el exterior de la corteza
- Endógenas: formadas en el interior de la corteza.
Metamórficas: generadas por reacciones en estado sólido.
Ígneas: formadas por la solidificación de un fluido.
• Plutónicas o intrusivas
• Volcánicas o extrusivas
• Filonianas o diques (formadas a poca distancia de la superficie terrestre,
pero en la corteza).
Las rocas ígneas se forman a partir de la solidificación de un fluido o magma, que es una sustancia
silicatada heterogénea en el sentido en el que coexisten en distintas proporciones fases sólidas en
suspensión, líquidos y gases disueltos completamente o parcialmente fundidos (Tª > 650º). Por
enfriamiento se solidifica para dar una roca magmática cristalizada o vítrea.
1

TEMA 2.- ASPECTOS COMPOSICIONALES
2.1.a) Criterios generales de clasificación de rocas ígneas
La clasificación de las rocas ígneas se basa en:
- Textura
- Composición:
Química
Mineralógica
Textura
Se aplica a aquellos aspectos de la fábrica que se refieren tanto a las reacciones mutuas, como al
tamaño y a la forma de los cristales.
El desarrollo de las texturas se produce como consecuencia del enfriamiento y, por lo tanto, de la
cristalización del magma. Los cristales pueden empezar a formarse cuando se alcanza la sobresaturación
(en el líquido magmático) de los elementos que forman el mineral. Se comienzan a formar núcleos
estables a partir de los cuales crecen los minerales.
Tipos de texturas:
Fanerítica: los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en muestra de
mano. Se producen cuando las intrusiones o los grandes cuerpos extrusivos comienzan a perder
calor lentamente, permitiendo a los cristales crecen mucho.
Afanítica: los granos minerales son tan pequeños que no se identifican sin microscopio. Se origina
en cuerpos magmáticos emplazados cerca o en la superficie terrestre, donde la pérdida de calor y
gases es rápida.
Vítrea: se trata de una masa de vídrio visible a simple vista. Es volcánica y puede poseer cristales,
aunque es raro. Se originan en cuerpos magmáticos, como coladas de lava y en muy pequeñas
intrusiones que pierden el calor y los gases tan rápido que los átomos silicatados del fluido no
tienen tiempo de organizarse en cristales para formar minerales. La mezcla se solidifica en un
vidrio amorfo o muy viscoso.
Clástica, fragmentaria o piroclástica: son agregados de clastos o fragmentos de vidrio, rocas o
minerales unidos todos por una matriz. Son trozos de muy diversas características. Se encuentran
en depósitos volcánicas explosivas (matriz o pasta, nunca cemento).
Porfídica: Son rocas inequigranulares con grandes cristales denominados fenocristales envueltos
en una matriz de grano fino. Es una mezcla entre textura fanerítica y la afanítica. Se origina en
magmas con enfriamiento lento que forma grandes cristales y, de repente, aumentan su tasa de
enfriamiento, formando la fina matriz.
Se puede conocer el origen de la roca por su textura:
Fanerítica: intrusiva o plutónica
Afanítica: volcánica o plutónica
Vítrea: coladas volcánicas
Clástica: eventos explosivos
Porfídicas: teniendo en cuenta si:
Tienen fenocristales: volcánicas en las cámaras magmáticas
Tienen matriz de grano grueso: plutónicas en cámaras que ascienden
2.1.b) Análisis modal
La determinación de las proporciones volumétricas de los minerales que forman una roca se puede
llevar a cabo a través de varias técnicas. La más rápida es la estimación de las proporciones minerales en
una roca de mano o en lámina delgada.
2

Pero normalmente se toma sólo una orientación de la roca, no teniendo en cuenta que posee tres ejes,
no dos.
Los análisis modales también se pueden realizar con imágenes digitales con un ordenador, pero ignora
las texturas de los minerales.
Se trata de una estimación cuantitativa, en la que se mide el área que ocupa cada mineral con el
contage de puntos (%).
2.1.c) Composición mineralogía
El magma que forma las rocas ígneas, está compuesto mayoritariamente por óxidos de Si, Al, Fe, Mg,
K, Ca y Na y minoritariamente, con Ti, P, Ba, Sr… No suele presentar más de ocho minerales (sobre
todo silicatos) en paragénesis.
Los minerales que forman la roca se dividen en:
- Minerales primarios: se forman por cristalización directa del fundido, en condiciones de P
y T comprendidas entre la curva de “líquidus” y la de “sólidus”. Se forman y son estables
sólo a altas Tª (Tª > 650º).
Se subdividen según de abundancia petrográfica en :
• Minerales principales: son los mayoritarios de la roca ígnea, con un contenido
modal igual o mayor al 5%.
Son fundamentales, puesto que con ellos se clasifica la roca.
En función de su color en muestra de mano se dividen en:
Félsicos, claros o Leucocráticos: son claros o incoloros. Se denominaban
félsicos por el fto y si es de sílice, puesto que en su mayoría son
tectosilicatos. Los minerales son:
Cuarzo: sílice pura
Feldespatos alcalinos: Na (albita, anortita) y K (ortosa)
Feldespatoides: sodalita-haüyna (no tienen sílice)
Micas blancas: moscovita (con H2O)
Feldespatos cálcicos: plagioclasa
Máficos, ferromagnesianos o melanocráticos: son oscuros en muestra de
mano porque poseen Fe y Mg (Ti) en su estructura, siendo estos elementos
más abundantes cuanto más básica sea la roca. Nunca poseen brillo metálico.
Son:
Nesosilicatos: olivino (Mg)
Inosilicatos:
- Piroxenos:
ortopiroxenos: enstatita
clinopiroxenos: diópsido, augita (Ca)
- Anfíboles: clinoanfíboles (hornblenda)
Filosilicatos: Micas (sin Ti ni Ca)
• Minerales accesorios: se presentan en la roca con un contenido modal inferior al
5%. Nos dan información de la génesis de la roca y al ser los primeros en formarse,
pueden incluirse en cristales de otros minerales.
Apatito
Circón
Óxidos de Fe-Ti: ilmenita, magnetita, rutilo, hematites…
Titanita
Calcita
- Minerales secundarios: son los formados a temperaturas menores (< 650º), es decir, en
estadios posteriores a la solidificación completa. Son de Tª media-baja formados en etapas
hidrotermales, por la alteración o por metamorfismo.
Epidotas, cloritas, zeolitas, anfíboles…
3

2.1.d) Clasificaciones mineralógicas
Para clasificar las rocas se tienen en cuenta varios parámetros:
- Índice de color: es la proporción modal de minerales oscuros en una roca (I.C.). Alude s los
minerales máficos de la roca y nos da una idea de su quimismo.
El vidrio es un elemento amorfo que no da color y además no es un mineral, por lo que no se tiene en
cuenta. El color de este elemento se lo da el proceso de formación (obsidiana, pómez).
En la clasificación de las rocas aparece el parámetro M, que recoge todos los minerales que no entran
en Q, A, P y F, es decir, todos los minerales máficos, la moscovita, los minerales accesorios (turmalina,
apatito, circón), el carbonato cálcico primario… Según la clasificación, las rocas poseen menos de un
90% de M. Este parámetro nos ayuda a obtener el I.C.
Está expresado en porcentajes.
Ni la moscovita, ni el apatito, ni el CaCO3 dan color.
En función del I.C., las rocas se dividen en cuatro categorías:
Rocas leucocráticas: IC = 0-35%
Rocas mesocráticas: IC = 35-65%
Rocas melanocráticas: IC = 65-90%
Rocas ultramáficas: IC = 90-100%
Si la roca no es ni melanocrática ni leucocrática, sería una roca normal y se le podría añadir un
adjetivo dependiendo de su contenido mineral.
- Contenido mineralógico: se usa en rocas plutónicas la clasificación según los campos Q-A-P-F y
las rocas volcánicas también.
Las rocas con M>90% no se pueden representar en este diagrama sino en otros especiales.
Cuarzo (Q): situado en el vértice superior.
IC = M – (moscovita + apatito + CaCO3)
Plagioclasa (P): situado en el vértice derecho del diagrama.
se alojan todas las plagioclasas exceptuando la albita
Feldespatos alcalinos (A): situado en el vértice izquierdo.
minerales con K y Na en la estructura
anortoclasa o anortosa (calcosódicos)
ortosa, sanidina o microclima
albita
Feldespatoides (F): situado en el vértice inferior
solución sólida entre sodalita-haüyna
leucita, kalsidita, nefelina
feldespatoide con Al y Na en su estructura
4

ROCAS PLUTÓNICAS
Rocas ricas en Q
Q > 60%
Son muy escasas, sólo aparecen algunos leucogranitos. Generalmente diques de cuarzo
No suelen aparecer en los diagramas.
Rocas de 20-60% en Q (sobresaturadas) Serie calco-alcalina
Granito de feldespato alcalino: leucocrático. A > 90%; P < 10%
Granito: es el “verdadero” granito
forma los grandes batolitos orogénicos
muy representativo en la Península
se divide en: Sienogranito (más Fto)
Monzogranito (menos Fto)
A = 65-90%; P = 65-10%
Granodiorita: posee más feldespatos cálcicos
más del 20% del parámetro Q
A = 10-65%; P = 90-65%
Tonalita: roca con mucha plagioclasa y máficos
más del 20% del parámetro Q
apenas posee feldespatos alcalinos
A = 0-10%; P > 90%
Todos poseen mucho cuarzo distinguible a microscopio.
Pueden formarse con ortopiroxenos y clinopiroxenos.
Caracterizan las rocas continentales.
Cuanto más nos alejamos de P, menor proporción de minerales máficos.
5

Rocas con Q = 20% a F = 10%
Diorita: An < 50%
Gabro: An > 50%
forma la corteza oceánica
aparecen en batolitos de orógenos
complejos estratiformes en las raíces de volcanes
clasificación aparte
Anortita: M < 10
pocos minerales máficos
P > 90% → muy clara y extraña
Diferencias entre Diorita y Gabro:
Gabro se sitúa en el vértice P y tiene un contenido en An > 50%
Contenido en sílice: si SiO2 > 52% → Gabro
si SiO2 < 52% → Diorita
en referencia al parámetro M: si M = 35-90% → Gabro
si M = 0-35% → Diorita
Gabro con mineralogía anhidra: olivino y piroxenos
Diorita con mineralogía hidratada: anfíboles y biotita
Monzonita: A = 35-65%
No forman orógenos, sino pequeños plutones asociados a volcanes; zona intraplaca
oceánica-continental
Sienita: A = 65-100%
igual a monzonita
Rocas con F = 10-60% (subsaturadas: muy pobres en sílice). Serie alcalina.
Diorita foidítica*: An < 50%
P > 50%
Gabro foidítico*: An > 50%
P > 50%
Forma raíces de volcanes, no corteza ni orógenos
No se dice foidítico, sino el foide que contienen
Sienita foidítica*: vinculada a áreas volcánicas, ni corteza ni batolitos
P < 50%
* El término “foidítico” no se utiliza, ahora se denominan con el foide que llevan.
Rocas con F = 60-100% Serie alcalina
Foidolitas: insignificantes volumétricamente y toman el nombre de foide
hay que nombrarlos por el feldespatoide que tengan.
Ej: nefelinolita; leucitolita…
Una roca contiene:
25% Cuarzo
20% Feldespato K
25% Plagioclasa
18% Biotita
7% Moscovita → indica que es una roca plutónica
3% Apatito
accesorios
2% Ilmenita
Q + A + P = 25 + 25 + 20 = 70
6

25% Q 70 x(Q) = 35,7 %
x 100 M = 30
I.C. = 30 – (3 + 7) = 20 → Granito Biotítico
25% P 70 x(P) = 35,7 %
x 100
20% A 70
x 100
x(A) = 28,6 %
ROCAS VOLCÁNICAS
• Si el contenido en matriz supera el 20%, no vamos a poder estimar la composición de la roca.
• Pueden llevar como constituyente vidrio, pero no todo será vidrio (no se cuenta para nada, sólo
para saber si es una roca volcánica o plutónica).
• Las rocas volcánicas quedan bien caracterizadas cuando se dice su quimismo.
• Hay que poner el término Feno delante del término correspondiente en el diagrama triangular
para indicar que nos hemos fijado en los fenocristales para clasificar la roca.
• En las rocas volcánicas no se calcula el índice de color (aunque en el examen si hay que
hallarlo).
• Este diagrama se queda un poco corto, por lo que tendremos que utilizar otro diagrama basado en
el quimismo de las rocas.
Rocas con Q > 60%
No existen, puesto que el cuarzo se forma en magmas muy silicatados y muy lentamente, puesto
que es uno de los últimos en cristalizar. En rocas volcánicas, la velocidad de enfriamiento es muy
alta y el Q o no cristaliza (se forma vidrio) o lo hace en granos muy pequeños.
7

Rocas con Q = 20-60%
Dacita: P > 65%
Posee Q visible y ortopiroxenos y clinopiroxenos
Son expulsados en zonas de subducción activa continental por volcanes.
Riolita: P < 65%
Menos Plag que la Dacita, pero bastante más pobre en máficos
Muy vnculados a las zonas de subducción en las zonas continentales, más abundantes en
rocas de arco isla
Contiene anfíboles, biotita y piroxenos.
Rocas con Q 10%
Andesitas: P > 65%
(diorita) M = 0-35% (roca clara)
SiO2 > 52%
An < 50%
Posee muchos fenocristales de Plagioclasa
Mineralogía hidratada: anfíboles. Pueden tener piroxenos
Zonas de subducción (Andes)
Vinculada a márgenes convergentes de subducción activos; arco isla.
Basaltos: P > 65%
(Gabros) M = 35-90% (roca socura)
SiO2 < 52%
An > 50%
No posee fenocristales de plagioclasa, está en la matriz
Mineralogía anhidra: piroxenos y olivinos
Génesis: dorsales intraplacas oceánicas (capa superior de la corteza oceánica)
intraplaca oceánica (islas Hawaii) y continental (volcanes de centroeuropa)
arcos isla (poco significativos)
nunca en zonas de subducción
- según el contenido en minerales M:
andesita → M = 0% - 35%
basalto → M = 35% - 90%
- según el contenido en An de las plagioclasas:
andesita → contenido en An < 50%
basalto → contenido en An > 50%
- según el contenido en SiO2:
andesita → contenido en SiO2 > 52%
basalto → contenido en SiO2 < 52%
Latita: P = 35-65%
Traquiandesita
Nombre procedente de Lacio (Italia)
Roca intermedia entre basalto-andesita y traquita
Poco Q (8% en matriz) y muchos Ftos y Plagioclasas
Traquita: P < 35%
Roca clara
Vinculadas a zonas de intraplaca oceánica y continental
Rocas con F = 10-60%
Basanita: Ol > 10%
P > 50%
Similar a basalto
Posee muchos feldespatoides
8

Tefrita: Ol = 0-10%
P > 50%
Se origina en zonas de intraplaca
Fonolita: P < 50%
Con feldespatoides y Ftos alcalinos en alta proporción
Se le añade el nombre del foide (nefelínica, haüynica…)
Rocas con F > 60%
Foidita: se les llama con el foide (haüynita, nefelinita…)
Posee fenocristales (prefijo feno- en el nombre)
Piroclásticas
No se realiza la clasificación con estos diagramas
Máficas
Una roca es máfica si:
• M = 65-90%
• Plagioclasa >10%
• Mineralogía de Prx y Olivino
• “Rocas gabroideas”
Troctolita: olivino > 90%
Prx > 90%:
Gabro: clinopiroxenos
Gabronorita: Orto y Clinopiroxenos
Norita: Ortopiroxenos
Ultramáficas
- Una roca es ultramáfica:
• M > 90%
• P < 10%
- Son rocas muy metamorfizadas con roturas. Son las rocas
del manto.
- Se pueden formar en estados estratiformes en los volcanes
o en ígneo.
- La composición del mineral depende del magma
Peridotitas: Ol > 40%
Poseen restos del manto y son la fuente de generación de estas rocas.
Dunita: Ol > 90%
Se dan en volcanes basálticos
Harzburgita: Orpx > 90%
Lherzolita: Ol = 40-90%
Clpx = 10-90%
Orpx = 10-90%
Wherlita: Clpx > 90%
9

Piroxenitas
Ortopiroxenita: Orpx > 90%
Websterita: Ol < 40%
Clpx = 10-90%
Orpx = 10-90%
Clinopiroxenita: Cpx > 90%
2.2.a) Composición química. Elementos mayores.
Los elementos presentes en las rocas se clasifican según su proporción o su comportamiento
geoquímica, dependiendo de escuelas en:
Elementos mayores:
Su proporción es > 1% o > 0,1%
Son Si, (Ti), Al, Fe, Mg, (Mn), Ca, Na, K, (P)
Pueden formar minerales propios, mientras que los menores sólo pueden sustituir o
reemplazarlos. Excepto el Circón.
Ti, Mn y P no cumplen la regla de estar en una proporción > 1%, pero sus cualidades son propias
de elementos mayores.
Se tratan como óxidos porque:
El anión O 2- está en muy alta proporción
Los científicos los aíslan como óxidos
Se expresan en % en peso y su suma ha de ser próxima a 100 (99-101).
Llevan un orden establecido donde se tiene en cuenta:
La abundancia
La valencia química del elemento, aunque el P, con V=5, se coloca al final al presentar
una pequeña proporción.
El Fe aparece con V=2 y V=3, aunque se pueden incluir ambos en uno de los dos tipos
El agua (H2O)refleja la humedad medioambiental según:
- H2O - : desaparece al calentar la roca
- H2O + : tiene carácter estructural. Aparece en minerales hidratados
Volátiles: L.O.I. (Low ignition) P, Cl, F, CO2, H2O - , H2O + …
Desaparecen al ser Tª > 1000º C
Constituyentes mayores:
SiO2: 30-78% Peridotitas y granitos félsicos. En vidrios y minerales silicatados.
Al2O3: 3-34% En vidrios y minerales silicatados excepto Olivino.
Fe2O3: 0-5% Al ser el producto de FeO + O2, es la “escoria roja” en rocas volcánicas. En
vidrio, Prx, Anf, micas y óxidos de Fe-Ti
FeO: 0-15% En vidrio, Ol, Prx, Anf, Bt, óxidos de Fe-Ti, Grte
MgO: 0-40% (0-20% normalmente). Peridotitos, basaltos. En vidrio, Ol, Prx, Anf, Bt,
Flogopita.
CaO: 0-20% Minerales máficos, Grosularia, Zeolitas
Na2O: Minerales leucocráticos (foides) y máficos (riebeckita, egirina)
K2O: Vidrio, Ftos, Foides, micas (Leucocráticos)
Métodos de representación:
- Diagramas de variación
- Índices de variación
- La NORMA
10

Elementos menores
Su proporción es

Ventajas:
- Limita el número de minerales que pueden aparecer en una roca ígnea, lo que facilita la
comparación entre ellas.
- No tiene en cuenta las variables P y Tª.
- Permite comparar rocas vítreas (volcánicas) con cristalinas (plutónicas).
- Corrige todas las diferencias de volátiles (H20 - , H2O + , F…)
La presencia o ausencia de minerales normativos, al ser importantes en el quimismo de la roca, ha de
ser interpretada: si existe:
• Q normativo: en la roca hay sílice (SiO2) en exceso, por lo que el magma es ácido y
aparecen minerales con SiO2. Si no hubiera exceso, no aparecen. Olivino y Nefelina no se
forman.
12

• Corindón (C) normativo: el Al2O3 está en exceso sobre Na, K y Ca. Esto significa que la
roca lleva Granate, Corindón, Mica blanca. Sólo aparece Al2O3 en los minerales
leucocráticos.
Ca → Anortita
K → Ortosa Exceso de Al2O3 → Corindón
Na → Albita
• Diópsido normativo: indica exceso de Ca sobre Al2O3. Diópsido y Corindón incompatibles.
2.2.c) Clasificaciones químicas
- Grado de saturación de la sílice.
Se basa en la existencia de Q normativo:
Sobresaturada: roca que posee Q normativo: granitos, andesitas…
Subsaturada: roca que tiene minerales subsaturados normativos: Ol, Ne, Leucita…
Saturada: ni tiene ni Q ni minerales normativos subsaturados.
- Índice o grado de acidez.
Roca ácida (félsica): SiO2 > 63% → sobresaturadas
Roca intermedia: SiO2: 52-63% → saturada que tiende a sobresaturada
Roca básica (máfica): SiO2: 45-52% → saturada que tiende a subsaturada
Roca ultrabásica: SiO2 < 45% → subsaturada
- Índice de saturación en Al.
Relaciona las proporciones moleculares de Al con Na, Ca y K.
% en peso 1
Valor molecular = peso molecular Al2O3 = 102
Peso molecular
Roca peralumínica: Al2O3 > (CaO + NaO + K2O)
Roca metalumínica: Al2O3 < (CaO + NaO + K2O) y Al2O3 > (NaO + K2O)
Roca peralcalina: Al2O3 < (CaO + NaO + K2O) y Al2O3 < (NaO + K2O)
Para calcular los porcentajes se utiliza:
A 1 A = Al N = Na
Valor molecular = CNK C = Ca K = K
- Roca peralumínica: si A/CNK > 1
- Roca metalumínica: si A/CNK < 1 y A/NK > 1
- Roca peralcalina: si A/CNK < 1 y A/NK < 1
Se puede deducir el tipo de roca teniendo en cuenta la Norma:
- Roca peralumínica: cuando posee Corindón normativo
- Roca metalumínica: cuando posee Diópsido normativo
- Roca peralcalina: cuando posee Acmita normativa
Se puede deducir por su mineralogía en muestra de mano:
- Roca peralumínica: si tiene Moscovita, Turmalina, Granates.
- Roca metalumínica: si tiene Biotita, Hornblendas y allanita
- Roca peralcalina: Si lleva Egirina (Na), Riebekita (Na): Piroxenos
2.3.a) Diagramas de variación
Son gráficos cuyos puntos representan la concentración química de los constituyentes. Representan las
pautas de variación de los diferentes componentes.
13

