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Módulo Geomorfología
A. Monti, 2005- FHyCS, UNPSJ Bosco
Unidad 2: La tierra un planeta dinámico (parte B)
Magma, minerales y rocas
I. Introducción
En la unidad anterior aprendimos los distintos tipos de bordes o fronteras tectónicas y su
relación con el movimiento relativo de las placas tectónicas y la disposición de los
principales cordones montañosos del Planeta. En la presente unidad avanzaremos en el
conocimiento de la dinámica interna y externa de la corteza terrestre. Por ello trataremos en
detalle la generación del magma y sus principales productos, los minerales y las rocas.
II. Conceptos teóricos
MAGMA
¿ Qué es el magma?
En ciertos sectores del interior del planeta, especialmente cerca del contacto entre la
astenósfera superior y la litosfera inferior, las condiciones de presión y temperatura
favorecen la fundición de grandes volúmenes de rocas para formar un líquido denominado
magma. Por lo tanto, en una primera aproximación se podría denominar magma a:
“cualquier material móvil, caliente del interior de la tierra, capaz
de penetrar a través de la corteza terrestre.”
Sin embargo, el magma no es únicamente roca fundida, sino que suele estar conformado
por una fase líquida, una gaseosa y una sólida. Así los gases y vapores serán más
importantes cuando ese magma se encuentre confinado a alta presión en profundidad,
mientras que a medida que asciende por la corteza, la consecuente disminución de la
presión favorecerá la liberación de los gases. En casi todos los magmas, la fase líquida
consisten principalmente de oxígeno y sílice, con cantidades menores de los otros seis
elementos comunes en la corteza.
Los elementos químicos son los materiales fundamentales a partir de los cuales están
compuestas el resto de las sustancias. En la corteza terrestre han sido hallados un total de
88 elementos, sin embargo, tan solo 8 elementos componen más del 90% de la corteza.
Por ende, las variaciones principales en la composición química se basan en las diferencias
entre las proporciones relativas de los 8 elementos mayoritarios. Ellos son: oxígeno, silicio,
aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio. El resto corresponde a titanio,
hidrógeno y fósforo, entre otros.
La temperatura del magma varía entre 600 C y 1400C, dependiendo de la composición
química y la profundidad y presión a la que se ha formado dicho magma.
En función de todo lo mencionado podríamos redefinir el magma más específicamente
como:
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"....una materia rocosa, móvil caliente, formada totalmente o en parte muy apreciable de una
fase líquida que tiene la composición de una fundición de silicatos. Puede contener una fase
gaseosa o puede constituir completamente fases cristalinas sólidas"
(Williams, Turner y Gilbert, 1980)
Dos ambientes geológicos constituyen los sitios donde se genera la mayor cantidad de
magma:
1. márgenes de placas convergentes donde ocurre subducción: Los volúmenes más
grandes de magma se producen a profundidades cercanas a 100 km aproximadamente,
donde la placa subductada pasa de la litosfera a la astenósfera.
2. márgenes de placas divergentes (zonas de rift): cuando dos placas litosféricas se separan
en un margen de rift o divergente asciende astenósfera caliente y plástica para rellenar el
espacio dejado por las placas que se apartan. La mayoría de los márgenes de rift se
encuentran en las cuencas oceánicas donde se forman las cordilleras centro-oceánicas.
A medida que el magma asciende se enfría y alcanza lugares de la corteza que se
encuentran a menor presión y comienza la unión de sus elementos químicos para formar
los minerales, lo que a su vez favorece la solidificación del magma para generar finalmente
un tipo de rocas a las que se denomina rocas ígneas.
En este punto tan sólo mencionaremos que una roca en sentido amplio es:
un agregado consolidado de sustancias minerales con distinta composición química,
dispuestas de diversos maneras dentro de un cuerpo sólido mayor
MINERALES
¿ Qué son los minerales?
Una definición intuitiva sobre minerales, nos permitiría considerarlos como las sustancias o
materia que componen las rocas. Si bien la misma es correcta, aporta muy poco sobre la
real naturaleza de los minerales. Por lo tanto, la definición inicial debería ser reemplaza por
la siguiente:
Un mineral es una sustancia inorgánica de origen natural que posee una
composición química definida y una estructura cristalina ordenada.
La primera parte de la definición trata a los minerales como sustancias inorgánicas. Vale
decir que las diferencia claramente de las sustancias derivadas de la acción de los
organismos vivos. Asimismo, la especificación de los minerales como sustancias naturales
elimina de la definición a los materiales que han sido obtenidos por procesos artificiales en
la industria o laboratorios químicos. Así, los aspectos fundamentales de la definición son los
relacionados con que los minerales poseen composición química definida y una
estructura cristalina ordenada.
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Composición química de los minerales
Los elementos químicos son los materiales fundamentales a partir de los cuales están
compuestas el resto de las sustancias. Como ya mencionáramos en la corteza terrestre han
sido hallados un total de 88 elementos. Sin embargo, tan solo 8 elementos componen más
del 90% de la corteza. Ellos son: oxígeno (46,66%), silicio (27,72%), aluminio (8,13%),
hierro (5%), calcio (3,63%), sodio (2,83%), potasio (2,59%) y magnesio (2,09%). El resto
corresponde a titanio, hidrógeno y fósforo, entre otros.
Por definición, los minerales tiene una composición química definida. Una sustancia que
presenta dicha característica, está formada por elementos químicos unidos entre si en
proporciones definidas. Por ende, la composición puede ser expresada como una fórmula
química. Por ejemplo, el cuarzo es un mineral cuya fórmula química es SiO2. A partir de ella
se determina que el cuarzo consiste en un átomo de silicio, unido a dos átomos de oxígeno.
La mayoría de los minerales son el producto de la combinación de dos a seis elementos
simples.
Pocos minerales consisten en un sólo elemento. Por ejemplo el oro y la plata son elementos
minerales únicos. La combinación química de los elementos ha permitido reconocer 2500
especies minerales diferentes.
Estructura cristalina
Todos los minerales son sólidos cristalinos. Se dice que una sustancia se encuentra en
estado cristalino cuando las partículas que la conforman están dispuestas en forma
ordenada y separadas entre si por distancias constantes. Por ejemplo el Cloruro de sodio,
comúnmente conocido como sal , aparece en la naturaleza como el mineral Halita. La
fórmula química del mismo es NaCl, o lo que es lo mismo un átomo de sodio (Na) por un
átomo de cloro (Cl). Los átomos están arreglados en filas y columnas ordenadas, donde
alternan cloros y sodios desde izquierda a derecha, desde arriba hacia abajo y desde
adelante hacia atrás.
átomo de Cloro
átomo de Sodio
El arreglo ordenado de átomos se denomina estructura cristalina. De modo tal que un
cristal se define como:
un cuerpo sólido limitado naturalmente por superficies planas, que
constituyen la expresión exterior de una ordenación regular de los átomos que se repiten.
Propiedades físicas de los minerales
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Tanto la composición química como la estructura cristalina son dos propiedades
fundamentales que distinguen a cada mineral del resto. Sin embargo, obtener la estructura y
composición de un mineral es un proceso que conduce a una serie de complicados análisis,
los que requieren de costosos equipos de laboratorio. Por ello, los geólogos realizan una
primera identificación en el campo, basándose en el reconocimiento visual combinado con el
ensayo de algunas propiedades.
Las propiedades físicas de los minerales están directamente controladas por la composición
química y la estructura cristalina. Por esa razón una observación detallada de las
propiedades físicas de una muestra mineral puede permitir la identificación del mineral,
como si hubiéramos realizado costosos análisis de composición química y estructura
cristalina. Obviamente el reconocimiento de las propiedades físicas no excluye en lo más
mínimo los otros análisis, sino que en todo caso precede a estos que se efectúan cuando la
profundidad del estudio lo requiere. Por lo tanto, las propiedades físicas de más sencilla
determinación son las siguientes.
1. Hábito cristalino: es la forma según la cual el cristal individual crece y/o la manera en la
cual los cristales crecen juntos conformando agrupaciones o agregados cristalinos. Los
cristales pueden presentar un hábito cúbico, prismático, tabular, etc. En general los cristales
poseen como elementos principales caras, aristas y vértices. Las caras de los cristales
estarán mejor formadas, cuanto más libre haya sido su desarrollo y más amplio el lugar
donde se generaron. Cabe destacar que en la naturaleza no es común encontrar individuos
con sus caras cristalinas muy bien desarrolladas. Es frecuente que el crecimiento de
cristales se vea impedido por otros cristales adyacentes que están creciendo
simultáneamente o que estaban formados con anterioridad.