Son de varios tipos:
- Binarios: variables muy limitadas, aunque son muy intuitivos.
- Triangulares
- Normalizados
2.3.b) Aplicación de los diagramas de variación en petrología ígnea
Para que dos rocas se representen en los
diagramas, han de ser:
• Coagenéticos; tener un origen común,
pues sino serían poblaciones distintas.
• Población grande: sino, las conclusiones
no son aceptables.
• Escoger un elemento variable del conjunto
de rocas.
La sílice en si misma, es un índice de variación.
Diagramas binarios o de Harker.
La lectura en un diagrama binario es directa.
Poseen dos variables:
- Eje de abcisas (x): elemento con mayor variación (sílice, magnesio…)
- Eje de ordenadas (y): elementos mayores, menores, trazas, iones…
A medida que el conjunto rocoso aumenta en SiO2, el Ti, Fe, Mg y Ca disminuyen.
A medida que el conjunto rocoso aumenta en SiO2, el K y Na aumentan.
A medida que el conjunto rocoso aumenta en SiO2, el Al aumenta hasta llegar a un valor de SiO2 y
luego permanece constante.
Coeficiente de correlación.
Correlación positiva: los dos elementos aumentan en el mismo sentido: Si, Al, Na.
Correlación negativa: uno aumenta y otro disminuye. SiO2 → Fe, Ti, Ca, Mg.
Un elemento que puede presentar un rango importante de variación es el Mg (en rocas básicas).
- Valores de Mg decrecientes.
- Correlación positiva si los dos elementos aumentan en el mismo sentido (Mg, Ca).
- Correlación negativa si un elemento aumenta en un sentido y el otro en el sentido
contrario.
Al2O3 comienza aumentando y luego se mantiene
Sólo este se sale de la pauta de
correlación positiva
A medida que la evolución aumenta, se va
perdiendo Mg.
14

Magmas intermedios y ácidos tienden a ganar sílice.
En rocas básicas o ácidas, la tendencia es a perder en MgO.
Algunos elementos dan una información genérica importante, pues según el contenido en álcalis, las
rocas se clasifican en series genéticas.
Estos diagramas nos proporcionan gran información, pero un poco imprecisa por eso diseñaron los
diagramas triangulares.
Índice de Kuno o Índice de solidificación =
Diagramas ternarios
Poseen tres variables:
No dan valor absoluto, sino valores relativos de relaciones
entre los elementos que están en el borde del triángulo.
Diagrama AFM
Se utilizan en todo tipo de rocas, tanto ácidas como máficas.
No son tan intuitivos; se usa una coordenada más.
100 x MgO 1
MgO + FeO + Fe2O3 + Na2O + K2O
Existe otro diagrama: NKC
Se desdoblan los álcalis.
Sitúa en un vértice el C, el Na en otro y el K en el último vértice.
Na + K + Fe + Mg → se reduce a 100
Los diagramas binarios no indican la procedencia de la roca, pero
si que marcan la entrada y salida de un mineral en la cristalización
mediante las inflexiones de las curvas que los representan.
Ol: 45% SiO2; 20% FeO; 30% MgO
Plg: 48% SiO2; 22% FeO; 22% Al2O3; 20% CaO; 10% Na2O
Magma M1: 50% SiO2; 15% Al2O3
15

A partir de este magma, empieza a diferenciarse el Ol; al no tener Al en su estructura, el magma se
residual se enriquece en Al. Seguidamente se forma Plag, que contiene Al en su estructura, con lo cual el
magma residual se empobrecerá en Al.
Las rocas son sistemas multicomponentes, se forman a la vez varios cristales, por lo que hay variación
en los elementos que la forman. Varía de una forma curvilínea. Un cambio de pendiente o n inflexión
indica si el mineral cristaliza o no.
Normas o premisas:
1. Si un elemento no muestra cambios importantes o cambia muy poco comparando el líquido
residual, podemos pensar que el mineral que se ha extraído contiene aproximadamente la misma
cantidad de ese elemento que los líquidos inicial y final.
2. Si un elemento está enriquecido en el líquido residual, el mineral que se ha extraído debe
contener menor cantidad de ese elemento que el líquido inicial (Ol frente a Al2O3).
3. Si un elemento está empobrecido en el líquido residual, el mineral que se ha extraído contiene
mayor cantidad de ese elemento que el líquido inicial.
Los magmas A1, B1 y C1 son los magmas iniciales, y el magma A2, B2 y C2 son los líquidos residuales.
En un magma (A) de composición granodiorítica, durante el proceso de evolución magmática se le ha
extraído un 5% de enstatita con la siguiente composición: SiO2 = 58%, Al2O3 =1% FeO = 11% y MgO =
30%, calcular la composición resultante (B) y proyectos las composiciones del magma inicial, final y
mineral en el diagrama SiO2- MgO.
A 0,05 x ENS A - 5% ENS B
SiO2 65,09 58 x 0,05 = 2,9 62,19 65,46
Al2O3 15,83 1 x 0,05 = 0,05 15,78 16,6
Fe2O3 1,35 1,35 1,42
FeO 2,77 11 x 0,05 = 0,55 2,22 2,33
MnO 0,08 0,08 0,08
MgO 2,10 30 x 0,05 = 1,5 0,6 0,63
CaO 3,93 3,93 4,13
Na2O 3,85 3,85 4,05
K2O 2,78 2,78 2,92
TiO2 0,59 0,59 0,62
P2O5 0,20 0,20 0,21
H2O 1,43 1,43 1,50
Total 100 95 100,2
62,19 x100/95 = 65,46
16

2.3.c) Series ígneas
Una serie es una asociación o conjunto de rocas que están genéticamente relacionadas por procesos de
diferenciación magmática. Se dice que también son comagmáticas o cosanguíneas. Las rocas que
forman una serie, comparten una triple unidad, que es lugar, tiempo y evolución: mismo entorno
geográfico, periodo de tiempo y proceso de diferenciación.
Una provincia ígnea o petrográfica es un área geográfica en la que la actividad ígnea ha tenido lugar
durante un periodo de tiempo más o menos limitado y no tiene por qué tener connotaciones genéticas.
Un magma primario es aquel cuya composición química no ha variado desde su formación. Hay dos
lugares típicos de generación del magma: la corteza y el manto.
El magma padre o parental es aquel que mantiene procesos de evolución magmática da lugar a otros
magmas denominados magmas derivados. Puede ser primario o no. El Magma primario es aquel de
derivación mantélica directa. Los que no lo son, se denominan Magmas Primitivos.
Harker establece dos provincias ígneas, que se diferencian por los elementos mayores, menores,
isótopos…
- series alcalinas:
• s. moderadamente alcalina
• s. fuertemente alcalina
• s. ultra-alcalina
- series subalcalinas
TAS (total álcalis serie). Se trata de la clasificación de las rocas ígneas teniendo en cuenta su contenido
en sílice. Las rocas han de estar recalculadas a 100 sin H2O (H2O + + H2O - + CO2).
Serie alcalina (> Na2O + K2O)
• Moderadamente acalina:
- Posee feldespatos pero no feldespatoides
- Cuarzo n < 5% y Nefelina n < 5%
- Basalto (Ol y Prx, sin K-Fto) - Traquibasalto (Plag y Prx, Ol < 10%) -Traquiandesita
basáltica – Traquiandesita – Traquita (K-Fto, ↓Prx, Ol↓)
17

• Fuertemente alcalina (alkaline):
- Posee feldespatos y feldespatoides
- Nefelina n > 5% y Albita n > 5%
- Basanita (P, Ol, Prx, F) – Tefrita (P, Augita, F, Ol < 10%) – Tefrita fonolítica – Fonolita
tefrítica – Fonolita (F)
• Ultra-alcalina (high alkaline):
- Con feldespatoides dominantes y sin plagioclasa
- Albita n < 5% y Nefelina n ↑↑
- Cristaliza tardíamente y forma parte de la matriz
- Foiditas (sin Ol ni Prx)
Da mayor variedad litológica que el QAPF al tener en cuenta la composición química.
Serie subalcalina:
• Serie toleítica:
- Pobre en K
- Basalto-Andesita-Dacita-Riolita
- Dorsales
• Serie calcoalcalina
- Contenido medio en K
- Basalto-Andesita basáltica-Andesita-Dacita-Riolita
- Arcos islas y subducción
• Serie calcoalcalina de alto contenido en K
- Contenido alto en K
- Andesita basáltica rica en K-Andesita rica en K-Dacita rica en K.
• Serie shosonítica o monzonítica
- Contenido muy alto en K
- Absarokita-Shosonita-Banakita
Características de las series:
• Serie alcalina:
Contenidos altos en álcalis con respecto a SiO2.
Generalmente subsaturadas.
Poseen Nefelina normativa.
Tienen abundantes feldespatos alcalinos, feldespatoides, Prx y Anf ricos en álcalis.
Nunca lleva Oprx.
18

• Serie subalcalina:
Menor proporción en álcalis con respecto a SiO2.
Generalmente sobresaturadas.
Con Q normativo e incluso con hiperstena normativa.
Poseen Clpx y Opx, pero nunca feldespatoides.
2.4.a) Elementos menores y traza
Los elementos traza:
- son unos buenos indicadores petrográficos de los procesos magmáticos.
- no son capaces de formar minerales por si mismos. En los procesos de evolución varían
mucho por lo tanto nos dan una información valiosa. No tienen que sumar 100.
- los más frecuentes son: Rb, Ba, Sr, Th, U, Nb, Zr, Y, Cr, Ni y V.
- No es sencillo que un elemento traza sustituya a otro mineral en una red cristalina, tienen
que tener carga iónica y radio iónico similar.
Se estudian en las rocas naturales según su valencia y su radio:
- Lile: litofile ionic large elements.
radio muy grande
Cs, Rb, K, Ba, Sr, (Pb 2+ ,En 2+ )
Feldespatos > Micas > Anfíboles
Se encuentran en la litosfera
Carga iónica baja
- Metales de transición:
Siderófilos (máficos)
Cr, Ni, Co, Sc, Vi
- REE + Y:
Th, U, Nb, Zr, Hg
Monacita, Xenotimo
- I + FSE:
high-field strenght elemets
Algunos forman minerales propios como el Zr. Zr y Hf son muy similares, pero el Hf es mucho menos
abundante: 1/100 respecto al Zr.
El Ca, por su radio iónico es muy afín con el Cs, Sr, Ba…
2.4.b) Elementos compatibles e incompatibles: coeficiente de distribución o reparto
Aquellos elementos que no tienen facilidad para entrar en la
estructura de los minerales sustituyendo a otros, reciben el
nombre de incompatibles, y tienden a concentrarse en la fase
fluida tanto en el proceso de fusión parcial donde irán al fluido
como en el de cristalización fraccionada y permanecen en el
magma.
Por el contrario, aquellos elementos que entran con facilidad
en la estructura de los minerales, se denominan compatibles.
Potencial iónico:
Relaciona la carga iónica con el radio iónico.
La generación de un magma a partir de una roca sólida sólo
requiere una fusión parcial.
Mientras que las peridotitos de la zona superior del manto
están parcialmente fundidas, el resultado da un magma
19

consistente en cristales de Ol y Prx en equilibrio con una solución líquida de iones de O, Si, Al, Mg, Na
y por ello se denomina fundido.
En este magma, los iones de los elementos traza incompatibles prefieren estar dispersos en la
estructura del fluido y están excluidos de las estructuras cristalinas del Ol y Prx.
Por otra parte, los iones de los elementos traza compatibles son tolerados e incluidos en las fases
cristalinas.
El contraste entre estas dos categorías de elementos traza se formaliza en una ecuación denominada:
coeficiente de distribución:
Cs Cs: concentración del elemento traza en el mineral
Kd = D = Cl: concentración del elemento traza en el fluido
Cl
Kd mineral/fundido >1, ese elemento para ese mineral es compatible
Se obtiene cuando se alcanza el equilibrio químico.
Ejemplo:
Un líquido basáltico contiene 125 ppm de Sr. Si se forma Plag que contiene 500 ppm de Sr y Oliv
que contiene 0,20 ppm de Sr, calcula los Kd para el líquido.
Kd Sr = = 4 Kd del Sr en la Plag para un líquido basáltico
Kd Sr 500 1
Plag 125
=
0,20 1
= 0,0016 Kd del Sr en el Oliv en un líquido basáltico
Oliv
125
En los coeficientes de distribución, se han de tener en cuenta diferentes factores:
- Composición del magma y de los minerales: puede variar un orden de magnitud.
- Presión
- Temperatura. ↑ coef ↓ Tª
- Fugacidad del oxígeno
Los elementos traza que tienen un Kd (mineral/fluido) inferior a 1, decimos que ese elemento para ese
mineral es completamente incompatible, es decir, que tienen preferencia por el fluido. Por lo tanto, si
estamos en un proceso de cristalización, aumenta la concentración del líquido.
Los elementos traza que tienen un Kd mayor que 1 son denominados compatibles, tienen preferencia
por los minerales, por lo que a medida que la cristalización progresa, la concentración disminuye en el
líquido, en el caso de la fusión se quedan en los minerales (fase sólida).
El coeficiente de distribución Kd global o total se expresa con la letra d; se considera para rocas y en
él se considera el K de la distribución para un elemento para cada uno de los minerales que constituyen
la roca y la proporción de ellos en la misma:
20

CL 1
=
1 1
Se aplica tanto en caso de la fusión en equilibrio como en la de la cristalizaciónen equilibrio
Co
500 1
CL Sr = = 446 ppm Sr
0,9 + 2,2 (1-0,9)
200 1
CL Sr
= = 220 ppm Rb
0,9 + 0,07 (1-0,9)
CL 1
Co
CL 1
Co
Di = X1Kd i 1 + X2Kd i 2 …. XnKd i n
X1 → % en peso de los minerales
Kd1 → coeficientes de distribución del elemento i en cada uno de los minerales
Ejemplo: Una roca constituida en un 50% de plag, un 35% clpx, un 15% en granate. Calcular DRb.
Di = (0,5 x 0,07*) + (0,35 x 0,01*) + (0,5 x 0,01*) = 0,03545
* estos valores vienen dados en la tabla de coeficientes de distribución
La fusión o cristalización en equilibrio es cuando sólidos y líquidos permanecen juntos y reequilibrándose
continuamente.
En el caso de la fusión en equilibrio:
- CL i : concentración del elemento i en el fundido
- C0 i : concentración del elemento i en el sólido inicial
- Di: coeficiente de reparto total del elemento i en el sólido inicial
- F: grado de fusión parcial expresado de 0 a 1
En el caso de la cristalización en equilibrio:
- CL i : concentración del elemento i en el líquido residual
- C0 i : concentración del elemento i en el líquido inicial
- Di: coeficiente de reparto total del elemento i en el sólido cristalizado
- F: porcentaje del líquido residual expresado de 0 a 1
Ejemplo: Un líquido magmático inicial contiene 500 ppm de Sr y 200 ppm de Rb. Calcular la
concentración de Sr y Rb en el líquido residual después de haber cristalizado un 10 % de plagioclasa. El
Kd del Sr para la Plag es de 2,2; el Kd del Rb para la Plag es de 0,07.
Al ser una cristalización, la F = 90% ó 0,9
Fusiones o cristalizaciones fraccionadas: sólidos y líquidos no están en contacto, no se reequilibran, por
lo tanto, productos iniciales y finales no son los mismos en composición.
Se genera una pequeña cantidad de fundido, este se aísla rápido del entorno por lo que nunca hay un
reequilibrio entre las dos fases. Es el proceso que opera generalmente en la naturaleza.
La expresión matemática para la cristalización o fusión fraccionada sería:
= F
F + (1 - F) Di
(Di – 1)
Se puede pensar en un Di = 0 en Sr para un magma del manto, por tanto:
1 1 1 1 CL = = = 1 => F =
F + (1 - F) 0 F Co
Sirve para poder calcular el grado de la tasa de fusión.
C0 1
CL
21

Ejemplo: Partimos de un área fuente con un contenido en Sr de 0,05 ppm. Se forman dos magmas
primarios (A y B) cuyas concentraciones en Sr son para A = 1,5 ppm y para B = 0,5 ppm.
0,05 1
F(A) = = 0,03 x 100 = 3% de fusión
1,5
0,05 1
F(B) = = 0,1 x 100 = 10% de fusión
0,5
Cuando los elementos traza son muy incompatibles, para la misma tasa de fusión que los elementos
compatibles está en mayor proporción y su concentración es mayor que si la tasa de fusión fuese muy
alta. Pequeñas tasas de fusión enriquecen el elemento traza cuando este es muy incompatible.
Cuando los elementos traza son muy compatibles, la concentración en los líquidos residuales
disminuye. Si los elementos traza son muy incompatibles, la concentración en los líquidos residuales
aumenta.
Premisas:
• A partir de un mismo material fuente se puedan formar magmas
de quimismo distinto por lo que a elementos traza se refiere.
• El grado de fusión parcial para un mismo material fuente
condiciona la composición del magma.
• Cuanto menor es el grado de fusión parcial, mayor será el
contenido de los elementos incompatibles en los magmas
primarios derivados de ese material fuente.
Enriquecimiento del líquido residual con respecto al área fuente del
que procede.
2.4.c) Aplicación de los elementos menores y traza en petrología ígnea
Determinados elementos menores y algunos mayores, tienen la característica de no variar su
concentración en la roca, aunque esta haya sufrido procesos de alteración (meteórica, hidromagmática o
procesos de metamorfismo).
- Se consideran en elementos mayores como inmóviles el Ti, P y Al.
- Se consideran en elementos menores como inmóviles el Zr, Y, Nb, Yb y HFS en general.
- Son móviles en elementos mayores el Ca, K y Na.
- Son móviles en elementos traza los considerados LIL.
Los diagramas AFM reflejan condiciones de formación de magmas.
22

En el campo A entrarían todos los basaltos toleíticos formados en arcos islas.
Lo malo del campo B es que no discrimina todas las rocas que caen en esa área.
El campo C recoge basaltos calcoalcalinos formados en zonas convergentes de placas.
El campo D estaría compuesto por los basaltos generados en zonas de intraplaca.
Algunos años más tarde, se diseñaron otros de diagramas tectónicos para granitoides:
- utilizan escalas logarítmicas
- se siguen utilizando elementos inmóviles
Tierras raras (TR, REE ó elementos traza):
Conjunto de elementos químicos que están comprendidos desde el Lantano (La) con número atómico
57 al Lutecio (Lu) con número atómico 71.
Los químicos también incluyen el Itrio (Y) dentro del grupo A3 como tierra rara.
Características:
- tienen unas propiedades físicas y químicas muy parecidas
- tienen una configuración atómica estable
- todos tienen valencia +3 , exceptuando el Europio (Eu) con valencia +2 ó +3
Se pueden dividir en tierras raras ligeras y tierras raras pesadas:
LREE ó TRL → el conjunto de tierras raras ligeras incluyen desde el Lantano (La) hasta el
Samario (Sm).
HREE ó TRP → el conjunto de tierras raras pesadas incluyen desde el Gadolinio (Gd) hasta el
Lutecio (Lu).
El Europio (Eu) que da sin asignar a ningún grupo.
Las tierras raras se comportan como incompatibles para la mayoría de los minerales ferromagnesianos
y algo más compatibles para los que tienen Na y K en su estructura.
23

Se comportan como inmóviles para la mayoría de las rocas.
Tienen dos particularidades:
- Todos ellos son inmóviles, por lo tanto informan sobre la protogénesis de las rocas ígneas.
- El que sean elementos incompatibles les hace que sean muy importantes.
2.4.d) Diagramas normalizados
La normalización consiste en dividir la concentración de las tierra rara de una roca o mineral entre la
concentración de esa misma tierra rara en un material de referencia. El resultado de esta normalización
se representa en un diagrama semilogarítmico en el que en las ordenadas se expresa el logaritmo del
valor normalizado y en abcisas las tierras raras ordenadas por su número atómico o radio iónico,
uniéndose los valores representados mediante líneas rectas.
Los elementos que tienen número atómico par, son más abundantes que los de número atómico impar,
debido a que tienen una configuración electrónica más estable.
Las normalizaciones se pueden hacer a una referencia interna o a una referencia externa:
- Para la normalización externa se utiliza como valor la concentración de tierras raras en un tipo
específico de meteoritos, en concreto la condrita C1. Se supone que las condritas tienen un contenido en
tierras raras que no han sufrido ninguna fraccionación, pero dependiendo de las características del
mineral que se tenga, se pueden utilizar rocas del manto.
- Para la normalización interna se usa la propia roca, es decir, son las rocas volcánicas las que se
prestarían a realizar esta normalización.
Lo que llama notoriamente la
atención, es la poca cantidad de
tierras raras que poseen los minerales
en su estructura; el líquido residual
está enriquecido en tierras raras.
Para la estructura del feldespato,
todas las tierras raras son incompatibles,
exceptuando el Eu.
Anomalía positiva para el Eu.
Con estas normalizaciones se consiguen estas gráficas que reciben el nombre de diagramas
normalizados o aracnigramas (spidergrams).
24

Para saber leer y analizar estos diagramas, se necesitan unas pautas:
La fracción y distribución de una tierra rara con otra se expresa en forma de relaciones de valores
normalizados a la condrita.
Relación (La/Lu), es decir, la relación entre tierras raras ligeras/pesadas. Esta relación
mide la pendiente del diagrama normalizado de tierras raras con respecto a una línea
horizontal para darnos una idea del reparto entre las Tierras raras ligeras y las pesadas. Si
a penas se separa el espectro de una línea horizontal, estará poco fraccionado. En cambio,
si el espectro está más alejado de la horizontal, más fraccionado estará.
La suma de las Tierras raras, no se da normalizado, sino un valor directo. Concentración
del mineral en la roca.
Anomalía de Eu (Europio). Los picos presentes en los diagramas, están relacionados
siempre con Tierras raras, normalmente con e Europio. En torno a un 99,9 % de los
espectros, presentan una anomalía en el comportamiento del Eu con respecto al Sm
(Samario) y al Gd (Gadolinio).
- Si la concentración de Eu normalizado es superior a la del Sm y Ga normalizados,
entonces tendríamos una anomalía positiva. Es lo que ocurre con feldespato
potásico.
- Si la concentración de Eu normalizado es inferior a la del Sm y Ga normalizados,
hablaríamos de una anomalía negativa. Ocurre en el espectro del apatito.
Esta anomalía se puede medir; se define como la concentración de Eu normalizado entre la
concentración de un Eu también normalizado:
[Eu] 1 (Eun) 1
[Eu]* (Smn + Gdn) x 0,5
= [Eu] → concentración del Eu normalizado
[Eu]* → es el valor que se obtiene al proyectar la posición del Eu
sobre una línea recta que une los valores del Sm y del Gd
Prácticamente en los tres diagramas están representados los mismos minerales, sólo varía el tipo de
líquido del que provienen.
Diagramas multielementales normalizados
En este tipo de diagramas están representados las Tierras raras, algunos elementos mayores expresados
en forma de elemento y otros elementos traza.
Utiliza valores de referencia para normalización de Morb y Condrita. Compara el manto primitivo de
la tierra; es un valor teórico.
25

Los valores que más se utilizan son los de los meteoritos condríticos.
Si tomamos como valor de referencia el Morb, primero se colocan los elementos móviles y luego los
inmóviles. Orden de compatibilada creciente.
- La concentración de LIL en la corteza es mayor que en el manto.
- La concentración de elementos móviles es mayor en el manto que en la corteza.
No se puede modificar el orden en que son colocados los elementos, primero móviles y después
inmóviles.
2.5.a) Geoquímica isotópica
Se utiliza para establecer:
- la cronología de los elementos magmáticos y metamórficos.
- la edad de las rocas y los minerales.
- la edad en la que se encuentran en equilibrio.
- La evolución de los magmas y los procesos que han afectado a la roca desde su formación.
(Tª de cristalización, historia termal…)
Los isótopos son átomos cuyo núcleo contiene el mismo número de protones pero diferente número de
neutrones.
A = Z + N A: número másico; Z: número neutrones; N: número protones
Existen unos 103 elementos (sintéticos) y algunos tienen igual Z y diferente A.
Los isótopos se representan:
X A ó A X
Z
Z
En la naturaleza hay 93 elementos que aparecen de forma natural; muchos de estos, tienen la
propiedad de tener el mismo número de protones y distinto número de neutrones, o lo que es lo mismo,
son isótopos (poseen distinta masa).
Hay más de 1700 isótopos, pero muy pocos son estables (unos 264); la gran mayoría son inestables. A
estos se les denomina isótopos radiactivos.
Tipos de isótopos:
- Estables: no varían sus proporciones por procesos de desintegración radiactiva, aunque si
pueden fraccionarse (variar su proporción) en procesos físicos o químicos.
- Inestables: son los que con el tiempo se transforman en isótopos de otros elementos por
desintegración radiactiva.
Hay elementos con varios isótopos que pueden ser:
• todos estables → Mg
26

• todos inestables → U
• parte estables y parte no → K: 39 K: 93,0% → estable
40 K: 0,01% → inestable
41 K: 6,91% → estable
Los isótopos nos dan dos tipos de información:
- Aspectos petrogenéticos.
- Idea del tiempo que habían afectado a las rocas. Edad de formación de los mismos.
- Constante de desintegración: es la probabilidad de que un isótopo padre se transforme en un isótopo
hijo en un tiempo dado (λ). Es independiente de la cantidad de isótopo que exista en la roca.
Ej: Rb 87 λ = 1,42x10 -11 /año
- Vida media: es el tiempo que tarda en reducirse a la mitad los isótopos radiactivos de una muestra.
Está relacionado con la constante de desintegración.
K 40 /Ar 40 → sirve para conocer la edad la edad de las rocas volcánicas relativamente jóvenes. El Ar es
un gas que queda retenido en las rocas enfriadas rápidamente (no sufre metamorfismo).
Con este método también se a conocido la expansión de los fondos oceánicos.
U → es una desintegración muy compleja.
Rb/Sr → la vida media es aproximadamente la mitad del sistema Sm-Nd.
Conceptos:
- Isótopo padre: el isótopo radiactivo
- Isótopo hijo: es el isótopo radiogénico. Se forma al desintegrarse el isótopo padre dando lugar a varios
isótopos.
Ej: Rb 87 → Sr 87 (estables).
- Ley de desintegración radiactiva:
“t” = 1/ λ log(D/P + 1) t: tiempo; D: isótopo hijo; P: isótopo padre
2.5.b) Aplicación de los isótopos en petrología ígnea
Análisis isotópicos en rocas.
Métodos tradicionales:
• Rb/Sr: edad y génesis
• K/Ar → 39 Ar/ 40 Ar: edad
• Sm/Nd: edad y génesis Información genética y cronología
• U-Pd-Th: edad y génesis
• Re/Os: origen y evolución
Premisas que han de cumplir los métodos:
27

1) El sistema ha de permanecer cerrado, sin aporte del isótopo padre ni del isótopo hijo. No
tiene que haber fraccionamiento, es decir, no deben variar las proporciones de los
isótopos. Los sistemas cerrados sufren cristalización y fusión (cámara magmática) y los
abiertos poseen hibridaciones minerales.
2) Hay que conocer la composición isotópica cuando se forma el sistema, es decir, conocer
la cantidad de isótopo inicial.
3) Hay que procurar que la vida media sea apropiada al proceso geológico.
4) Hay que utilizar isótopos relativamente abundantes en las rocas o en los minerales en
función de la técnica empleada.
5) Las muestras han de ser cogenéticas, es decir, han de derivar del mismo área fuente.
6) La cantidad de isótopos radiogénicos debe ser significativa.
• Método Rb/Sr
- Rb: elemento alcalino
elemento traza: baja proporción, no forma un mineral por si mismo.
isótopos:
86 Rb: 72,12% → estable
87 Rb: 27,83% → β → 87 Sr → inestable (radiactivo)
por su carga iónica, su radio y su electronegatividad, sustituye al K en los minerales: Plag,
Anf, Micas… K/Rb distinto en cada mineral.
- Sr: elemento alcalinotérreo
elemento traza
isótopos:
88 Sr: 82,5%
87 Sr: 7%
86 Sr: 9,9%
84 Sr: 0,6%
por su radio, carga y electronegatividad, sustituye al Ca.
Si la roca posee mucho 87 Rb, es probable que posea mucho 87 Sr.
• Método de la isocrona
87 87 87
Sr 1 Sr º Rbº λt
86 Sr 86 Sr 0 86 = +
Sr b
y = a + b
a: relación isotópica inicial
b: pendiente de la recta
La isocrona se forma uniendo los puntos de la gráfica
que corresponden a las variaciones de Rb y Sr de los
minerales en función del tiempo.
Se dan valores relativos respecto a 86 Sr.
Al tener los valores y la pendiente, se obtiene el factor
tiempo, la edad del material.
Tomamos una Biotita, un Anfibol y un Feldespato K. Al formar un reservorio, se crea una cámara
magmática (sistema cerrado) que posee Sr. Comienzan a formarse los minerales:
- Biotita: con poco Ca y poco Sr.
con mucho K y Rb.
- Anfibol: con Rb.
- Feldespato: con Rb
28

La cámara intenta ascender a lo largo del tiempo y va cristalizando, pudiendo estudiarse los contenidos
en Rb alineándolos en una recta cogenética.
Se cortan en un valor que posee cuando se cierra el sistema Rb 1
La pendiente de la recta nos da la edad de las rocas. Sr 0
Este método nos permite conocer el origen y la evolución de las rocas.
• Relación 87 Sr/ 86 Sr
Es la relación que tiene el mineral cuando el sistema se cierra o en el tiempo inicial (t0). Está
relacionado directamente con el Rb del área fuente.
- Ultramáficas: 1ppm
- Granitos: 150 ppm
- Basaltos: 30 ppm
En un Condrito se halló la relación 87 Sr/ 86 Sr y se obtuvo 0,699, el valor más bajo conocido en la
Tierra, por lo que se ha asumido como relación inicial.
El manto posee una relación de 0,703, por lo que se ha aumentado por desintegración del Rb.
Si los sistemas son cerrados,
los fluidos que provienen del
manto han de ser iguales a los
que están en el:
- Manto heterogéneo, puesto que
los basaltos que provienen de el
no varían mucho: 0,703-0,708.
- Corteza (3200Ma): 0,705, más
alto que en el manto porque tras
la fusión inicial, al enfriarse, la
parte menos densa sube a la corteza. El Rb es menos denso y se ha desintegrado por más tiempo.
Relación isotópica inicial 87 Sr/ 86 Sr de rocas ígneas.
Tipos de roca
Basaltos oceánicos
Rocas volcánicas de arco isla
Rocas máficas continentales
Rocas volcánicas
Granitoides
Carbonáticás
Rocas intrusivas ultramáficas
Kimberlitas
( 87 Sr/ 86 Sr)
0,7023-0,707 (0,7030-0,7037)
0,703-0,707 (0,7037-0,705)
0,7000-0,718 (0,7010-0,712)
0,704-0,714
0,7000-0,740 (0,704-0,709)
0,702-0,707 (0,7034)
0,703-0,730
0,704-0,718
También se usa para la relación Sm/Nd.
- abcisas: 147 Sm/ 144 Sm
- ordenadas: 143 Nd/ 144 Nd
Sólo se utiliza para rocas arcaicas al tener una vida media mucho menor.
Todo esto tiene sentido si se cumplen cuatro premisas:
Se asume como valor más
frecuente: 0,706
Valor > 0,706 → cortical
Valor < 0,706 → mantélico
Las rocas son todas ellas congenéticas.
No ha habido fraccionación isotópica en el momento de la cristalización.
Que no ha habido contaminación o mezcla de magmas. Los sistemas han permanecido cerrados.
No ha habido alteración hidrotermal.
29

TEMA 3.- EMPLAZAMIENTO Y MORFOLOGÍA DE LOS CUERPOS ÍGNEOS
3.1.a) Características físico-químicas de los magmas
El magma es el material fundido que sale en erupción a la superficie en forma de lava fluido o como
columnas piroclásticas.
Está compuesto por tres elementos o fases:
- Mezcla viscosa silicatada
- Proporción variable de cristales
- Volátiles o gases
• Temperatura
Hay tres factores que condicionan la
temperatura de un fundido:
- Composición basal↑, silici↑
- Presión↑ → temperatura ↑
- Contenido en volátiles:
↑ contenido, ↓ temperatura
La Tª normal de los fundidos oscila de 800º a 1200º C, aunque existen excepciones como las
Komatiitas (Basalto Mg) del Paleozoico ≈ 1600º C.
Los datos se hallan fundiendo materiales en laboratorio.
Cuanto más ultrabásica es la roca, mayor Tª (1200º C).
Las rocas intermedias funden a 700º-800º C.
Los magmas ácidos lo hacen a 600º C.
Los magmas carbonatados (carbonatitas) procedentes de volcanes, que forman rocas muy negras,
funden a 500º-900º C.
La mayoría de los fundidos provienen del interior de la Tierra al presentar y tan altas Tª, pero otros
afirman que pueden provenir de impactos meteoríticos, como se afirma en el complejo Sudbury.
Cuando el magma se estanca como colada subterránea, la Tª desciende y comienza la cristalización.
Cuanto más amarillo es el fundido, más caliente está. No emiten llamas.
• Viscosidad
La viscosidad es la medida de la resistencia interna, define el comportamiento interno del fluido al ser
estirado. Los sólidos también la poseen.
Es la resistencia interna para fluir de una
sustancia cuando un esfuerzo continuado se le
aplica.
Los factores que influyen en la viscosidad son:
Estructura interna del fluido.
- Si es rico en sílice, el fluido posee una
suposición, como el Q, pero no posee la
simetría del sólido. Se ordenan porque los
vidrios poseen características similares a los
cristales, están muy polimerizados.
- Si no está ácido, es decir, posee cationes (Ca, Mg, Fe, Ti) que modifican la red, el fundido está
menos polimerizado.
30

Composición del magma.
Es el factor fundamental.
La velocidad del magma es mayor en Basaltos (10-15 Km/h) que en magmas ácidos, en los cuales
apenas se nota el avance, quedando el magma en el cráter del volcán hasta que se satura y desciende.
- Ácido → ↑ viscosidad (Riolitas, Dacitas, Andesitas)
- Básico → ↓ viscosidad (Basaltos)
Temperatura.
Agua
- Alta temperatura: ↓ viscosidad
- Baja temperatura: ↑ viscosidad
- ↑ H2O: ↓ viscosidad
- ↓ H2O: ↑ viscosidad
El H2O despolimeriza al introducirse
en los huecos del O2, eliminando el
enlace covalente Si – O.
La cantidad de agua que puede llegar a disolverse en un fluido es de un 12-14%, pero en el manto no
existe tanta agua, sólo hay un 4%. En la corteza existe más.
En los magmas básicos y ultrabásicos, el agua no varía mucho la viscosidad.
En los ácidos varía mucho más.
31

Cristalización del fluido (Fenocristales)
Los cristales tropiezan entre si a partir del 45-50% de cristalización del fluido, lo que impide avanzar,
aumentando exponencialmente la viscosidad. Esto se da a partir de una “tasa crítica” (ácidos = 50%,
básicos = 40%).
- ↑ Cristalización: ↑ viscosidad
- ↓ Cristalización: ↓ viscosidad
Los magmas fluidos necesitan conductos estrechos y los viscosos anchos.
Cuando se forma el magma a 800º C, se comienza a fundir los vértices de los minerales, que se van
conectando. Se forma un líquido que para ser extraído y disminuir la viscosidad, debe de fundirse en
50% del material.
Sistema estático: 50%.
Sistema dinámico (con esfuerzos y deformaciones): 15%.
En el manto se necesita un 1%.
Cuando el fluido se succiona del área fuente, se arrancan materiales que esta zona poseía, como el Zr.
• Densidad
El emplazamiento de los plutones está
condicionado por la densidad.
La densidad del magma es menor que la de la
roca que forma:
ρm = 2,2-2,7 gr/cm 3
ρr = 2,4-3,2 gr/cm 3
Los factores que influyen en la densidad son:
Temperatura
- ↑ Tª: ↓ densidad
- ↓ Tª: ↑ densidad
Si se incrementa 1º C la temperatura de un magma de ρ = 2,7 gr/cm 3 , la densidad disminuye un
0,033%, o lo que es lo mismo, desciende 4 bares y la columna puede ascender 15 m de altitud.
Se debe a reestructuraciones complejas.
Presión: el aumento de la presión, hace que aumente la densidad.
Composición
Es el factor más importante, en especial en cuanto al Ti y al Fe.
- ↑ Fe: ↑ densidad
- ↓ Fe: ↓ densidad
El Na y el K tienen otro papel.
- ↑ Na y K: ↓ densidad
- ↓ Na y K: ↑densidad
Las rocas máficas poseen densidades altas y las viscosidades más bajas.
La densidad varía un 20% de una composición granítica a una composición basáltica (básica) y sólo un
0,3% con un cambio de 100ºC.
32

• Volátiles
Son el conjunto de gases que posee el magma. Están presentes en un bajo porcentaje, pero a pesar de
eso, sus efectos físicos sobre el magma son enormes debido a su bajo peso molecular y a su alta fracción
molecular.
Los efectos influyen en la viscosidad, la composición y la formación de los minerales, su forma y su
orden de aparición.
Ningún material volcánico los retiene, pero los plutónicos si:
- H2O: Anfíboles, Micas
- CO2: Carbonatitas (> 50% de carbonato primario)
- Halogenuros: Berilos, Topacios, Aguamarinas.
- Fe: sulfuros, sulfatos…
A partir de las rocas volcánicas, los volátiles más importantes son:
- H2O: en la corteza
- C2O: en el manto
- SO2
- CO
- H
- S2, SH2, Cl2, HCl, N2, F2: gases inertes con poca presencia, pero destructivos (gases letales).
La mayor cantidad de CO2 procede de las áreas fuentes.
Los magmas generados en el manto se llenan de agua al ascender en las zonas corticales. A mayor
profundidad, más CO2 y SO2, por lo que sólo lo poseen los basaltos (magmas básicos).
• Solubilidad: capacidad de cualquier líquido tiene de llevar gases en disolución.
Cualquier líquido, como los magmas, lleva volátiles que evolucionan al despresurizar el sistema.
Primero escapan estos volátiles.
Magma ácido: ↑ solubilidad
Magma básico: ↓ solubilidad
Capacidad de llevar agua en disolución. Al aumentar la presión,
la solubilidad de agua aumenta. La solubilidad decrece si disminuimos
la presión. 1: líquidos máficos. 2: líquidos intermedios. 3: líquidos ácidos
Los mecanismos a tener en cuenta son:
Temperatura (*)
- ↑ Tª: ↓ solubilidad
- ↓ Tª: ↑ solubilidad
Presión
- ↑ P: ↑ solubilidad
- ↓ P: ↓ solubilidad *
Composición del magma
La solubilidad del H2O disminuye si hay otro gas en
el magma (como CO2).
Normalmente con H2O: ↑ solubilidad
3.1.b) Mecanismos de emisión volcánica
33

La efusividad de una erupción volcánica depende de:
- viscosidad
- contenido en volátiles
Cualquier magma se puede saturar en volátiles y genera vacuolas, que se forman debido a que el
líquido gaseoso que está en la burbuja tiene una presión mayor a la presión confinante.
La cantidad de vesículas depende de:
- la velocidad de difusión de los gases en el fluido.
- la tensión superficial de los magmas
- la viscosidad y densidad del fundido
- la cantidad de gases que contenga el magma
-
Dependiendo de la composición del magma, la erupción varía:
Magma básico:
Líquido muy denso pero muy poco viscoso.
Se produce debido a la despresurización del magma por una fractura
en el cono.
El magma comienza a ascender y va atrapando H2O, hasta h1, donde
se satura en gases (principalmente en CO2).
El magma comienza a formar protovesículas y disminuye la presión.
Al llegar a h2, las burbujas comienzan a crecer y se unen unas a otras
hasta formar grandes vesículas debido a la alta tensión superficial.
Las burbujas adquieren una velocidad superior a la del magma
(según la ley de Stokes), por lo que se aíslan y son expulsadas al
exterior.
Los gases pueden acumularse en el cráter en forma de nubes blancas,
produciendo una erupción efusiva (tranquila).
La roca resultante es masiva, sin vacuolas, pues el líquido ya no posee
gases.
Magma ácido:
Líquido muy viscoso.
Se funde el encajante y el magma va ascendiendo, saturándose al
llegar a h1. En h2 se forman muchísimas burbujas y no se pueden unir.
Al ser un líquido ácido, la temperatura es menor y se forman cristales.
La saturación y la vesiculación descienden y aparece la
fragmentación.
La columna eruptiva es de alta energía y contiene gas, trozos de
paredes del conducto y trozos de vidrio submicroscópicos y líquido.
El sistema se fragmenta rompiéndose los cristales. El líquido
aparece en fase minoritaria y el gas en mayoritaria.
Las burbujas no adquieren tamaños grandes ni se unen, no se
escapan del magma, lo que genera una sobrepresión debido a la
consolidación del magma, de unas 10-12 Patm.
Saldría todo unido en unido en un chorro llamado columna eruptiva.
Al tener una gran Tª, la columna tiene una baja densidad y puede
alcanzar kms de altura. Los productos son coladas y lluvias
piroclásticas.
• Columna eruptiva
34