2. Clivaje y Fractura: es la tendencia que presentan algunos minerales a romperse según
capas paralelas, análogamente a lo que ocurre en una cebolla por ejemplo. Un mineral que
presenta un clivaje muy marcado es la mica. Siempre el clivaje se presenta paralelo a una
cara cristalina. Debido a que el clivaje no es una propiedad de fácil determinación a simple
vista, cuando se lo observa el mismo puede ser muy determinativo. Por otra parte, la
fractura es la forma en la cual los minerales se rompen según otros planos diferentes a los
del clivaje. Algunos minerales no poseen clivaje. Sin embargo, la manera en que se rompen
es característica y se utiliza para su identificación. Por ejemplo una fractura concoide es la
tendencia de un mineral a romperse a lo largo de una fractura suave y curva, como en el
caso del cuarzo. La mayoría de los minerales tienden a facturarse según una superficie
irregular.
3. Dureza: es la resistencia que opone un mineral a ser rayado por otro mineral u objeto de
dureza conocida. La dureza está controlada por la fuerza de la unión química entre los
átomos del mineral. Por ello, la dureza es una propiedad fundamental en cada mineral. En
geología práctica, para ensayar la dureza se usa una escala de dureza conformada por 10
minerales muy comunes en la corteza, cada uno de los cuales es más duro que el
precedente en la escala. De tal modo el mineral 1 es el más blando y el 10 el más duro. A
esta escala se la conoce como Escala de Mohos y esta compuesta por:
1. talco
2. yeso
3. calcita
4. fluorita
5. apatito
6. ortosa
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7. cuarzo
8. topacio
9. corindón
10. diamante
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4. Peso específico: es el peso de la sustancia en relación al peso de igual volumen de agua.
El peso del mineral está determinado por las propiedades de los elementos que componen
el mineral y por cuan apretados están los átomos en la estructura cristalina del mineral. Si
bien el peso específico debe ser medido en laboratorio, es posible estimar relativamente el
peso del mineral, a partir de comparar su peso con otros objetos de densidad conocida.
5. Color: es la propiedad física más notoria de los minerales, pero no siempre es la más
confiable para identificar minerales distintos. Ocurre que los minerales no son
absolutamente puros y no aparecen en la naturaleza en cristales perfectos. Tanto las
impurezas como la imperfecciones de la estructura cristalina pueden alterar marcadamente
el color característico de los minerales. Hay dos términos muy utilizados en la bibliografía
para denominar a los minerales según su color. Los minerales de colores claros son
denominados félsicos ó fémicos y los de colores oscuros máficos.
6. Raya: es el color del polvo del mineral cuando se raya al mismo sobre un objeto de mayor
dureza. Esta propiedad es considerablemente más confiable para la identificación, que el
color del propio mineral. Por ejemplo la pirita que es de color amarilla, tiene raya parda, la
especularita que tiene color gris metálico, tiene raya roja, la magnetita que es de color negra
tiene raya negra.
7. Brillo: es la manera en la cual el mineral refleja la luz. De acuerdo con el aspecto que
presenta la superficie del cristal al reflejar la luz el brillo puede ser metálico (similar a un
metal), vítreo (similar a un vidrio), graso, resinoso, perlado, etc. Por ejemplo la galena tiene
brillo metálico, el cuarzo tiene brillo vítreo, el talco tiene brillo graso.
¿Dónde y cómo se forman los minerales?
Las especies minerales que reconocemos en la naturaleza se forman por dos caminos
distintos. Unos se pueden forman a partir del enfriamiento lento de un magma en el interior
de la corteza. mientras otras pueden originarse por la alteración química de minerales
preexistentes, debido a la acción de agentes exógenos como agua de escorrentía o
simplemente por el contacto con el oxígeno de la atmósfera. De ese modo, los minerales
que directamente cristalizan a partir de un magma se denominan minerales primarios y los
que se forman por alteración química de los primarios se llaman minerales secundarios.
Veamos ahora como se forman los minerales primarios.
Cristalización fraccionada en un magma
Cuando un magma comienza a enfriarse dentro de la corteza se produce la unión de sus
componentes químicos para formar cristales. Ahora, no todos los minerales cristalizan al
mismo tiempo ni a la misma temperatura. Algunos minerales cristalizan primero, a las
temperaturas más altas y contienen los porcentajes de sílice más bajos. Los minerales con
contenidos de sílice más altos cristalizan más tarde, a temperaturas más bajas. Por ello, a
medida que el magma se sigue enfriando, se forman minerales más ricos en sílice como
feldespato potásico, plagioclasa sódica y cuarzo. Este fenómeno geológico es conocido
como cristalización fraccionada. El orden de cristalización se representa por la Serie de
reacción de Bowen (esta serie puede ser consultada en cualquiera de los libros de textos generales
sobre temáticas geológicas).