Puede considerarse como un sistema disperso
(con varias fases: gas + sólido) fluidificado (que se
comporta como un líquido) de baja concentración
(más gas que partículas sólidas) que surge del
conducto a velocidades tan elevadas tales como 600
m/s.
Sus dimensiones y comportamiento explican la
intensidad de la erupción volcánica.
Desde que irrumpe en la atmósfera, se engrosa y
eleva más.
Se va a mantener erguida siempre que su densidad
sea menor a la de la atmósfera.
Sparks definió tres sectores:
• De empuje gaseoso o cinético: es relativamente pequeño (de metros a centenares de metros), y su
velocidad es la del material que sale conjuntamente. Está sujeto a aceleraciones y deceleraciones
bruscas. En esta fase se concentra la mayor carga de partículas sólidas.
• Convectiva: es la zona con mayor altura (de centenares de m a km) al producirse movimientos
convectivos que tiran de la columna hacia arriba. Tiene menor carga de partículas y menor
tamaño. Pierde energía por agotamiento térmico. La diferencia de densidades se hace mínima y
la nube se expande.
• Extensión lateral o paraguas: las densidades de columna y atmósfera se igualan y se expande
lateralmente. Partículas pequeñas y escasas.
La disposición de la carga sólida se produce según trayectorias parabólicas formando hipérbolas. Las
gruesas caen cerca del cráter y los finos, dependiendo de la altura, pueden extenderse por una gran
superficie (el viento también influye, pues arrastra las partículas).
Cuando las fuerzas extensionales se equilibran con las fuerzas de la gravedad y de resistencia
aerodinámica, los productos caen al suelo y se depositan en áreas bastantes grandes. Caen en forma de
lluvias piroclásticas.
Si se modifica el contenido en gases o se aumenta el tamaño del cráter, la densidad de la columna
también aumentará y superará a la del aire que la rodea, por lo tanto, la columna eruptiva no se sostiene
y colapsa sobre si misma. Cae un sistema de gas caliente y partículas sólidas que ruedan por los flancos
del volcán a altas temperaturas y con gran poder de desplazamiento, produciendo así un fenómeno
peligroso para el edificio y la población, denominado colada piroclástica.
3.1.c) Edificios y estructuras volcánicas
En esta gráfica se pueden ver los diferentes tipos de edificios volcánicos y la extensión del terreno que
afecta.
Los edificios volcánicos se clasifican en:
• Convencionales
F → grado de fragmentación del magma.
35

Son aquellos en los que hay participación de agua extraña en el sistema (de agua marina, glaciar…).
Son muy comunes
• Hawaiiano:
- Magma con viscosidad baja (basaltos).
- Mauna Loa es el edificio más grande del mundo (más de 4000 m de altura).
- Contenido en volátiles menor a un 1%.
- Caudal magmático continuo y rápido.
- Velocidad elevada.
- Cámara magmática muy superficial (2-3 km) con mucha generación de magma.
- Penachos de nubes blancas y chorros incandescentes de lava con centenares de metros de
altura, denominados fuentes de fuego, que son chorros incandescentes poco densos
(pequeñas gotas de líquido que se enfrían al irradiar calor a la atmósfera y caen en forma
sólida formando capas de material sin vacuolas denominadas escorias).
- Cuando el caudal es más denso, cae spalter, salpicaduras que se depositan en los flancos
del volcán.
- Si el caudal es muy grande, se denominan aglutinados.
- Si es aún mayor, se dan coladas con diferentes texturas, denominadas coladas
clastogénicas, ya que si caen en el primer aporte y todavía no está frío, cae otro aporte
que engloba al primero y así sucesivamente, generando una lava de aspecto brechoide.
- Es una erupción efusiva.
- No hay columna eruptiva.
- Si existe aporte continuo de lavas se puede formar un lago de lava.
• Estromboliano
- Proviene de Strómboli, un conjunto de volcanes en las
costas italianas.
- Material poco viscoso (basáltico) pero con un contenido
en volátiles de 2-3%.
- La auténtica actividad estromboliana consiste en ráfagas
de explosividad, pequeñas e intermitentes que arrojan
material piroclástico en forma de una columna eruptiva a
unas pocas decenas o centenares de metros de altura.
- Cada ráfaga se emite en unos segundos, con intervalos de
aproximadamente 20 minutos.
- Más violento que el Hawaiiano, pero con poca
explosividad.
- Si la columna es mayor a 1000 m, no es estromboliano.
- Elevada velocidad de ascenso (↓ viscosidad), las burbujas
se unen y algunas explotan cerca de la superficie,
llevando líquido magmático y arrancando fragmentos del
conducto final.
- Periodo de 30 min de homogeneidad y de nuevo estallán
más burbujas (de varios metros de tamaño).
- Coladas de lava.
• Pliniano
36

- Vesubio (subpliniano, menos explosiva).
- Erupción muy explosiva y violenta.
- Magma muy viscoso (ácido).
- Muchos volátiles (4-5% de gases).
- Magmas dacíticos con temperaturas bajas y volátiles.
- Magma pulverizado con partes de conducto. Que sale
como potentes columnas eruptivas.
- Chorro sostenido durante mucho tiempo, hasta que se
acaba el reservorio de magma.
- Si la velocidad es menor a 100 m/s, se colapsa.
- En el año 1902, el volcán Santa María en Guatemala,
estuvo 18 h en erupción y tapizó 1,2 millones de
Km 2 .
- Cinturón de fuego del Pacífico, Japón, Indonesia…
- Tipos:
Ultrapliniana: más viscoso (riolítico) →
registro geológico.
Subpliniana: menos viscoso (andesítico).
• Hidromagmáticos
Son aquellos en los que hay participación de H2O extraña en el sistema. El agua se mezcla en la
cámara magmática. Son erupciones muy violentas (explosivas). Bajo casquetes o láminas de agua. Son
escasos.
Erupciones hidrovolcánicas.
La erupción explosiva depende de la evaporación del agua y su cantidad y de la efectividad de la
transferencia de calor.
Es un proceso físico complejo que consiste en el paso de agua de estado líquido a vapor debido a un
cambio brusco de presión.
Es tan violento que destruye el sustrato creando un agujero donde se levanta la columna eruptiva
formada por fragmentos de magma muy pulverizado, cristales, gases, vapor de agua y numerosos
fragmentos del sustrato con formas angulosas (indicadoras de este tipo de erupción).
La composición del magma no es muy relevante, sino su comportamiento con respecto al agua y la
interacción sustrato-agua.
Hay dos tipos:
Freáticas:
Muy violentas.
El agua se pone en contacto con la roca previamente calentada, no con el magma.
La energía térmica vaporiza el agua freática.
Freatomagmáticas:
Explosiones mucho más violentas.
Interacción directa del agua con el magma.
Estas erupciones son tan violentas porque el agua líquida se transforma en vapor.
Los factores que dependen de esta explosividad son:
- la cantidad de agua que actúa en el sistema.
- La transmisión del calor a de ser efectiva.
Si hay un aumento de volumen, hay un aumento de presión de hasta 30 kb.
Debido a estas explosiones se quiebra el sustrato (encajante).
Cuando tiene lugar una explosión hidromagmática, se reproduce el mismo efecto que tiene lugar en
una explosión nuclear. Se genera un anillo y una columna.
Productos que se observan en el anillo y en la columna:
37

- gran cantidad de vapor de agua
- gran cantidad de gases magmáticos
- el magma fragmentado, totalmente roto
- todo el encajante pulverizado
Morfología de los edificios volcánicos
El edificio volcánico es la expresión morfológica del evento, que tras las erupciones, cuando el volcán
deja de ser activo, se enfría quedando diversas morfologías que sufren erosión.
Dependiendo de donde se sitúe el conducto principal, se clasifican en:
Edificios centrales
Chimenea
Cráter
Sill Diques
Cono adventicio
Cono adventicio
- Edificios cónicos.
- Flancos con pendientes muy altas.
- Chimeneas centrales con miles de ramificaciones y parcialmente cristalizadas.
- Por el cono principal se expulsan gases y el magma sale por los conos adventicios, pues el
magma no es capaz de ascender en contra de la gravedad.
- Etna: 240 conos adventicios por donde se expulsa el magma.
Edificios centrales monogenéticos
Sólo poseen una única erupción en toda su historia y la red de diques que conectan la cámara con el
exterior se solidifican. No vuelven a tener más actividad volcánica.
• Cono de escorias
- Edificios de poca altura (no excede de los 300 m) con un cráter muy grande.
- Morfología disimétrica por la dirección del viento.
- Pendientes de 30º-35º.
- Presentan algún canal por el que discurre la lava.
- Magma basáltico sin agua extraña.
- Actividad Hawaiana y Estromboliana.
Colada de lava
• Maar
- No dan lugar a grandes erupciones
- Magma de cualquier composición que entra en contacto con agua, dando lugar a
explosiones que dan lugar a grandes agujeros en la topografía con pendientes muy
empinadas y bajas (erosionadas) que se rellenan de agua formando lagos.
- Cráter simple; es una depresión circular de fondo plano rodeado del borde bajo de
fragmentos expulsados.
- El punto de explosión es superficial y la cantidad de magma pequeña.
- Dimensión y profundidad dependientes de la interacción agua-fenómeno volcánico.
- El tamaño variado (centenares de m de altura) y la profundidad hasta unos 1000m.
38

• Tuff-ring (anillo de tobas)
- Procede de la interacción violenta del magma y el agua cerca de la superficie (acuíferos).
- Se extiende hasta 4 km.
- Pendientes de 10º a 12º.
- Los materiales se depositan en función de la dirección del dominante del viento, la
topografía y la dirección de la explosión. Tiene forma de media luna.
- La formación del anillo está condicionada por la cantidad de magma y el tipo de explosión.
- Diferencias con el Maar:
Es un edificio positivo, no negativo como el maar.
En su explosión sale escoria basáltica fragmentada mientras que en el maar se expulsan
materiales juveniles. Materiales más profundos.
1: brechas de explosión
2: depósitos bien estratificados
• Tuff-cone (cono de tobas)
- Posee un relieve positivo.
- Son como los tuff-ring pero más pequeños.
- Son más empinados, su pendiente es de 30-35%.
- Sus depósitos no se extienden tanto como los de los tuff-ring debido a su erupción menos
explosiva y menos prolongada.
- Mecanismo vinculado a:
Agua del sistema muy grande comparada con el anillo
Duración de la explosión corta pero con bastante cantidad de magma.
- Los materiales son depositados a menos de 100º C por la influencia del agua marina y al
empaparse, forman un barro que se consolida.
- Nivel 1 y 2 bien estratificados
- Nivel 3 mal estratificado, lo que indica la explosión más violenta.
Edificios centrales poligenéticos
Son aquellos que experimentan más de un episodio eruptivo en su historia.
• Cono simple
- Equivalente al cono de escorias.
- Edificios grandes con simetría radial cónica perfecta.
- Superan los 2000m de altura y sólo poseen un cráter pequeño.
- Pendientes de ladera elevadas: 40º.
- Composición del magma: básicos a dacíticos. Coladas y piroclastos.
- Las coladas anclan el material, lo que provocan las altas pendientes.
- Surgen de basamentos muy engrosados.
• Estratovolcanes (conos compuestos)
39

- Son edificios que han sufrido diversos estadios de evolución a lo largo de su historia con
episodios de construcción y destrucción reiterados manteniendo su simetría radial, forma
cónica y actividad restringida a un mismo sitio.
- El edificio se mueve.
- Etna, Vesubio, Teide…
• Volcanes en escudo
- Poseen forma convexa con pendientes menores a 10º.
- Materiales sólo de coladas de lavas basálticas, muy básicas.
- La reología del magma forma el edificio.
- Hawaii (Mauna Loa, Kilawea (4000m)), Islandia, Galápagos…
• Complejos volcánicos
- Erupciones centrales.
- Integrados por varios centros y numerosos domos que funcionan de manera intermitente.
Edificios centrales fisurales
La chimenea no está centrada, sino que se trata de una fractura de grandes dimensiones donde se
desarrolla actividad volcánica.
Se construyen auténticas cordilleras volcánicas de más de 2000m de altura.
Lo que llama la atención es la enorme cantidad de magma que expulsan estos edificios.
Suelen recibir el nombre de “dorsales”.
Estructuras volcánicas
• Calderas volcánicas
Se trata de grandes depresiones volcánicas en forma de cubeta de fondo plano y planta circular o
elíptica que se producen por una gran cantidad de productos emitidos.
Posee grandes columnas eruptivas que colapsan.
Se forman debido al déficit subterráneo que produce una gran cantidad de productos que son emitidos,
se produce un hundimiento más o menos rápido del edificio a favor de fracturas concéntricas que
corrigen el fenómeno del déficit.
Existen varios tipos de calderas:
Calderas de explosión (Krakatoa).
Calderas de deslizamiento.
El agente que las origina es muy diferente.
Al tener una gran pendiente, se deslizan los flancos debido a la inestabilidad. Se pierde
presión y se colapsa
Calderas de subsidencia y colapso.
- Se forma a partir de erupciones que liberan gran cantidad de rocas piroclásticas, por lo
que la base de la cámara no puede contener el vacío que queda, deformándose el edificio
hacia el interior a favor de fallas concéntricas.
- Si se hunde en varios estadios y las cámaras están a mayor profundidad, nos referimos a
calderas de subsidencia.
- Si se hunde en un solo estadio y las cámaras son someras, reciben el nombre de calderas
de colapso.
- Finalmente, la cámara cristaliza dando lugar a rocas graníticas.
a
d e
b
c
40

3.2.a) Materiales de la actividad volcánica subaérea
Durante la erupción de un volcán, diversas fases son explulsadas:
- Gases
- Productos fragmentarios
- Productos lávicos o piroclásticos
Todos ellos tienen su importancia y sus características.
3.2.b) Productos lávicos: coladas y domos
• Coladas de lava
Es un magma líquido relativamente fluido que se derrama bajo los efectos de la gravedad a lo largo de
los flancos del edificio volcánico encajándose con posterioridad por zonas deprimidas existentes
(valles).
El rango composicional del magma varía de traquitas, a andesitas, dacitas y basaltos.
La colada está regida por la composición del magma, el contenido en volátiles, la cantidad de cristales,
la historia de enfriamiento y la viscosidad (el desplazamiento depende de la viscosidad y de la
temperatura; los magmas básicos pueden alcanzar los 60km/h; si la temperatura desciende, aumenta la
viscosidad y disminuye la velocidad).
Se desarrollan costras de enfriamiento denominadas escorias:
- escoria frontal
- escoria de techo: por enfriamiento aéreo
- escoria de base: la que toca el suelo
Se mantienen gracias a estas escorias, las temperaturas superiores a 300º C, lo que permite que la
colada siga fluyendo.
Cuando el magma se enfría, se contrae y crea diaclasas y tras estructuras en las coladas, como
disyunciones columnares, primas o columnas con una longitud perpendicular a la superficie de
enfriamiento.
Existen varios tipos de coladas:
• Pahoehoe (coladas cordadas)
- Magma muy básico y poco viscoso → actividad Hawaiiana.
- Fluyen a 75km /h y por tanto recorren grandes distancias.
- Son capaces de formar cascadas de lava.
- El material fluye en forma de película delgada que se retuerce sobre si misma formando
cuerdas (cordadas).
- La lava avanza por muchos conductos finos.
- El magma puede ser de carbonatitas (menos común).
• Aa o malpaís
- Magma basáltico algo más viscoso que el anterior.
- Fluye con más dificultad arrancando corteza rígida y causando materiales rugosos y
angulosos.
- El relieve que forma es caótico.
- El calor perdido es más alto que el expuesto en el núcleo incandescente, lo que provoca el
incremento de matriz cristalina y formas más irregulares en vesículas.
• Bloques
41

- Es similar a las coladas aa, pero posee un manto más irregular en poliedros, más
vesículas.
- Magma más viscoso: lavas andesíticas.
- Las burbujas no son capaces de moverse por la alta viscosidad, sólo se desplazan por la
gravedad y por la fricción entre ellas.
- Mezcla entre grandes bloques semiconsolidados.
• Domos
Se trata de un magma con una viscosidad tan elevada que apenas puede fluir a partir de su centro
emisor y, por lo tanto, se acumula en el edificio de salida. Es de naturaleza dacítica.
La producción de coladas es muy escasa y genera material fragmentario y columnas.
Llevan muchos volátiles que no pueden formar minerales y se quedan en el interior. Esto provoca un
alto riesgo de explosión.
Ejemplos: Mont-Pelé que destruyó San Pedro de la Martinico
Saint Helens
Clasificación según altura y diámetro:
Criptodomos
Peleano
- Magma especialmente viscoso.
- Forma de columna.
- Son masas de roca que han sido empujadas hacia el
exterior y son lo suficientemente duras como para no
sufrir deformación.
- Se desmantela por la erosión.
- Es un proceso endógeno.
- Típico de Japón.
- Puede alcanzar alturas de 200m.
- Son grandes edificios cónicos o piramidales con una
espina o aguja central con muchos gases y convección,
por lo que tiende a explotar formando coladas
piroclásticas o nubes ardientes.
- Alcanza grandes alturas (hasta 600m); casi igual a su
sección basal.
- Posee una pendiente de 30-40º, lo que favorece
deslizamientos
- Es un proceso endógeno.
Domo de lava rebajado
- Posee una cantidad enorme de gases.
- Son extrusiones casi simétricas expulsadas a nivel de suelo
(tortas). Saint Helens.
- Posee una estructura interna concéntrica.
- Pendientes menores, aunque sufren deslizamientos.
- Procesos exógenos en numerosas ocasiones.
42

Domo colada
- Son extrusiones débiles en zonas con una pendiente suficiente
para poder fluir a favor de la gravedad.
- Tamaño controlado por la temperatura y la viscosidad del
magma.
- Típicos de la Gomera.
Dependiendo del tipo de crecimiento se dividen en:
Endógenos: en un caparazón o globo se inyecta magma, lo que agrieta y rompe la estructura
formando fisuras que se rellenan.
Exógenos: se forma por adicción de lava en la superficie, quedando un domo aplastado.
3.2.c) Productos fragmentarios
Han sido considerados productos menores durante mucho tiempo, pero son muy importantes tanto
volumétricamente como en sentido vulcanológico.
En realidad hay muchos volcanes que expulsan más productos fragmentarios que lava.
Existen dos tipos de productos fragmentarios:
• Productos autoclásticos
De extrusiones de lavas muy poco viscosas; se crean estos productos en las márgenes de las coladas.
Se forman por explosiones gaseosas en la producción de coladas o domos.
La matriz y los fragmentos poseen la composición del magma y forman brechas.
Las lavas se denominan clastogénicas o autoclásticas.
3.3) Productos piroclásticos
Son los materiales eyectados por una columna eruptiva (materiales + gas) provenientes de magmas
más o menos viscosos.
Se descargan a la atmósfera de forma explosiva
Se depositan en forma de lluvia piroclástica o en flujos o corrientes piroclásticas.
- Clasificación por compactación
Se denomina toba cinerítica para el nivel de ceniza consolidado.
Se denomina toba de lapilli para el nivel de lapilli consolidado.
Se denomina aglomerado para el nivel de bombas consolidado.
Se denomina brecha para el nivel de bloques consolidado.
- Clasificación por tamaños
43

- Clasificación por su origen
• Juvenil o esencial: proceden del mismo magma en erupción y por ello suelen tener una gran
proporción de vidrio formando por el rápido enfriamiento del fluido (piedra pómez).
• Accidental: son clastos derivados de los conductos de rocas antiguas barridas por los flujos
piroclásticos. Son denominados también xenolitos
- Clasificación por su estado estructural
• Lítico: son fragmentos de roca masivos poligranulares que se solidifican en el momento de la
erupción.
• Vítreo: es el equivalente al juveni o esencial (piedra pómez).
• Cristalino: son los cristales formados en las cámaras o chimeneas (idiomorfos).
- Clasificación genética
• Fall, piroclastos de caída o lluvias piroclásticas:
Rellenan o tapizan todo el relieve por igual, las zonas
deprimidas y las elevadas.
Forman una capa fina, con granoselección muy
buena (abajo talla mayor). Los de mayor peso, caen
muy cerca del centro eruptivo.
La extensión, profundidad, distribución, tamaño de
partículas y otras características dependen de la
naturaleza de la cámara y de las características
geométricas del conducto.
La tasa de descarga y duración dinámica de la erupción
y naturaleza de la columna (altura), dependen del viento
y las propiedades aerodinámicas de los piroclastos.
Observando las distribuciones, se puede conocer la situación del cráter.
• Flow, corrientes o coladas piroclásticos:
Son avalanchas calientes que siguen la fuerza de la
gravedad y llevan piroclastos juveniles y gases que
atraviesan laderas y el paisaje muy velozmente.
Poseen una granoselección mala
Cubren el paisaje con una lámina de agua
Existen coladas de dos tipos:
Alta densidad: coladas piroclásticas
Corresponden a una emisión brutal y dirigida de una emulsión íntima
de líquido con gran cantidad de gas magmático que constituye la fase
dominante y transporta los sólidos en suspensión.
44

Alcanza temperaturas de 400º-800º C y se propaga a gran velocidad, por lo que se expande a largas
distancias, incluso por el mar.
Se comporta como algo fluidificado
Constituye el mayor peligro y factor de riesgo más importante
Génesis:
- colapso de una columna eruptiva (Monte Pinatubo)
- colapso gravitacional de los domos
- explosiones en las bases de los domos (Saint Helens)
- explosiones en las bases de las coladas potentes
- desbordamiento de un magma con alto contenido en gases al acercarse a la superficie
Tipos de coladas:
- ash flow (colada de cenizas)
- pumice flow (colada de pómez) nubes ardientes
- ash and black flow (colada de bloques y de cenizas)
El radio del cráter y el contenido en
volátiles es muy importante en la
génesis de coladas.
Si el radio del cráter es muy grande y
el contenido en gases o agua
disminuye, la columna colapsa.
También se colapsa cuando el radio
es muy grande y expulsa muy rápido
los gases.
Al colapsar la columna, se vienen
abajo los gases magmáticos,
fragmentos del encajante y piedra
pómez. Se comportan como algo
fluido porque al entrar los gases de la
atmósfera y los propios en contacto,
tienden a ese comportamiento.
Son eventos muy energéticos puesto
que la alta Ep de las columnas se
convierte en Ec al colapsarse y como
las columnas ascienden hasta niveles
muy altos, las coladas adquieren
mucha velocidad que les permite
abarcar grandes superficies (coladas de 60 km en Japón). Además la velocidad adquirida es muy elevada
al caer la columna verticalmente.
Llevan ondas de choque o rasantes asosadas.
En campo, se observan depósitos grises o amarillentos con una selección muy caótica (lapilli + líticos).
Lo normal es que se encajen en zonas deprimidas y se remansen, excepto los de alta energía que son
capaces de romanear laderas.
Divisiones en los depósitos:
- Ash cloud: raramente preservada
muy fina (ceniza) y cubre toda la topografía
sin estructuras sedimentarias
puede contener pumitas
- Cuerpo: alcanzan grandes potencias
superior: granoselección inversa de pómez, pues son lanzadas hacia arriba por ser ligeros
medio: posee líticos y pómez
45

muy mala selección
inferior: muy delgada
muy fluidificado al tener gases
granoselección invertida
- Surge: muy fino (de 8 a 10cm) con granos tamaño ceniza
posee estructuras típicas sedimentarias
posee muchos cristales
son muy densos y los deja en la capa basal
Los fragmentos de pómez pueden unirse debido a la presión formando
lentejones denominados flamas, donde aparecen obsidianas que le da una
cohesión y una dureza elevada a la colada, pudiendo confundirse con
masivas. Las coladas formadas por unión de estos lentejones de piedra
pómez se denominan ignimbritas.
Para que una flama se produzca, debe haber unas condiciones de:
Alta temperatura: 600º-700º C
Composición en volátiles
Contenido en volátiles
Viscosidad
Composición ácida
Presión
Altura de la columna
Velocidad de emisión de la columna
Las uniones se de en los 10m superiores de depósitos de 100m.
Baja densidad: surge u oleada piroclástica
Son mezclas devastadoras de gas caliente y partículas sólidas que se mueven lateralmente desde la
base de las columnas pirolásticas de colapso con la velocidad de un
huracán, muy rápidamente.
Posee una baja proporción de partículas, lo que las hace poco
viscosas y tener un flujo turbulento al poseer un momento pequeño,
por lo que no se alejan mucho del centro emisor.
Las partículas son movidas por tracción en el lecho o en
suspensión.
Al poseer baja densidad, estos flujos pueden remontar laderas.
Existen varios tipos de surges:
- Surges secos: vinculados a la colada piroclástica
Ground-surge
Ash-cloud: nubes de ceniza
- Surge húmedo
Base surge:
- Posee más cantidad de gases y agua, por lo que se denomina húmedo.
- Se generan por explosiones hidromagmáticas de magmas alcalinos.
- Su selección es mala, como en las coladas y aparece mucho material fragmentado del
encajante con formas angulares.
- Se forman estructuras similare a las sedimentarias, pues son formaciones muy
plásticas al estar empapadas en H2O.
- Los edificios pueden alcanzar los 4km de altura.
- Poseen unas temperaturas de 200º-300º C.
- Depósito proximal: estructuras sedimentarias: estratificaciones cruzadas, dunas…
46

estructuras de impacto
- Depósitos intermedio: masivo con estratificación planar
va perdiendo espesor, contenido en gases
- Depósitos distal: similar al de caída pero con pequeñas estratificaciones
mayor espesor en zonas deprimidas que en las altas
Huella de impacto: fragmento accidental de gran tamaño que al caer deforma el sustrato.
• Lahares (coladas de barro)
Se puede interpretar como:
Una masa muy unida de agua y material rocoso removida bajo la influencia de la gravedad por las
laderas del volcán, por lo que se denominan mud-flow o debris flow (coladas de barro). Presentan un
gran riesgo geológico. Constituye el 38% de las muertes en los fenómenos volcánicos.
Los depósitos resultantes:
No se trata de un material volcánico estrictamente, pero para que se de, debe haber:
- material volcánico: lapilli, rocas piroclásticas, ceniza…
- agua: glaciar, nieve, lago…
Se genera cuando parte del edificio volcánico se viene abajo deslizándose por inestabilidad o
tectónica, y este material se canaliza por los valles poseyendo una gran velocidad, por lo que posee un
alto poder devastador.
Cuado finaliza este proceso, se consolida en una roca muy dura.
Es muy similar a un depósito de lag.
La termperatura del depósito siempre menor a 100º C.
Vulcanismo submarino
Más del 70% cubierto por agua y esta corteza oceánica se está formando en las dorsales.
Se pueden diferenciar dos tipos:
- vulcanismo de aguas poco profundas
- vulcanismo de aguas bastante profundas (abisales)
El vulcanismo de aguas poco profundas es parecido al proceso anteriormente descrito.
• El vulcanismo de las zonas abisales:
Los materiales emitidos no están vesiculados, sino todo masivo.
Este diagrama se utiliza para el agua pura.
Nos centramos en el paso de líquido a vapor.
Al ir aumentado la presión, se llega al punto crítico, donde el agua
no experimenta el aumento de volumen no de presión.
Cada 10m de columna de agua, es 1 atm de presión que equivaldría
a 1 bar.
Si trabajásemos con esta agua, equivaldría a 2000 m de
profundidad.
En el momento en el que la actividad volcánica se produce a más de 3000 m de profundidad, se inhibe
la actividad explosiva (la vesiculación del magma es nula).
No hay explosividad con independencia del tipo de magma (el más habitual por no decir el único es el
basáltico).
• El vulcanismo de aguas poco profundas:
Tipos:
- Hialoclásticas:
47

Vidrio roto.
Sufren una implosión.
Nada más penetrar en el agua fría, estas coladas de más de 1000º se rompen de forma angulosa.
No tienen contornos curvos sino angulosos.
Color marrón o negro.
Estos depósitos son metaestables (alterarse, hidratarse, desestabilizarse..). Al final se
transforma en una paragénesis de menor presión y menor temperatura, llamadas Palagonita.
Frecuentes en zonas con vulcanismo cerca de ríos, lagos, en la costa..
- Pillow-lavas:
Lavas almohadilladas.
A niveles poco profundos.
Surgen de edificios volcánicos que tiene una alta pendiente. Son de composición basáltica
(registro desde hace 3.500 Ma).
Se forman a partir de los 10 m y hay descritos hasta los 2000 m de profundidad.
Sale del edificio como una masa. Al enfriarse se desprende y rueda por los flancos del edificio.
Vulcanismo próximo a zonas costeras.
3.5.a) Formas plutónicas de yacimiento
Mucha cantidad de magma es expulsada en las dorsales, pero un 80% de la lava da lugar a plutones,
que son los cuerpos ígneos intrusivos.
El tamaño y la forma de los plutones es especulativa generalmente, ya que, al estar expuesto a erosión
sólo aflora una pequeña parte, aunque gracias a la geofísica y los sondeos, estos problemas se resuelven.
Los cuerpos plutónicos suelen cortar las fábricas de otras rocas o seguir su estructura externa. Por ello,
se diferencian plutones:
Formas intrusivas discordantes: cortan las estructuras de las rocas encajantes.
Formas intrusivas concordantes: intruyen paralela o subparalelamente en la roca encajante.
Pero la clasificación más utilizada los divide según su forma.
• Cuerpos intrusivos tabulares
Son magmas que rellenan fracturas, es decir, están limitadas por
unas superficies bien definidas.
Son unos cuerpos muy regulares (tabulares) y de
dimensiones reducidas.
Las fracturas pueden ser muy profundas, como en las
zonas divergentes de dorsal.
Tipos:
- Sill: (de composición básica) son las estructuras
concordantes que se emplazan aprovechando los
planos de debilidad de las rocas y se expanden
lateralmente subparalelas a las rocas caja. Cuando la densidad
media de las rocas que tienen por encima es menor que la densidad del magma a temperatura
líquidus. β < 45º.
- Dique: (cualquier tipo de composición) son las estructuras discordantes, fracturas llenas de
magma que cortan perpendicularme la roca y surte de magma al sill. Está unido al batolito. β ≥
45º.
Los diques son intrusiones únicas pero pueden tener historias complejas con momentos diferentes de
inyección de magma.
Cuando el dique se enfría pierde volumen y deja un espacio vacío que aprovecha el magma para
inyectarse.
Ambos desarrollan más una dimensión que otra, son muy largos y poco potentes.
Se emplazan en zonas muy superficiales de la corteza y suelen ir asociados.
48

Los sills y diques pueden sufrir varias intrusiones
de magma, es decir, ser cuerpos múltiples si el
magma es de igual composición en todas las
oleadas. Esto se da cuando se enfría la oleada
anterior, pues pierde volumen o en las zonas de
borde, donde existen espacios de debilidad por
sonde puede entrar el magma. Si los magmas
sucesivos poseen diferentes composiciones y
aparecen varios tipos de roca, el cuerpo es
compuesto.
Los diques y sills pueden aparecer aislados, pero
los diques al menos suelen formar conjuntos,
reflejando la misma tendencia que las fracturas que son numerosas en las zonas que sufren esfuerzos. A
estas asociaciones se les denomina enjambres o haces filonianos.
Los diques suelen aparecer paralelos o subparalelos a las direcciones de fractura, pero también pueden
ser radiales a un edificio volcánico al que alimentan. Pueden presentar puntas concéntricas al edificio.
Podemos distinguir dos tipos, los diques radiales y los diques concéntricos.
Los diques radiales se forman por fracturas radiales con respecto al punto de más presión: chimenea
volcánica.
Existen dos tipos de principales de diques concéntricos:
a) anulares:
Se dan cuando la presión ejercida por el magma es menor que la presión confinante de la roca
adyacente y se forman fracturas cilíndricas.
Si además el magma es menos denso que la roca del encajante, se desploma y el magma asciende por
las fracturas.
Se da en magmas silicatados que son menos densos.
Son muy similares a las calderas de colapso.
b) Cónicos:
Se forman cuando la presión del magma es mayor que la presión confinante de las rocas adyacentes y
se generan redes de fracturas con un centro común.
Pueden aparecer juntos en zonas volcánicas o de caldera.
Ambos son emplazamientos bastante superficiales y al enfriarse, muestran una disyunción circular en
profundidad.
Diferencias:
- Anulares: buzamiento muy elevado y salen a partir del centro de actividad ígnea.
- Cónicos: buzamiento hacia el centro de la actividad.
49

a) anulares b) cónicos
• Cuerpos intrusivos no tabulares
Se tratan de cuerpos irregulares de gran extensión cuya forma depende de la profundidad del
emplazamiento, la densidad y la ductilidad del magma y de la roca caja.
Una primera clasificación se basaba en la cantidad de roca que afloraba:
Stock: cuerpo intrusivo con un área de exposición menor a 100 km 2 .
Batolito: cuerpo intrusivo con un área de exposición mayor a 100 km 2 .
Esta clasificación es errónea. Va a depender del nivel de emplazamiento, de las densidades y sobre todo
de la erosión.
Clasificación de Pitcher (1993) según tamaño:
Plutón: cualquier cuerpo no tabular intrusivo independientemente del tamaño o de la superficie
de exposición.
Batolito: conjunto de múltiples plutones vinculados al mismo ciclo magmático y desarrollados en
cinturones orogénicos.
Stock: término para identificar pequeñas rocas intrusivas no orogénicas, como las raíces de los
volcanes o estructuras similares. (Este término está en desuso).
Dependiendo de la morfología podemos diferenciar:
Lacolito: se trata de un cuerpo concordante con el encajante, con base plana y techo abovedado.
Por lo general son cuerpos muy pequeños que se emplazan en niveles muy superficiales.
Está formado por fluidos relativamente viscosos (rocas ácidas), formando estructuras similares a
los sills. Utilizan las zonas de debilidad para extenderse lateralmente, pero al ser viscoso, se queda
atrapado deformando la parte superior, por diferencias de presiones.
Lopolito: es concordante con las rocas adyacentes, pero con fondo cóncavo y techo plano. Son
cuerpos con un gran tamaño (centenares de km) y con espesores de miles de m. Su emplazamiento
es bastante más profundo.
El magma suele ser máfico (básico) y suelen ser más grandes que los lacolitos. El magma intruye
en varias oleadas.
50

Ambos poseen un dique que les conecta con la cámara.
3.5.b) Tipos de contacto
Cuando se emplaza un plutón, se produce la yuxtaposición de un líquido saturado caliente y viscoso con
otro frío, estacionario y sólido, generalmente con una composición diferente.
Las estructuras y texturas que se forman con esta interacción son muy importantes para conocer los
mecanismos de emplazamiento.
51

Lo normal es que los contactos sean netos, pero en algunos casos, el contacto es gradual y puede
actuar más la componente mecánica antes que la química.
Tipos de zonas de borde: relaciones de contacto
Inyección: se trata de una zona de borde estrictamente mecánico que muestra una gradación de
una roca caja sin ninguna rotura a un incremento de diques, venas o lenguas que se extienden
desde el plutón y que afectan al encajante.
El radio de las rocas ígneas se incrementa hacia la zona del plutón, donde aparecen xenolitos y
finalmente desaparecerán dejando paso a la matriz plutónica
Se pasa de una roca caja con lóbulos e interdigitaciones de magma a zonas con trozos del
encajante en la roca intrusiva, que finalmente acaba dominando la zona y fluyendo con un
tamaño insignificante de roca caja.
Percolación: como muchos plutones silíceos están saturados y poseen una composición distinta
a la de la roca encajante, los fluidos de la intrusión pueden percolar los alrededores alterando o
fundiendo parcialmente la roca caja y cristalizando minerales típicamente ígneos en la matriz. Es
un proceso químico.
El resultado es una zona de borde a través de la cual la roca ígnea entra gradualmente en la
encajante sin un límite distinguible.
Se forman zonas de dimensiones variadas con aristas y caras en minerales.
Combinado: es la zona de borde que posee tanto inyección como percolación.
Se forma una roca híbrida con un carácter mixto porque los minerales se unen muy íntimamente.
Termal: en zonas poco profundas, una intrusión puede tener alteraciones termales y químicas.
Se da una alteración termal con una aureola de contacto al calentarse la roca caja y recristalizar
sus componentes. El tamaño y el grado de cristalización de los cristales decrece rápidamente al
alejarse del contacto.
52

El magma está ligeramente saturado en volátiles y entra en contacto con materiales fríos y que no
han sufrido metamorfismo.
Contactos que afectan a la masa ígnea:
• Bordes enfriados: cuando intruye una masa ígnea a mucha temperatura y se pone en contacto
con un material muy frío.
Cerca del borde enfriado el tamaño de grano es más fino y a medida que nos alejamos de este
conducto, el grano aumenta.
Su dimensión depende del volumen del volumen de magma que esté intruyendo.
Cuando el magma es muy viscoso, al
encajar la a la roca fría y con cierta
estratificación, adopta esa estructura,
llegando incluso a deformarse.
Edad de emplazamiento
En general las rocas ígneas se dice que tienen fábricas isótropas, es decir, cuando no hay ninguna
orientación de los minerales.
Son anisótropas cuando presentan alguna predisposición de los minerales alargados en el sentido del
flujo.
- Anisotropía planar → orientación de minerales con una morfología planar (moscovitas).
- Anisotropía lineal → orientación de minerales con una morfología tabular (plagioclasas).
Plutones post-tectónicos:
o se emplazan después de que hayan finalizado los principales episodios orogénicos.
o no muestran foliación ni lineaciones.
o son discordantes; cuerpos que cortan a los encajantes.
Plutones sin-tectónicos:
o tienen cierta deformación y estructuración.
o se emplazan al mismo tiempo en el que está ocurriendo el proceso orogénico.
Plutones pre-tectónicos:
o se emplazan al mismo tiempo que está ocurriendo el proceso orogénico.
o sufren todos los procesos deformativos del orógeno.
Nivel de emplazamiento
La profundidad a la que se emplazan se deduce de las paragénesis de las rocas y a las características
texturales de las rocas encajantes.
La profundidad depende del gradiente geotérmico para cada cinturón.
Se establecen tres zonas:
Epizona:
- zona relativamente fría (

- oscila entre 8 km y 10 km el límite inferior y a sólo unos 500 m de la superficie estaría el
límite superior.
- normalmente son todos post-tectónicos.
- contactos concordantes y con brechificación.
- Roof pendant → restos o fragmentos de la roca caja aislados por la masa ígnea. Muestran
la misma deformación que tienen los encajantes.
- Septum → “tabique”. Conectado al encajante y separa porciones del cuerpo ígneo.
La mayor parte de los granitos epizonales tienen un tamaño pequeño.
- bordes de enfriamiento
- aureolas de metamorfismo de contacto muy reducidas; la temperatura no es tan alta como
para formar minerales nuevos.
- son muy frecuentes las cavidades miarolíticas.
Mesozona:
- la temperatura oscila entre los 300º-500º C.
- la profundidad ronda los 5 ó 20 km.
- tienen características híbridas entre la epizona y la catazona; son plutones post-tectónicos
y pre-tectónicos.
- contactos concordantes.
- fábricas anisótropas (con lineación).
- ausencia de bordes enfriados.
Catazona:
- se da una gran temperatura, entre 400º y 600º.
- la profundidad va desde los 15 km hasta el final de la corteza.
- las rocas encajantes son de muy alto grado; no hay bordes enfriados ni aureolas de
contacto.
- contactos siempre concordantes.
- se puede empezar a fundir las rocas y se generarían las rocas migmatíticas.
Plutones paraautóctonos ó autóctonos y alóctonos
Se hace en relación con el desplazamiento que ha sufrido el plutón desde su origen.
54

- Plutones paraautóctonos ó autóctonos: se encuentran próximos de su zona de generación.
Plutones catazonales.
- Plutones alóctonos: se encuentran alejados de su lugar de generación. Plutones epizonales y
mesozonales.
La flotabilidad de los magmas es la propiedad que les permite ascender a través de la corteza.
El magma para poder ascender tiene que: vencer la fuerza de la gravedad, vencer la fuerza de fricción…
A su favor: son menos densos, su temperatura con respecto al encajante es mucho mayor…
Un símil con los diapiros salinos.
Un diapiro es un cuerpo de material menos denso que perfora un material de cobertera, más denso.
Las capas de sal son muy dúctiles, pero por encima tienen una capa de rocas sedimentarias; la presión
confinante es relativamente baja, y las capas de halita empiezan a ascender lentamente en diversas
“oleadas”.
Estos bulbos seguirán ascendiendo hasta encontrar el equilibrio, hasta igualar las densidades de los
materiales.
Pueden tener diversas morfologías:
A partir de estas similitudes, surge el “problema del encajamiento de las masas graníticas”.
En la corteza terrestre, a partir de una determinada profundidad, las rocas tienen un comportamiento
dúctil y cierran todas las fracturas, con lo cual, el magma no puede ascender debido a la presión
confinante.
3.5.c) Mecanismos de emplazamiento
1. Abombamiento del techo
Emplazamientos epizonales a poca distancia de la superficie.
1. Abombamiento del techo
2. Asimilación de rocas caja, fusión parcial y zona de
fusión
3. Stoping y bulloning (hinchamiento)
4. Deformación dúctil de la roca caja
5. Desplazamiento lateral de la roca por fracturación y
plegamiento
6. Emplazamiento dentro de ambientes extensionales
55

Al ir ascendiendo, el magma se enfría y gana viscosidad, con lo cual no llegaría a la superficie.
Algunos autores dicen que este magma viene con una sobrepresión y como es de composición ácida,
tiene muchos volátiles y por eso son capaces de ascender.
Se abomba el techo, es decir, las rocas adyacentes sufren deformación y fracturación. Se forman
volúmenes que percolan por las fracturas.
Cuando el magma alcanza la densidad de la roca caja, se expande lateralmente.
2. Asimilación de rocas cajas
Los diapiros ascienden a altas temperaturas y en la zona de interfase, calienta al encajante. El
desequilibrio térmico produce una fusión adyacente por la percolación del magma a favor de esas zonas
desarrolladas.
Funden como mucho un 5-10% de la roca encajante.
Es muy poco efectivo ya que el magma se va enfriando a medida que va fundiendo el encajante y es
incapaz de ascender.
3. Stoping y bulloning
Intruye hasta niveles bastante epizonales. El magma es capaz de romper el techo y los laterales de la
roca caja.
Estamos en el campo frágil. Su fábrica es isótropa y la roca caja no se deforma.
Se trata de un proceso similar a la caída de bloques del techo de una cantera al extraerse material.
Debido a las fracturas, los bloques del techo caen al interior del magma dejando un espacio vacío, que
aprovecha el magma para fluir.
La roca que está a techo a de ser muy densa y estar muy fría, porque al caer rotan y la masa ocupa un
espacio muy grande, enfriando el magma.
Se tienen que caer bloques muy grandes para poder generar suficiente espacio. Pero al caer grandes
bloques, la densidad del magma va aumentando y lo mismo ocurre con la viscosidad; se va enfriando y
no puede seguir ascendiendo.
4-5. Deformación dúctil de la roca caja y desplazamiento lateral
Es el mecanismo asociado a la elevación de diapiros a gran profundidad y tanto la roca caja como el
magma, han de ser muy poco viscosos y con un comportamiento muy plástico.
Se denomina también mecanismo forzado y se da a altas temperaturas.
Al intentar expandirse y engrosarse, deforma de forma dúctil las rocas adyacentes, que se intentan
acomodar al espacio libre que deja el plutón.
Las características de las rocas intrusivas son:
- Cartografía de elíptica a subcircular
- Fábrica de la roca ígnea deformada según círculos concéntricos
- Deformación de la fábrica de la roca caja
No es muy corriente, son emplazamientos anecdóticos.
Ambiente de la mesozona y la catazona.
Es la tectónica la que finalmente controla los emplazamientos de las masas magmáticas.
Hutton, un petrólogo (1988), propuso un esquema bastante sencillo de la generación de las intrusiones
magmáticas a través de la corteza.
56

La región fuente está en el manto y está de acuerdo que los magmas se van a formar y ascender como
diapiros.
Cuando los magmas ascienden, sus densidades se van a igualar a las de las rocas cajas y se extenderían
lateralmente; pero si encuentran alguna fractura, la masa ígnea podría seguir penetrando en la corteza.
3.5.d) Enclaves e inclusiones
Todas las rocas ígneas (plutónicas y volcánicas) tienen materiales extraños. A su vez, se puede generar
una división:
a) Enclaves: fragmentos rocosos contenidos en otra roca ígnea como objeto, de la cual difiere en la
fábrica y/o composición. Formados por paragénesis mineral de una sola especie.
b) Inclusiones: Material extraño reservado para los granos minerales (líquido, gas y sólido)
encerrado o englobado en un único cristal.
Tipos de enclaves:
Autolito: clara connotación genética con la roca que lo contiene.
acumulación de cristales arrancados de la cámara magmática.
contacto gradual.
forma globular.
Xenolito: no hay relación genética entre el encajante y la masa ígnea que lo engloba.
fragmentos de los encajantes.
contacto neto.
forma angulosa.
fragmentos accidentales que las coladas piroclásticas engloban.
Xenocristal: enclave formado por un único cristal.
contacto neto.
forma aliotromorfa.
la zona más superficial está fundida por coladas.
la aureola presenta un desequilibrio del enclave con la masa que la envuelve.
Schlieren: acumulado formado de Biotita con forma lenticular; pasa de manera insensible a la
roca que lo engloba.
presenta fábrica anisótropa-planar.
se generan en zonas de alta temperatura.
origen variado.
en el borde hay más Biotita.
Sobremicáceo o surmicáceo: se generan en granitoides muy profundos.
pequeño tamaño.
forma lenticular.
gran cantidad de Micas (blancas y negras) y de minerales ricos en
Al (Sillimanita, Andalucita).
puede ser residuo de la fusión (restita).
contacto neto e irregular.
composición: 50% Biotita
Microgranular máfico: morfología variada según el origen.
tamaño de grano más pequeño que la roca huésped.
contacto neto pero no siempre.
los cristales de plagioclasa pasaban a la masa líquida, esto llevó a
pensar en su origen: mezcla de magmas (ácido y básico). El básico
fragmenta en burbujas y es englobado por el ácido.
composición: 53% minerales máficos.
Microgranular félsico: restringido a granitoides muy superficiales.
estructuras análogas a máficos.
formas angulares.
origen: son fragmentos arrancados y son englobados por granitos.
57

TEMA 4.- PROCESOS MAGMÁTICOS
4.1.a) Diagramas de fases
En un sistema simplificado se pueden representar los resultados. Se denominan diagramas de fases o
en equilibrio y representaría un conjunto de fases que están en equilibrio con el sistema en determinadas
condiciones de presión y temperatura. Tienen sentido en sistemas termodinámicos.
Desde el punto de vista termodinámico, un sistema se define como una parte del universo que es
aislado natural o artificialmente para su experimentación. Puede ser:
- abierto: cuando se intercambia materia y energía
- cerrado: cuando se intercambia solamente energía
- aislado: cuando no se intercambia ni materia ni energía
Fase: es una parte del sistema con una composición química particular y un determinado estado físico.
Ej: agua en tres estados → líquido, gaseoso y sólido.
en un magma las fases son los minerales.
Componentes: es la expresión química más pequeña necesaria para describir la composición de las
fases del sistema.
Los sistemas se clasifican en función del número de componentes que son necesarios para describir la
composición física de todas las fases que aparecen en el mismo:
- unitarios: sólo participa un componente
- binarios: cuando participan dos componentes
- multicomponentes
Ej: Fo = SiO4Mg2 → SiO2 2MgO
SiO2
En = SiO3Mg → SiO2 MgO
MgO
El agua aparece en una única fase pero se puede presentar en tres estados diferentes: sólido, líquido
y gaseoso.
Siempre vamos a trabajar con sistemas binarios y ternarios.
4.1.b) Las reglas de las fases o energía libre de Gibs
P + F = C + 2
P → número de fases que coexisten en equilibrio
C → número de componentes del sistema
F → número de grados de libertad
Factores como la presión, temperatura y composiciones que podemos estar cambiando arbitrariamente.
Esta fórmula define campos desde el punto de vista termodinámico donde una fase es estable.
59

si P = 1 “campo”
C = 1
Mezcla entre el diagrama del agua y el de los polimorfos.
Sólo encima de la línea se llega a la estabilidad de las fases.
Desde el punto de visto termodinámico tanto la recta como la curva, se le
denomina curva.
Sobre un punto pueden ser estables tres fases (S1 + L + V).
Los campos son divariantes, porque aunque cambiemos la presión o la temperatura, seguimos teniendo
la misma fase.
si P = 2 “curva”
C = 1
En las curvas, el equilibrio se mantiene si al variar la presión varía la temperatura; es univariante.
si P = 3 “punto”
C = 1
Un punto define condiciones univariantes, si cambio un parámetro, se destruyen las fases; no hay
ningún grado de libertad.
4.1.c) Sistemas experimentales binarios con eutéctico
La composición se pone en el eje de las x.
La temperatura se pone en el eje de las y.
En este tipo de diagramas se trabajan con dos componentes y con elementos puros.
A = SiO6 MgCa → diópsido
B = SiO6 Al2Ca → anortita
1 + F = 1 + 2 → F = 2 grados de libertad 2
2 + F = 1 + 2 → F = 1 grado de libertad 1
3 + F = 1 + 2 → F = 0 no hay ningún grado de libertad
Curva líquidus
Curva sólidus
Curva sólidus: es la curva que representa la temperatura mínima a la cual los cristales están en
equilibrio con el líquido. Por debajo de esta temperatura, el sistema está completamente sólido y no
contiene líquido.
Curva líquidus: es la cruva que representa la máxima temperatura a la cual los cristales de una
composición determinada están en equilibrio con el líquido. Por encima de esa temperatura, el
sistema está completamente líquido, sin fases sólidas.
60

Punto eutéctico: punto de intersección invariante que representa la temperatura y la composición a las
cuales dos fases sólidas de un líquido de composición determinada están en equilibrio.
Reglas:
1ª Si dos fases están en equilibrio deben estar a la misma temperatura. En estos diagramas una línea
perpendicular al eje de la temperatura y paralela al eje de la composición, es una línea de
temperatura constante y todas las fases que estén en equilibrio quedarían en esa línea.
2ª Como trabajamos en sistemas cerrados, la composición total permanece constante y debe de
quedar en una línea perpendicular al eje de la composición y paralela al eje de la temperatura.
3ª Cuando una fase cristaliza a partir de un líquido, el líquido se empobrece en aquellos
componentes que son incorporados en los cristales.
4ª La composición total del sistema es fija, pero si la composición del líquido inicial cambia, se
modifica la relación líquido/sólido. Inversamente, si la proporción líquido/sólido cambia, el
líquido debe cambiar de composición.
Regla de la palanca: se puede aplicar para determinar las proporciones de las fases para una
composición determinada. El peso de la fracción de sólido (s), multiplicando por su brazo (y), debe de
ser igual al peso de la fracción de líquido (l) multiplicado por su brazo (x).
X Y
L S
SY = LX
L = 1 – S
SY = LX
S + L = 1 L = 1 – S
S =
X 1
x 100 L = 1- Y 1 → L =
Y 1
x 100
Y + X
Y + X
Y + X
3cm 2cm
L S
SY = (1 - S) X → SY = X – SX → SY + SX = X → S (Y + X) = X
- Calcular la cantidad de sólido que hay en el sistema.
1 3 1
S = x 100 = 60 % de sólidos en el
3 + 2
sistema
- Calcular la cantidad de líquido que hay en el sistema.
1 2 1
L = x 100 = 40 % de sólidos en el
3 + 2
sistema
4.1.d) Problemas de cristalización y fusión en diagramas binarios
Procesos de cristalización en equilibrio.
Todo líquido
Plg: 100% An Px: 100% Di
Todo cristalizado
61

Partimos de un líquido (Q) cuya composición es de un 75% de A y un 25% de B.
Cuando rebajamos el calor (desciende la temperatura), se corta la curva líquidus en el punto “b” y
comienza a cristalizar el primer mineral (primer cristal de M). Ya no sigue la recta, sino la curva. Al
seguir descendiendo la temperatura, se van formando más cristales hasta llegar al punto “e”. Este punto
nos da la composición del líquido y su cantidad, la composición del sólido y su cantidad.
- El sólido posee la composición del polo más cercano; en este caso M = 100% A.
- El líquido posee la composición marcada al trazar la perpendicular.
- La fracción del líquido se obtiene con el método de la palanca, midiendo el brazo contrario:
% líquido =
1 dc 1
x 100 ≈ 70%
de
- La fracción del sólido es el porcentaje total menos el porcentaje del líquido ó:
% líquido =
1 ce 1
x 100 ≈ 30%
de
Seguimos retirando calor.
Para obtener la roca, se debe llegar al punto eutéctico “h”, donde se estudia de nuevo los valores. Aquí
es cuando se forma el primer cristal de N al alcanzar una temperatura de ≈780º C.
- La composición del líquido sería: 60% A y 40% B.
- La composición del sólido sería: 99,99% M y 0,01% N → primer cristal de N
% líquido =
1 fg 1
x 100 ≈ 68%
fh
% sólido =
1 gh 1
x 100 ≈ 32%
fh
A partir del punto eutéctico se enfría el sistema. Sólo en este tipo de diagramas, la composición inicial
es igual a la composición final.
100 --- 40% B 100 --- 60% A
x = 27,2% B x = 41% A
68 --- x 68 --- x
Con “h” podemos conocer:
- cantidad de líquido con el que llega al sistema.
- cantidad de sólido con el que llega al sistema.
- proporción de líquido (composición).
- proporción del sólido (composición).
Premisas:
1ª La primera fase que cristaliza a partir de un magma, depende de la composición del mismo.
2ª Los magmas presentan un intervalo de cristalización o un intervalo de fusión, nunca una
temperatura fija o instantánea de cristalización o de fusión.
3ª La temperatura más baja del líquidus se corresponde con la temperatura del eutéctico
independientemente de la composición inicial.
Proceso de fusión en equilibrio
62

Partimos de una roca (K) con una composición de un 75% de M y un 25% de N.
Incrementamos la temperatura, pero hasta que no se alcanza la temperatura mínima que corresponde a
la del eutéctico, no se genera la primera gota de líquido. Al alcanzar los 780º C, se forma la primera gota
con una composición en “h” de: 60% A y 40% B.
La roca se “mantiene” en “h” hasta que se agota el componente que está en menor proporción, que en
este caso es N, que de partido sólo tengo un 25%.
% líquido =
1 fg 1
x 100 ≈ 68%
fh
% sólido =
1 gh 1
x 100 ≈ 32%
fh
En estos diagramas binarios, cualquier mezcla de los sólidos (M + N) fundirán a la misma
temperatura, que es la del eutéctico, que es la temperatura mínima del sistema y formará siempre un
líquido de la misma composición, la del eutéctico.
Varía la proporción del líquido eutéctico que se va a formar, de tal forma que cuanto más próxima sea
la composición inicial a la composición del eutéctico, más líquido se formará.
Sistemas binarios con eutéctico (sin solución sólida)
- Cristalización fraccionada:
En “b” se formará el primer cristal de anortita. El mineral es más ligero que el líquido (no existe un
equilibrio) y emigra hacia la parte superior de la cámara, perdiendo temperatura.
En el punto Le, de menor energía en el sistema, medimos la cantidad de líquido:
Le = 1 cPl 1 = 1 1,4 1 x 100 ≈ 34% en líquido
LePl 4,1
Le = 1 cLe 1 = 1 2,7 1 x 100 ≈ 66% en sólido
LePl 4,1
Tenemos un 40% de An y un 60% Di.
Al final del proceso, la composición final ha de ser distinta a la inicial.
- Fusión fraccionada:
No es a la inversa que la cristalización fraccionada.
Partimos de un gabro con una composición de un 80% Plg (100% anortita) y un 20% en Px (100%
diópsido).
Al llegar al punto eutéctico (Le) aparece la primera gota de líquido. La curva posee sentido
termodinámico. La composición del líquido en el eutéctico es un 40% anortita y un 60% diópsido.
63

Llega un momento en que se agota el componente que está en menor proporción (en este caso el
piroxeno). Lo que obtengo es una roca formada por un 65% de plagioclasa, composición 100% anortita.
Esta plagioclasa no va a ser capaz de fundir hasta alcanzar la temperatura del punto “b”.
Sistemas binarios con solución sólida
Este sistema está pensado para los minerales y no para las rocas.
Curva líquidus
Curva sólidus
Existen tres zonas:
- campo líquidus
- campo sólidus
- campo líquidus-sólidus
Todo el proceso se desarrolla en el campo donde
coexisten la fase líquidus y la fase sólidus; esta área se
llama ojal.
- Cristalización en equilibrio:
Partimos de un líquido que contiene un 50% en albita y un 50% en anortita.
Si descendemos la temperatura hasta los 1450º C, obtenemos el primer cristal de plagioclasa, y la
composición se lee directamente en el punto P1: tendría una composición 80% anortita y 20% albita.
Al alcanzar los 1400º C, volvemos a leer la composición en el punto P2, y la plagioclasa que se forme
tendrá una composición de un 70% de anortita y un 30% de albita. La composición del líquido se
obtendría según la regla de la palanca:
Pl 1 1 1
L2 = = x 100 ≈ 41% en sólido
L2P2 2,4
Lq 1 1,4 1
L2 = = x 100 ≈ 59% en líquido
L2P2 2,4
En el punto P3 (por debajo de los 1300º C), ya no existe fase líquida, tenemos un 100% de sólido que
tiene la misma composición que el líquido del que partimos, un 50% en albita y un 50% en anortita.
64

- Cristalización fraccionada:
Partimos de un líquido con una composición de un 50% en albita y un 50% en anortita.
Al descender la temperatura, y alcanzar los 1450º C, se forma el primer cristal de plagioclasa.
A 1400º de temperatura, el punto P1 está compuesto por un 70% de anortita y un 30% de albita. La
proporción del líquido y de la plagioclasa se puede calcular con la regla de la palanca.
A 1118º C, sólo tenemos cristales de plagioclasa ricos en albita y pobres en anortita; el líquido se
agotó.
4.2.a) Sistemas ternarios
Una roca está formada por más de dos componentes, por lo que se utilizan tres variables, que al ser
aplicadas la Presión y la Temperatura, aparecen cinco componentes.
Cada sistema binario posee sus eutécticos.
La unión de los tres eutécticos binarios forman otro punto de menor temperatura y más profundo.
Las líneas que se obtienen al unir los puntos eutécticos, se denominan curvas cotécticas y coexisten
tres fases. El punto de unión se denomina eutéctico ternario.
M+L y P+L
M+L y N+L
N+L y P+L
La temperatura se representa en isolíneas en el diagrama; parecen curvas de nivel en un mapa
topográfico.
- Cristalización en equilibrio:
Partimos de una composición definida por el punto x:
- 63% Q
- 14% Z
- 23% T
• A 1400º C comienzan a formarse los primeros cristales de P, que tienen una composición de
100% Q.
• A 1300º C, el líquido tiene una composición y(52% Q, 19% Z y 29% T) y las proporciones del
líquido y cristales son las siguientes:
líquido: Qx/Qy = 69%
cristales: xy/Qy = 31% (P)
65

• A 1200º C (punto j), comienzan a formarse los primeros cristales de N, puesto que j se encuentra
sobre la cotéctica.
líquido: Qx/Qj = 50%
cristales: xj/ Qj = 50%
• A 1150º C (punto f), se han formado cristales de P y N, el sistema está constituido por un líquido
de composición f y cristales de P y N en las siguientes proporciones:
líquido: dx/df =25%
cristales: xf/df = 75% de los cuales:
• Cuando se alcanza la temperatura del eutéctico ternario, el sistema está constituido por un
líquido de composición e y cristales de N y P en las siguientes proporciones:
líquido: bx/be = 18%
cristales: xe/be = 82% de los cuales:
• La composición del liquido se obtiene leyendo directamente sobre el punto eutéctico:
Q = 15%, Z = 65% y T = 20%.
• Se forma el primer cristal de M.
Ejercicio:
N: Qd/QT = 16%
P: dT/QT = 84%
N: Qb/QT = 22%
P: bT/QT = 78%
• Representa la composición del manto.
• Tres eutécticos binarios y el de menor temperatura
eutéctico ternario.
• Partimos de una peridotita con una composición
de un 58% Ol y un 28% Grte.
• Unimos la composición de partida (X) con el
eutéctico (E), y que corta el lado del triángulo con
la letra R.
• La composición del líquido la tenemos en el
eutéctico y la del líquido residual la vamos a
estimar en R.
• Cuando agotamos el 14% en clinopiroxeno es cuando podemos estimar la cantidad de olivino y
de granate que todavía tenemos en fase sólida.
• La temperatura permanece estable hasta que se funde todo el clinopiroxeno.
• En A prácticamente se ha gastado toda la proporción de granate.
La fusión es la inversa de la cristalización y viceversa, pero en los sistemas fraccionados no es así.
- Fusión fraccionada:
El líquido se separa del sólido simplemente por las condiciones de viscosidad, etc.
Representa la composición del manto.
Partimos de una composición inicial X:
- 61% olivino
- 14% piroxeno
- 25% granate
66

• A 1670º C comienza la fusión y se forma un líquido de composición eutéctica: 6% Fo, 47% Py y
47% Di.
% líquido: XR/ER = 28%
El sistema permanece a esta temperatura hasta que se agote o extraiga todo el líquido. Nos queda
un residuo sólido R (se comporta como un sistema binario al tener sólo dos fases) formado por
un 82% Ol y un 18% Grte. Se fundirá al llegar a la temperatura del punto eutéctico.
• A 1770º C se forma un líquido de composición eutéctica B (26% Fo y 74% Py).
% líquido B: FoR/FoB = 23%
El sistema permanece a esta temperatura hasta que se extrae todo el líquido.
Nos queda un residuo sólido constituido por olivino.
• 2075º es la temperatura de fusión del olivino, el sistema funde completamente.
- Cristalización fraccionada:
Líquidos y sólidos nunca están en equilibrio.
Partimos de una composición inicial X:
- 61% Fo
- 14% Di
- 25% Py
• A 1950º se forman los primeros cristales de olivino, que son extraídos del sistema. El líquido
evoluciona a lo largo de la línea XA hasta alcanzar el punto A, en donde empieza a cristalizar
granate.
Hasta este momento el porcentaje de olivino formado es:
Ol: XA/FoA = 56%
El líquido evoluciona a lo largo de la cotéctica A-E cristalizando conjuntamente granate +
olivino.
• A 1670º C se alcanza el eutéctico ternario y comienza a cristalizar el Py. En este momento el
sistema está formado por:
cristales: XE/RE = 72% (82% Ol + 18% Grte)
líquido: RX/RE = 28% (6% Fo + 47% Di + 47% Py)
La cristalización de este último líquido nos dará un sólido con la composición del eutéctico.
4.3.a) Generación de magmas
Los magmas se producen en la región o área fuente, que es el lugar donde el magma comienza a
formarse por fusión de las rocas sólidas. Se genera en la corteza inferior y en el manto superior.
En la cámara magmática (lugar secundario), los magmas se diversifican, pero no se generan.
La mayoría de los edificios volcánicos se sitúan en zonas determinadas de la Tierra, la mayoría en
bordes de placa, tanto divergentes como convergentes.
Las zonas de generación de magmas varían en espacio y en tiempo y están condicionadas por la
tectónica.
Los edificios que expulsan lavas básicas a mucha temperatura (1.200º C) y suponiendo que haya un
gradiente geotérmico normal, implica que la profundidad de generación sería en torno a los 50 km.
67

Existen tres factores que propician la fusión de las rocas sólidas:
- La temperatura
- La presión
- El cambio en la composición de las rocas sólidas
Si la roca está relativamente cerca de la curva sólidus,
sería capaz de fundir si:
- se incrementa la temperatura, pasaríamos al campo
donde se generan los fluidos.
- un descenso de la presión traslada el campo de la
roca al campo de la generación de magmas.
- por adicción de volátiles (hace que descienda la
temperatura de fusión) desplaza las curvas sólidus
y se generan magmas.
El gráfico muestra las profundidades que se necesitan para poder alcanzar temperaturas suficientes
como para que se produzca la fusión de las rocas
Sólo el aumento de temperatura no explica la fusión ni generación de magmas, se ha de tener también
en cuenta la tectónica.
En el siguiente gráfico se representan la litosfera oceánica y la litosfera continental.
68

Presión:
Un descenso de la presión permite la generación de magmas.
• En las zonas divergentes de placa. El ascenso del manto 1mm al año, facilita un 30% de fusión
(adiabática).
• En las zonas de subducción: zonas de tras-arco.
• En las zonas donde se está empezando a romper la corteza (rift). Se generan fundidos por la
despresurización del área fuente.
• Penachos o plumas mantélicas que pueden venir del manto más profundo o incluso de la parte
más externa del núcleo.
Cambio en la composición química:
Al subducir, los sedimentos están empapados en agua (son zonas más antiguas y frías), que se
volatiliza al llegar a zonas más calientes. Se produce una deshidratación que varía la composición (de
epidotas, micas → minerales anhidros). La adición de 0,1% de H2O en roca sólida reduce en 100º C la
Tempertura de fusión de un basalto. Se puede llegar a fundir el manto.
En el caso de la corteza oceánica, los magmas son capaces de ascender rápidamente.
En el caso de la corteza continental, al ser más gruesa (> 30 km), los magmas que se generan se
quedan en la base.
Temperatura:
• En la zona de subducción de la litosfera oceánica y en la continental.
• En el arco continental.
• En la zona de colisión o engrosamiento cortical.
Están relacionados con los movimientos de grandes volúmenes de rocas o de magma, es decir, que hay
una transferencia de calor asociada con el movimiento convectivo de estas masas de rocas.
En litosfera oceánica, una placa fría se introduce en una zona caliente y absorbe calor y al ser las capas
basálticas menos refractarias, se produce la fusión. El magma que produce es inestable y se producen
erupciones que generan los arcos islas.
La fricción de una placa subduciendo sobre otra no da lugar a la generación de magmas, sino que la
ayuda, no la desencadena.
En litosfera continental subduce corteza oceánica basáltica generando fundidos que da lugar a zonas
con plutonismo, que al ser muy básicos, no son capaces de atravesar por si mismos esta gran corteza
continental. Como llegan muy calientes, inducen a la fusión de la base de la corteza.
En las zonas de rift, al adelgazarse tanto la corteza, las bolsas se quedan también encajadas y al
calentar las zonas de alrededor, pueden generar vulcanismo.
En las zonas de colisión, se alcanzan temperaturas de 600º C en la base de la corteza, lo que no
permite fundir, pero al producirse la colisión, la corteza duplica su potencia y su grosor (de 30 a 50 km),
por lo que la temperatura en la base llega a alcanzar los 1.000º C, lo que puede generar vulcanismo (un
ejemplo de ello es el Himalaya).
Los elementos radiactivos, al desintegrarse, pueden aumentar la temperatura. Esto ayuda a la
generación del magma, pero por si mismo, no es efectiva. La desintegración de energía térmica. Existe
más concentración de estos elementos en la corteza que en el manto, y al producirse la colisión, se
duplica o triplican.
69

En dorsales y zonas extensionales, el manto asciende al adelgazar la corteza. Se necesitan ascensos
mantélicos de 60 km y ha de ser de 1 mm/año para no perder temperatura, pero sí disminuimos la
presión.
En general, el movimiento de grandes masas, es lo que provoca la fusión por temperatura.
4.4. El proceso de fusión parcial: factores composicionales y factores físicos.
En 1976, Yoder recrea una situación similar al manto terrestre, dando lugar a un pirolito. Genera un
diagrama ternario con Diópsido en la zona superior, en la derecha la Enstatita y en la izquierda
Forsterita. Faltan las fases alumínicas (que son accesorias). Se construye a una presión de 20 kb con una
composición X con clinopiroxeno (diópsido), ortopiroxeno (enstatita) y olivino.
En el punto Y se genera la primera gota de fundido con un 40% de fundido de composición Y. Siempre
da un líquido de composición eutéctica o basáltica.
45% forsterita
25% diópsido
30% enstatita
El manto funde exclusivamente al llegar al eutéctico,
teniendo un fundido de Ol y Ens (manto harzburgítico)
independientemente de si hablamos de una fusión fraccionada
o en equilibrio.
Son líquidos de composición basáltica siempre que funde el manto.
Se funde el manto en condiciones parciales y fraccionadas.
Al ser fraccionado, las gotas de líquido intentan escapar hasta el punto Y, hasta que desaparecen los
componentes. El residuo es una harzburgita (Fo + Ens), una peridotita.
La primera gota de la fusión de la harzburgita aparecería en el punto a, el eutéctico de la serie binaria.
Finalmente quedaría un elemento con un 100% de Fo.
Los mantos fértiles son los que tienen clinopiroxeno, ortopiroxeno y olivino.
Dan mucha información de mantos anómalos las rocas ultrabásicas y ultraalcalinas.
4.4.a) Diferenciación en composiciones de basaltos
Existen diferentes factores:
- composición del área fuente
- grado de fusión casi insignificantes
- mecanismo de fusión
- presencia o ausencia de H2O ó CO2 (volátiles) factores que más afectan
- presión o profundidad
1.- Composición del área fuente: Piroxeno, Olivino, Plagioclasa… en el manto, a excepción de los
mantos metasomatizados, que poseen Flogopita y Anfíboles especiales (apatito, esfena…) en
proporciones accesorias.
La fusión de uno de estos mantos da lugar a un basalto que se diferencia en los elementos menores.
2.- El grado o la tasa de fusión ejerce un papel importante, pues no es lo mismo que funda un 1% a
un 30% en dorsales.
C0 1
F = → sólo para elementos menores.
CL
Sólo afecta a los elementos traza, a los mayores a no ser en valores > 30% que no les afecta.
70

Si partimos de un manto (C0) de 100 ppm en La, se obtiene un basalto que tiene CL = 10.000.000
ppm en La.
3.- El mecanismo de fusión no es igual si es en equilibrio o fraccionada, pero en la naturaleza se da
esta segunda.
4.- Presión o profundidad.
Se representa en un diagrama tetragonal polibárico. Siempre se utiliza en relación a la Enstatita.
Nos proporciona información de las modificaciones del eutéctico con respecto a las variaciones de
presión.
Toda la experimentación que se obtiene la van a
representar sobre un “trozo” del plano.
Se proyecta a partir del punto de la Enstatita.
M = Mg
S = Si
C = Ca
A = Al
Cuando la lherzolita funde a 0 kb de presión, se obtiene un líquido eutéctico en equilibrio:
piroxeno, enstatita con el olivino y con la plagioclasa.
En el mismo manto, fundiendo a 15 kb de presión, se genera un líquido eutéctico que está en
equilibrio: olivino, piroxeno, enstatita y espinela.
Si ahora se funde a 30 kb de presión, se genera un líquido eutéctico que está en equilibrio:
ortopiroxeno, clinopiroxeno, olivino y la fase alumínica ahora es el granate.
A medida que fundimos con diferentes presiones, vamos desplazando el punto eutéctico.
Obtenemos líquidos de composiciones distintas. Nos vamos alejando del polo de la Sílice y nos
acercamos al polo del Olivino (Mg). Se van empobreciendo en SiO2 y se van enriqueciendo en Mg.
5.- Presencia o ausencia de volátiles.
basaltos alcalinos: sin plagioclasa (subsaturados)
basaltos con cuarzo: con cuarzo e hiperstena
basaltos que presentan olivino e hiperstena
Se utiliza en mismo diagrama y con una presión fija y constante.
Se adicionan volátiles.
La adicción de H2O cambia la composición del eutéctico, se
acerca al vértice de la sílice.
Si lo que se añade es CO2, se acerca más al vértice de la nefelina.
71

• Toleitas: profundidades someras.
cantidades de H2O muy altas
se forman por altas tasas de fundido
• Ultraalcalinas: sin SiO2
con feldespatoides
presiones muy altas (90-100 km)
H2O inferiores
intraplaca continental
Los líquidos que se generan por la fusión del manto son primarios y poseen una serie de premisas:
1. Los magmas primarios que no primitivos, son los de derivación mantélica directa,
entendiendo por esto que no han sufrido después de haberse producido la fusión del manto
ningún proceso de fraccionamiento en ruta hacia la superficie.
Son las rocas de grano muy fino, incluso vítreas: coladas de lava que no tengan ni ocelos
ni glóbulos.
La carga de fenocristales ha de ser bastante escasa.
Los ocelos y glóbulos se producen cuando el magma ha sufrido procesos en cámara
magmática, como la formación de fenocristales.
Si lleva fenocristales, son los arrastrados por el propio manto.
2. Contenido en Ni > 250 ppm, Cr > 800 ppm, SiO2 < 45%, MgO muy elevado (> 0,7 moles).
Han de estar en perfecto equilibrio con las fases fundamentales del manto, Forsterita (Ol)
y Piroxenos (↑ Mg, ↓SiO2 y ↑↑ Ni y Cr)
3. Los líquidos primarios deben de traer xenolitos o enclaves mantélicos. Si los fragmentos no
se separan del líquido, significa que no han tenido tiempo para fraccionarse en la cámara
magmática.
4.5. Procesos de fraccionación magmática
La mayor parte de las rocas se forman por diferenciación en las cámaras magmáticas, no por fusión.
El magma a partir del cual se diversifican las rocas, es el magma parental o primitivo y se obtienen un
número de rocas más diferenciadas y variadas o evolucionadas que el propio magma. El magma parental
es el más básico y puede ser o no de derivación mantélica.
Estos procesos se pueden dar en sistemas:
72

- cerrados: cuando a partir de un magma único e inicialmente homogéneo se obtienen dos o
más líquidos de composición química diferentes y más evolucionados.
- abiertos: cuando intervienen componentes extraños y exteriores al sistema (de dos o más
magmas), que son los que causan que existan líquidos de composición más
evolucionadas, diferenciadas y distintas.
4.5.a) Procesos de evolución en sistemas cerrados
La forma de desencadenarse la evolución magmática depende de las relaciones que existan entre las
fases que componen el sistema, sólidas (cristales), líquido y gases (volátiles); el mecanismo físico es el
responsable de que se separen las fases. La forma que tienen de separarse las fases nos dan los
componentes.
La separación de cristales del líquido son procesos de fraccionamiento y propiedades físicas (tamaño
de los cristales, viscosidad, densidad, difusión química o térmica…) y lo que provocará esta separación,
es decir, los procesos son la energía térmica y la gravitacional.
4.6.a) Fraccionación cristal-líquido
Inflexiones curvilíneas en magmas monoparentales; indican la separación de algún elemento que
empobrece el líquido en esos componentes. Mecanismo físico por el cual se van a separar las fases.
Factores:
1 Separación gravitatoria de los cristales
Los cristales se separan del líquido siguiendo una fórmula, la ley de Stokes, según la cual los
cristales se hunden o flotan dependiendo de la densidad del líquido que los engloba, siempre que
exista tiempo suficiente y la viscosidad del líquido lo permita.
∆ρ = diferencia de densidad
V =
2gr
g = fuerza gravitacional
2 ∆ρ 1
9m
r = radio
m = viscosidad
2 Diferenciación o segregación por flujo
Afecta a los magmas que se inyectan en conductos tabulares para explicar la cristalización
fraccionada en estos conductos. Afirma que los cristales grandes están en el centro al existir un
gradiente de velocidad muy grande en los bordes que arrastra los cristales, y nulo en el centro.
3 Filtro-presión
El líquido (no muy viscoso) que existe entre los cristales que crecen en un reservorio, puede
separarse de ellos por simple compactación o por la acción de esfuerzos dirigidos.
También se denomina mecanismo de compactación.
Se da en las cámaras magmáticas a favor de las paredes de la propia cámara.
4.6.b) Fraccionación líquido-líquido
Seguimos en una cámara magmática, por lo que seguimos estando en sistemas cerrados.
Existen dos procesos de fraccionación:
1 Difusión térmica
El magma ha de estar a sometido a una diferencia de temperatura importante (200º-300º). Estas
diferencias de temperatura modifican el potencial químico de los elementos.
Unos se van a ir a los sectores de la cámara de mayor temperatura y otros a
los de menor temperatura.
En las zonas de mayor temperatura se concentran la SiO2 y los álcalis.
Las zonas más frías de las cámaras concentran los elementos como Ti, Mg,
Fe y Al.
Proceso con poca efectividad por la velocidad tan sumamente lenta que
tienen de difundirse los elementos
73

2 Inmiscibilidad magmática
Es la separación a partir de un único líquido inicialmente homogéneo de dos fases
composicionalmente distintas, que poseen propiedades físicas y densidades distintas, uno flota y
otro se queda en la parte baja (similar al agua y aceite). Aparecen los glóbulos u ocelos, que son
burbujas rellenas de materiales ígneos.
Este proceso se restringe a tres sistemas ígneos concretos:
- Sistema formado por magmas máficos ricos en sulfuros de lo que se separan dos líquidos.
magma silicatado
magma alta concentración en sulfuros
- Líquido toleítico rico en hierro del que se separan dos líquidos.
magma rico en sílice
magma férrico (rico en Fe y con poco SiO2)
- Magma ultraalcalino rico en CO2 que dará lugar a:
magma rico en álcalis y SiO2 (fonolitas, sienitas…)
magma rico en CO3 (carbonatos) que dará lugar a las carbonatitas
Estos magmas se estudian con bastante detenimiento ya que gran parte de los complejos estratiformes
explotados están formados por inmiscibilidad.
4.7. Fenómenos de diferenciación ígnea en sistemas abiertos
Hay dos tipos:
- Mezcla e hibridación de magmas.
- Asimilación y contaminación por rocas sólidas.
a) Procesos de mezcla y de hibridación
Cualquier magma se puede mezclar con otro, excepto las fracciones inmiscibles que hemos nombrado
anteriormente.
Existen dos tipos de mezcla:
• Mezcla física ó minglin
• Mezcla química ó mixing
Se deben dar las dos en un tiempo determinado y suficiente mientras se estén dando procesos
turbulentos que provoque la mezcla de los magmas. Además las composiciones de los magmas han de
ser adecuadas.
Mezclando líquidos básicos de composiciones distintas que se están generando en unas proporciones
muy altas para que no sea muy importante la variación de viscosidad, como en las dorsales (< 30%
líquidos básicos), que al ser zonas de bordes divergentes, las cámaras actúan como más abiertas. Cuando
entra en pulso de magma fresco, frena y para el proceso de diferenciación.
En composiciones más viscosas, esto se complica, no es muy frecuente.
En magmas de composición contrastadas, se generan muchos enclaves microgranulares dentro de un
granito u otra roca. La composición y la densidad son distintas. Es similar a la formación de diques
compuestos.
Ej: La mezcla por intrusión de un magma básico en una cámara que contiene magma ácido.
magma ácido
barrera térmica
magma básico
Cámara magmática que se abre, entrada de otro líquido básico ( ↑ temperatura que el ácido que había
en la cámara).
Se desarrolla una barrera térmica. Diferencia de temperatura muy grande, lo que provoca una barrera
térmica que produce movimientos de turbulencia. Del líquido básico, comienza a precipitar cristales más
74

densos y el líquido se hace más ligero, tendiendo a ocupar las zonas más superficiales de la cámara,
produciéndose la mezcla de magmas ayudados por la turbulencia.
Desde el punto de vista textural, la mezcla se observa en la gran cantidad de desequilibrios minerales:
- xenocristales o cristales con coronas de reacción.
- cristales corroidos.
- cristales zonados.
- cristales reabsorbidos.
- falta de homogeneidad en la composición.
Desde el punto de vista químico, la mezcla o hibridación da pautas rectilíneas, en los líquidos de
partida está en los polos de la mezcla y entre ellos, las composiciones intermedias de la mezcla.
b) asimilación y contaminación
Los magmas, en un ascenso, encuentran materiales que no pueden estar en equilibrio con él y
reaccionan.
La asimilación es la incorporación física del material sólido del encajante por el magma que como
consecuencia, queda contaminado. En ningún momento se habla de mezcla o hibridación.
El encajante es parcialmente absorvido por el magma que lo atraviesa.
Existen dos hipótesis para explicar estos fenómenos:
1) Fusión de una porción del contaminante y mezcla de la fracción fundida con el magma.
2) Reacción química en estado sólido y posterior incorporación mecánica del encajante sin fusión.
Es la más eficaz porque los magmas tienen temperaturas muy elevadas y si funden la pierden. Se
producen reacciones de desintegración del encajante. Es el proceso más eficaz para explicar la
contaminación, pero sólo en la cámara y en los primeros metros de conducto.
Se observan contactos mecánicos y nunca la cantidad de magma contaminado es > 20%.
75

TEMA 5.- ASOCIACIONES ÍGNEAS
5.1. Generación de magmas basálticos
Los magmas basálticos son magmas primarios de derivación mantélica y composición basáltica. Son
los más abundantes del planeta.
Se distinguen tres grandes series:
- Toleítica: volumétricamente es la más significativa.
- Alcalina: serie más compleja y con mayor variedad de términos.
- Calcoalcalina: serie volumétricamente importante.
Se caracterizan dependiendo de tres factores:
• Norma CIPW:
Todos son minerales normativos.
Se representan sus campos de dominios teniendo en cuenta su
composición en Diópsido, Nefelina, Olivino, Hiperstena y Cuarzo
normativos y los planos de saturación en sílice que separan los campos. Se obtienen tres campos:
- Cuarzo toleitas: plagioclasa, clinopiroxenos,
cuarzo e hiperstena.
- Toleitas olivínicas: hiperstena, , plagioclasa,
clinopiroxenos, y olivino
- Basaltos alcalinos: clinopiroxenos, olivino,
olagioclasa y nefelina.
• Parámetros geoquímicas:
Se basa en el contenido en álcalis y en sílice. Todos
los basaltos están saturados en SiO2 (42-55%)
reduciéndolos al 100% sin H2O. Pero teniendo en
cuenta su proporción de SiO2 respecto al álcalis:
- Basaltos toleíticos: SiO2 > álcalis
- Basaltos alcalinos: SiO2 < álcalis
• Características mineralógicas:
- Basalto toleítico:
o Olivino en desequilibrio (aureolas, corrosión) en poca proporción y discordante con la
matriz. Sólo aparece como fenocristal.
o Augita, Diópsido y ortopiroxenos. Posee también Hiperstena o Pigeonita.
o Las amígdalas se rellenan con minerales ricos en SiO2 (calcedonia, ópalo…).
- Basalto alcalino:
o Olivino como fenocristal y concordante con la matriz.
o Augitas titanadas idiomorfas.
o Amígdalas rellenas de zeolitas.
o Pueden aparecer essexitas (feldespatos k).
5.1.b) Asociaciones toleíticas volcánicas
Más del 70% del planeta son cuencas oceánicas.
76

Sus principales ambientes de generación son:
El primer ambiente de generación son las dorsales (1).
Un segundo ambiente sería la rutura de un continente (2), llamados basaltos de inundación o toleitas
fisurales.
Un tercer ambiente de formación serían los arcos de islas (3,5) volumétricamente menos significativos.
Se generan las cuencas de tras-arco.
Ya por último los grandes complejos estratiformes en zonas continentales (7) que tienen un carácter
toleítico.
Dorsales
En todo el planeta existen unos
65.000 km de dorsales. En el eje de
las dorsales se generan metabasaltos
(a 1.300 km de profundidad) que
sufren metamorfismo de bajo grado
hidrotermal. En la cresta de la
dorsal el flujo térmico es enorme.
Adquieren unas alturas de 2.500 m
y una extensión desmesurada.
Características de los basaltos MORB de tipo N
- Texturas:
Varían de vidrios a rocas sin ninguna o con una carga cristalina muy baja. Los vidrios
son los mejores indicadores del área fuente al haber sufrido menos procesos.
Reciben el nombre de basaltos teleíticos, basaltos abisales, basaltos oceánicos y el
nombre que más se usa actualmente es el de MORB.
- Características petrográficas:
• minerales: olivino rico en forsterita
plagioclasa Ca rica en anortita
espinela rica en Cr que puede aparecer como fenocristales o incluida
en el olivino
• matriz: clinopiroxenos (últimos en cristalizar)
plagioclasa y óxidos de hierro
- Características geoquímicas:
Los basaltos de dorsal se denominan MORB (Mid-ocean rift basalts).
Si poseen hiperstena y olivino normativo son toleitas olivínicas (más numerosas).
Si poseen cuarzo normativo son cuarzo toleitas.
Las características de las toleitas olivínicas son:
77

Elementos traza:
- bajo contenido en:
Lile (móviles) poco Rb y Ba
HFS (inmóviles) poco Th, U, Pb, Cs…
Tierras raras:
- contenidos bajos en HREE y LREE con
un espectro prácticamente plano, poco
fraccionado. LREE > HREE
- tienen la relación isotópica más baja que
se conoce en 87 Sr/ 86 Sr = 0,703.
- tiene la mayor concentración isotópica
de Nd/Nd > 0,5030
Elementos mayores:
- bajos contenidos en: K y P < 0,1%
Ti < 1%
- baja relación en: Fe 3+ /Fe 2+
K2O/NaO
- contenido elevado en: Al2O3 > 15%
Ca > 11%
Mg → 6-10%
(varía mucho su concentración)
(índice de variación)
- contenido en SiO2 → 47-51%
Los basaltos generados en las dorsales, ascienden porque la presión adiabática disminuye y las bolsas
de magma ascienden sufriendo fusión en el manto. Los fundidos
ascienden como diapiros focalizándose en una zona de unos 2 km
de anchura situándose en bolsas o cámaras a unos 2 km de
profundidad.
El manto inicial es una lherzolita (posee los dos piroxenos, el
clinopiroxeno y el ortopiroxeno) que al sufrir esta evolución, se
empobrece en los elementos compatibles que dan lugar a la
corteza.
Cuando el manto se funde, posee sólo incompatibles (N-MORB).
No posee plagioclasas, ni granate ya que hay un descenso de
tierras raras. Lo que si posee es espinela. Queda un residuo que
está formado por clinopiroxeno y por olivino (harzburgita).
Los E-MORB se forman a 660 km de profundidad donde el
manto no ha sufrido fusión y está enriquecido en elementos
compatibles. Cuando el E-MORB asciende en forma de columna
y forma cámaras donde se puede mezclar con el N-MORB a unos
40 km de la superficie.
No se puede formar una roca más evolucionada que un basalto
por la mezcla de magmas.
78

El manto no es homogéneo, posee bolsas de distintas composiciones, como los N-MORB (basaltos
normales) y los E-MORB (basaltos enriquecidos). Las características de los E-MORB son:
- Características petrográficas:
• minerales: olivino
plagioclasa
espinela
• matriz: clinopiroxeno
óxidos de hierro
Elementos mayores:
- enriquecidos en: K, Ti, P (0,1-0,5%)
- empobrecidos en: Ca, Al
- no varía los contenidos en Mg y sílice
Elementos traza:
- Lile: alto contenido en Rb y Ba.
- inmóviles: más U y Th (valores bajos)
Tierras raras:
- contenidos bajos en REE, aunque más altos que
el N-MORB.
- no están empobrecidos en LREE (gran concentración)
- sus espectros están más fraccionados
Su origen:
Se pensó que estos basaltos enriquecidos deben de provenir de zonas distintas del manto.
Sobre los años 60, entró de moda lo referente a las plumas mantélicas, penachos o puntos calientes,
que se generan a profundidades tan grandes que proceden de la parte baja del manto o incluso del núcleo
externo y que no han sufrido ninguna evolución.
Es un material poco viscoso y poseen una temperatura muy elevada con lo que pueden ascender desde
esas profundidades.
Se propusieron en un principio unos 16 puntos calientes; en la actualidad “existen” unos 100.
Basaltos fisurales continentales o basaltos de inundación
Se encuentran en los márgenes inactivos de los continentes y nos indican la apertura de los océanos
(grandes cuencas oceánicas).
Composicionalmente:
• muy variados:
- toleitas olivínicas: poseen olivino e hiperstena
- cuarzo toleitas: poseen cuarzo e hiperstena
- basaltos alcalinos
Características geoquímicas y comparadas con los N-MORB:
• mayores contenidos en sílice, K, Ti y P
• mayores contenidos en elementos Lile: Rb, Sr
• mayores contenidos en HFS
• menores contenidos en Mg
• menores contenidos en Cr y Ni
Su origen:
Las principales hipótesis para abordar su génesis son:
79

Una contaminación o una mezcla con
material cortical que funden con tasas distintas
de fusión.
Se vio que tenían características similares
con los E-MORB que se generaban a partir de
los puntos calientes. En general, los penachos
suelen estar anclados y no se mueven, las
placas son las que sufren desplazamiento.
La cruz indica el eje del penacho.
Cuando se empieza a abrir el Atlántico, y
justo por el eje de la dorsal, la tasa de calor es
tan elevada que se pueden estar generando
basaltos toleíticos, y en los márgenes o a los
lados, donde la temperatura es menor se
generan los basaltos alcalinos.
La pluma se desgaja por el movimiento de las
placas y esa parte queda fosilizada
posiblemente debajo de Brasil.
Basaltos de intraplaca oceánica (islas
oceánicas)
Se da un magmatismo muy complicado y
menor que en las dorsales.
Sus características magmáticas y geodinámicas varían con el tiempo. Poseen mucho magmatismo y se
sitúan en una zona de intraplaca, lo que se define gracias a la teoría de los penachos térmicos de
derivación mantélica. Islas como Galápagos, Hawai o Reunión se generan de esta forma.
Estadios por los que pasan los penachos:
Fase pre-escudo: tasa de fusión baja (funde poco material)
bajo volumen de magma (2-3%)
quimismo toleítico
zonas marginales de la pluma
Fase escudo: elevada producción de magmas (98-99%)
la placa se encuentra sobre el foco térmico
quimismo toleítico
zona del eje del punto caliente
Fase post-escudo: volumen de magma más pequeño (1-2%)
cese de la actividad volcánica
la placa se separa del foco térmico
quimismo alcalino
zona marginal del punto caliente
Fase post-erosional: últimos estertores de la actividad volcánica
quimismo alcalino
Coexisten las dos series: la serie toleítica y la serie alcalina.
Características de la series toleíticas
Petrográficas:
Las toleitas olivíncas tienen olivino, espinela como fenocristales y en la matriz tienen
plagioclasas, clinopiroxenos y opacos.
Las cuarzo toleitas poseen fenocristales de hiperstena, espinela, ortopiroxenos pobres en
Ca, la pigeonita (aureola del Ol). En la matriz presentan plagioclasa y espinela.
80

En general no suele haber anfíboles y tenemos la existencia de cámaras magmáticas, en donde se
produce una diversificación abundante.
Dependiendo del momento de evolución, las fases pueden cambiar:
-en cámara: Dacita - Riolita
-en erupción: Dacitas – Cuarzo – Sienita
Elementos mayores:
- enriquecidos en Ti, K, P y en menor medida en sílice comparados con los E-MORB.
- empobrecidos en Mg y Al.
Elementos traza:
- mayores contenidos en elementos móviles e inmóviles (LILE y HFS)
Tierras raras:
- sus espectros son más fraccionados
- mayor contenido en LREE
- menor contenido en HREE
- fraccionamiento importante: La/Lu > 3
- mayores relaciones en 86 Sr/ 87 Sr y menores relaciones Nd/Nd
Su origen:
Diferentes áreas fuentes y diferente proceso de formación. La tasa de fusión no supera el 20%, se está
fundiendo en menor proporción.
Se genera a profundidades superiores a los 60 km; hay granate en el residuo que hace que el líquido se
empobrezca en tierras raras pesadas y en Al.
Proceden de mantos enriquecidos en elementos incompatibles. El granate forma parte del área fuente.
Asociados también a puntos calientes.
Características de las series alcalinas
La serie alcalina es muy compleja y exótica. Existen más de 400 tipos de rocas de esta serie. Son las
menos abundantes, pero las más variadas.
Ambientes de formación:
Intraplaca oceánica: Canarias
Intraplaca continental: campos de Calatrava
Zonas de rift continental: África
Se genera con relación a antiguas zonas de subducción: lamproitas
Épocas distensivas tras la subducción
En márgenes divergentes y convergentes no se dan.
Son basaltos alcalinos, poseen olivino y nefelina.
Desde el punto de vista mineralógico se distinguen tres series:
- moderadamente alcalina: posee olivino, piroxeno y en la matriz opacos, clinopiroxenos y
plagioclasa.
- fuertemente alcalina: posee olivino, piroxeno y en la matriz opacos, clinopiroxeno,
plagioclasa y feldespatoides.
- ultra-alcalina: posee olivino, piroxeno y en la matriz opacos, clinopiroxeno y
feldespatoides.
Es una serie en la que sólo existe un clinopiroxeno, la augita titanada y la esfena.
Elementos mayores:
- alta concentración en álcalis (Na y K) y sobre todo en Ti; serie bastante rica en P.
81

Elementos traza:
- serie que contiene los mayores contenidos en LILE y HFS. A medida que vamos pasando de la
fuertemente alcalina a la ultra-alcalina, más se enriquecen en los LILE y HFS.
Tierras raras:
- presenta espectros más fraccionados y un alto contenido en todas las tierras raras, sobre todo en las
ligeras.
Su origen:
Se genera a profundidades enormes, en torno a los 100-120 km; tasas de fusión mínimas (no supera ell
5%); muy escasa participación de H2O y una alta concentración de CO2 en el área fuente.
5.3. Asociaciones en arcos insulares y márgenes continentales
Arcos isla:
La zona de entrearco es la zona más próxima a la zona de subducción. Sus límites son:
- fosa: zona deprimida donde empieza la subducción.
- frente volcánico: cadena de islas en forma de arco lineal con volcanes cercanos a la costa.
Puede presentar un prisma de acreción relleno de sedimentos y materiales volcánicos con una gran
inclinación y limitado por fracturas. El material es arrastrado por la placa inferior que apila los
sedimentos contra el arco.
La zona de arco volcánico es la zona donde se manifiestan todos los volcanes y procesos magmáticos.
Puede desarrollarse una doble cadena de volcanes que aparecen a una altura de 100 km respecto a la
placa que subduce.
La zona trasera de arco. Un arrastre de los materiales del manto crea una “célula” concetiva que hace
que se desarrolle una dorsal por la que fluye el magma.
Distribución del flujo de calor
Aparecen dos sectores bien diferenciados:
- HFU < 1. Bajo gradiente geotérmico: 10-20º/km
- HFU = 2-3. Alto gradiente geotérmico: 20-40º/km que se mantiene hasta unos 600 km tras el arco
debido al flujo que asciende en el arco volcánico.
Características generales de los magmas en las zonas de subducción
- sufren procesos de cristalización fraccionada en su evolución
82

- sufren procesos de fusión
- se generan a distintas temperaturas y profundidades
- poseen diferentes tasas de fusión
Series calcoalcalinas
- serie baja en K: son más abundantes los basaltos y las andesitas basálticas con bajo contenido
en SiO2.
- serie calcoalcalina norma: andesitas.
- serie de alto contenido en K: andesitas con algunas dacitas y riolitas.
- serie shosonítica: basalto alcalino más básico.
Normalmente, los términos con menos K son más básicos y tienden a evolucionar a términos con más
K, es decir, de basaltos a riolitas.
En el arco antiguo y en las zonas más alejadas de la fosa, los términos tienen más K y más elementos
incompatibles (Ba, Sr, Cs, Rb). En las placas continentales aparecen series calcoalcalinas (↑K), no
toleíticas.
Variaciones espaciales y temporales en el magmatismo de arcos insulares
Las variaciones no son una norma, suele haber muchas excepciones.
El contenido en K suele aumentar desde el frente del arco hacia el interior del arco (relaciona
con la distancia en la vertical al plano de Benioff).
Variación temporal: magmatismo inicialmente toleítico, después calcoalcalino y en algunos
casos, finalmente alcalino.
Características petrográficas más frecuentes
Elevados contenidos en fenocristales (> 20%) frecuentemente plagioclasa.
El vidrio es muy habitual y abundante en los términos volcánicos.
Términos básicos: olivino, augita, plagioclasa como fenocristales.
El ortopiroxeno, algún óxido de Fe-Ti y el cuarzo también son frecuentes.
Los fundidos calcoalcalinos poseen altos contenidos en agua por la que puede cristalizar biotita
y anfíbol.
Texturas de desequilibrio mineral indican fenómenos de mezcla de magmas.
Diferenciación calcoalcalina
Típica de zonas de subducción.
Se caracteriza por un aumento significativo en SiO2 y álcalis, sin que varíe la relación Mg/Fe.
El contenido relativamente alto de agua en estos fundidos juega un papel fundamental. Se
estabiliza biotita y anfíbol y el fundido está más despolimerizado.
El grosor de la corteza que se atraviesa es directamente proporcional al contenido en K y a la
relación K/Na. Esto, junto con las variaciones isotópicas que se observan, implica participación
de rocas de corteza en la fusión, fenómenos de asimilación o mezcla de magmas.
Elementos traza:
Presentan un alto contenido en elementos Lile (móviles y alto radio iónico), lo que indica que un
medio acuoso penetró en el manto.
83

- Enriquecidos en elementos incompatibles de alto potencial iónico (Ba, K, Rb, Sr, Th).
También en U y Pb.
- Empobrecidos en elementos incompatibles de bajo potencial iónico, HFS (Ta, Nb, P, Zr, Ti,
Y, Yb). Todo en relación con el MORB.
Tierras raras:
- Si contienen mucha cantidad de K, dan espectros muy fraccionados.
- Si contienen poca cantidad de K, dan espectros poco fraccionados: ↑ LREE, ↓ HREE.
Petrogénesis de los arcos insulares
La variación del gradiente se debe a la estructura térmica de las zonas de subducción, caracterizada por
tener una depresión de las isotermas en la zona en la que la placa fría entra en una zona caliente, en este
caso el manto.
84

En la realidad, la corteza oceánica no es capaz de generar magmas al subducir y otra razón para ello,
es que al descender, pierden agua los minerales
hidratados, y para calentar la corteza que subduce es
mucho más complicado, con lo cual no puede fundir.
Sólo queda una posibilidad, que ocurre en la cuña
del manto.
Un manto normal no posee minerales hidratados, con
lo cual no se podría fundir a temperaturas tan bajas. La
única posibilidad es descender la temperatura de
fusión, y se consigue con el agua que proviene de la
corteza oceánica; ojo, el agua no proviene del océano,
sino de los minerales hidratados que están en la
corteza: cloritas, epidotas, etc. Al ir descendiendo, la
corteza cede este agua al manto. El H2O entra en contacto con la peridotita del manto y genera minerales
hidratados, tales como la flogopita y la pargasita.
Cuando en esa peridotita se producen esas transformaciones en contacto con un fluido acuoso, ese
manto reduce su punto de fusión, se funde y asciende.
Todo este proceso se puede resumir en cuatro pasos:
1º paso: deshidratar la corteza oceánica.
2º paso: formación de minerales hidratados en el manto.
3º paso: profundizar el manto con esos minerales.
4º: se descompone el anfíbol y se funde el manto.
Si la corteza de arco es joven (de tipo toleítico), el magma puede atravesarlo sin problemas.
Si la corteza es vieja (de tipo calcoalcalino), el magma se va a estancar en ciertas zonas y puede
cederle minerales; se produce la diferenciación magmática.
La flogopita tiene mucho K, pero poca cantidad de agua lo que es suficiente para reducir el punto de
fusión. El potasio entraría a formar parte del fundido por su incompatibilidad. Correspondería con el
punto A.
Se observa que cuando se deshidrata la flogopita, no se vuelve a generar fusión por ausencia de agua
que reduzca la tasa de fusión. Pero al llegar al punto B, la pargasita tiene una gran cantidad de agua que
es capaz de fundir mucho más material.
Arcos continentales (márgenes continentales):
La principal razón de la diferencia de los magmas,
dependen del grosor de la corteza, que puede
“contaminar” los fluidos que percolan (diferenciación).
La composición también es importante.
La corteza continental es menos densa y los fundidos
van a tener cierta dificultad para ascender. Los fluidos de
origen mantélico se estancan en la base de la corteza y
pueden llegar a fundirla, lo que provocaría todavía más
diferenciación de los magmas.
La composición del manto litosférico continental es
diferente a la composición del manto litosférico oceánico.
En estos arcos continentales, la mayoría de las series
son calcoalcalinas y alcalinas; las toleíticas son escasas.
Cuanto más lejos estemos de la zona de subducción, más alcalina va a ser la serie que se obtenga.
85

Elementos traza y tierras raras:
Se representa el arco andino en tres sectores.
Se aprecia una cierta similitud que ocurre en los
arcos insulares. Una alta concentración de Lile y
valores cercanos a uno en los inmóviles. Esto se
cree que es por la hidratación del manto por fluidos
acuosos (explicado anteriormente en los arcos
insulares).
Para que nos de una serie alcalina, tienen que
ocurrir dos cosas: que haya una menor tasa de
fusión o que se funda el manto litosférico
subcontinental.
Las intrusiones suelen ser de techo plano y bordes muy tendidos debido a fallas por las que percola el
magma.
Los plutones intruyen sobre otros plutones (batolitos) anteriores durante mucho tiempo.
Origen:
Exiten dos posibilidades:
a) Extensión:
Se funde el manto y ascienden estos fundidos; se estancan en la corteza y se forman
intrusiones magmáticas. En algunos casos podrían ascender por toda la corteza.
b) Compresión/relajación
Si estos magmas se estancan formarían gabros (en profundidad). Si se produce una
compresión, se puede producir la fusión de estos gabros y formar tonalitas que son menos
densas y pueden ascender por la corteza (se van a diferenciar).
5.4. Asociaciones graníticas
Generación de magmas en la corteza.
- Aumento de la temperatura que puede generar fundido.
- Disminuye la presión y son capaces de fundir sin que pierdan temperatura.
- Disminuye la presión adelgazando la corteza.
- Hidratación por entrada de fluidos: deshidratación de la corteza en profundidad o aporte de
magmas basálticos.
Rocas graníticas
Fases presentes habitualmente: cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasas, biotita, anfíbol.
Secuencia de cristalización: accesorios (circón, apatito, ilmenita…) – plagioclasa, + máficos, -
feldespatos alcalino y cuarzo.
La presencia de moscovita, granate, cordierita, andalucita, sillimanita, turmalina… indica
composición peralumínica.
La mayoría de los granitos pertenecen a series calcoalcalinas, aunque los hay toleíticas y
alcalinas también.
86

En función del grado de saturación en alúmina pueden ser peralumínicos, metalumínicos o
peralcalinos.
Se dividen en dos grupos según los elementos trazas: muy enriquecidos en elementos LILE y
cercanos al valor uno en los HFS.
Fusión en la corteza: anatexia
La roca no tiene agua, pero tiene minerales hidratados:
reaccionan la moscovita, el cuarzo t la plagioclasa y sueltan
agua.
Partimos de una recta donde la temperatura aumenta 40º
por cada km. Al alcanzar la temperatura de fusión (punto
a), mi roca no puede fundir por no disponer de H2O libre.
Al llegar al punto 1, se transforman la Mos + Pl + Qtz en
Kfs + Al + V (hay poca moscovita, por lo que se genera
poco fundido) y puedo fundir poco material (bajas tasas de
fusión). Si la roca sigue se sigue calentando, puede llegar a
degradar la biotita y se obtiene una alta tasa de fusión.
Reaccionan la Bi + Pl + Als + Qtz y se generan Kfs + Grt +
Liq.
El fundido que se obtiene es un granito que es un líquido
poco denso.
En resumen, para poder fundir la corteza continental necesitamos tener minerales hidratados, la roca
tiene que ser fértil.
Clasificación de granitoides – tipos M, I, S, A
Las siglas significan:
- M → granitos que proceden del manto (fuente).
- I → granitos que proceden de rocas ígneas.
- S → granitos que proceden de rocas sedimentarias.
- A → granitos que proceden de la fusión de rocas anorogénicas
Esta clasificación es confusa y difícil de manejar.
87

Clasificación geodinámica de granitoides
Dorsales oceánicas e islas oceánicas:
En zonas de dorsal oceánica: plagiogranitos tonalíticos.
En islas oceánicas: rocas graníticas equivalentes de los términos más evolucionados.
Génesis: cristalización fraccionada a partir de magmas basálticos de origen mantélico.
Toleíticos con mayor frecuencia, pero también alcalinos en algunas islas oceánicas.
Tipo M.
Arcos insulares:
Son poco frecuentes en arcos insulares jóvenes. Predominan en los arcos maduros.
Principalmente calcoalcalinos.
Origen: fusión de la cuña del manto y posterior diferenciación.
Pueden darse fenómenos de asimilación de corteza.
Tipo M o tipo I (cuando hay asimilación de corteza).
Arcos continentales:
En arcos continentales o márgenes continentales.
Origen en dos etapas: 1) funde la cuña del manto y los fundidos se estancan en la base de la
corteza; 2) estos acumulados iniciales funden en una segunda etapa y se forman magmas
tonalíticos.
Los magmas tonalíticos pueden diferenciarse hacia términos más ricos en sílice.
Además puede fundir la corteza localmente.
Tipo I.
Zonas de colisión:
Zonas de colisión continental activa.
La fusión tiene lugar mayoritariamente en rocas de la corteza.
Posibles orígenes: 1) el engrosamiento cortical hace que se eleve la temperatura de la base del
orógeno; 2) la corteza que subduce se deshidrata y libera fluidos que hacen disminuir la
temperatura de fusión de la placa continental superior del orógeno.
88

Tipo S (los más habituales).
Transicional – Post-orogénicos:
Se dan entre 10-100 Ma después de un evento de colisión.
Se emplazan durante el desmantelamiento extensional del orógeno.
Son fundamentalmente de origen cortical, aunque también pueden participar el manto en su
origen.
Origen: adelgazamiento de la corteza que conlleva ascenso y descompresión adiabática en la
base de la corteza.
Las estructuras extensivas permiten el ascenso de magmas de origen mantélico: magmatismo
bimodal.
Los tipos más frecuentes son S e I, aunque también pueden aparecer las de tipo A.
Granitoides transicionales
Los primeros esquemas muestran el proceso compresivo, tanto continental como el proceso
desubducción.
En b se muestra un engrosamiento muy grande de la corteza continental y del manto. Después al
desaparecer los esfuerzos compresivos, se va desmantelando la estructura y también la astenosfera es
capaz de ir ascendiendo paulatinamente y de fundir la raíz de los orógenos que se han formado (por
ascensos adiabáticos).
En la última imagen se puede ver como la astenosfera asciende y se pone más cerca de la corteza
(subsidencia térmica).
Anorogénicos:
Zonas continentales extensionales: rifts, aulacógenos.
Calentamiento cortical por entrada de una pluma del manto.
Magmatismo bimodal: funde la corteza, pero también pueden ascender magmas del manto.
Posibles orígenes: 1) fusión de corteza asociada a la pluma de manto (funden granulitos anhidras
de la base de la corteza); 2) fraccionamiento de magmas formados a partir de un manto
enriquecido.
Principalmente tipo A.
Dan lugar a intrusiones superficiales con desarrollo de complejos anulares.
89