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Clasificación mineral
En geología se clasifican los minerales de acuerdo con su composición química. Los
minerales están divididos en grupos basados en el anión dominante presente en el mineral.
Un anión es un átomo que tiene cargas negativas. Los aniones pueden ser simples como en
el caso del oxígeno (O2-) o el azufre (S2-) o pueden ser complejos como los sulfatos (SiO4-).
Por lo tanto, la sistemática mineral incluye:
Óxidos:
Sulfuros:
Sulfatos:
Haluros:
Carbonatos:
Fosfatos:
Silicatos:
Elementos nativos:
hematita Fe2O3
galena
PbS
yeso
SO4Ca
halita
NaCl
calcita
CO3Ca
apatito
(PO4)3Ca5
cuarzo
SiO2
oro
Au
De todos los grupos mencionados, los Silicatos son el grupo mineral más abundantes de la
corteza terrestre, alcanzando el 95% del total. Esta afirmación resulta por demás lógica si
recordamos la marcada abundancia del oxígeno y el silicio en la corteza y su tendencia a
unirse químicamente. Además de ellos, los Silicatos contienen aluminio, hierro, calcio,
magnesio, sodio y potasio, que son los elementos que siguen en abundancia al silicio y al
oxígeno.
¿ Son todas las especies minerales importantes como formadoras de rocas ?
La respuesta es NO. Si bien se han reconocido cerca de 2500 especies minerales, sólo un
pequeño número de ellas, entre 20 y 30, son abundantes en la actualidad.
Los minerales formadores de rocas son los constituyentes más abundantes de las rocas. Al
ser los más comunes en la corteza terrestre son las que más comúnmente van a encontrar
e identificar. Si los Silicatos son los más abundantes, la mayoría de las rocas estarán
conformadas por Silicatos, aunque hay dos especies minerales que sin ser Silicatos también
participan en elevado porcentaje de la conformación de las rocas. Seis Silicatos o grupos de
Silicatos componen casi el 90% de la corteza. Ellos son feldespato, cuarzo, piroxeno,
anfibol, mica y olivina. A ellos se pueden sumar otros Silicatos bastante comunes como
granate y clorita, pero menos abundantes que los precedentes. Los minerales no Silicatos
que son comunes en la corteza y completan la lista de minerales formadores de rocas son
calcita y dolomita (carbonatos).
Hay minerales que son más frecuentes en los sectores continentales, mientras otros son
más comunes en la porción oceánica de la corteza. En la tabla siguiente se muestra la
distribución y abundancia de los silicatos según los sectores de corteza considerados.
MINERAL
CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA
Feldespatos
cuarzo
Piroxeno (augita)
Anfiboles (hornblenda)
mica (botita-muscovita)
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abundante
abundante
menos abundante
abundante
abundante
abundante
raro
abundante
menos abundante
muy raro
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olivina
granate
clorita
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poco abundante
abundante
abundante
poco abundante
muy raro
muy raro
Ciclo de las rocas: procesos formadores y tipos de rocas
Si entendemos que una roca, en sentido amplio, es un agregado consolidado de
sustancias minerales de variada composición, a partir de la observación de los
componentes del relieve terrestre resultará relativamente sencillo aceptar que es lo mismo
decir que la corteza rígida, fría y frágil del planeta está conformada por rocas, a mencionar
que la corteza esta constituida de sustancias minerales.
Por ejemplo, cuando nos paramos frente a una montaña o un acantilado, no sólo podemos
preguntarnos acerca de cuantos tipos distintos de rocas lo componen, sino también
podemos intentar imaginarnos cuantos millones de pequeños cuerpos cristalitos de distinta
composición mineral podríamos reconocer si contáramos con lupas de gran aumento para
identificarlos. Por ende, no sería erróneo definir una montaña o un acantilado como una
gran acumulación de minerales!!!
Pero intentaremos ser un poco más específicos ya que hay una serie de características
particulares en el arreglo y disposición de esos minerales que permiten agrupar las rocas de
las que forman parte en tres grandes conjuntos: a) rocas ígneas, b) rocas sedimentarias
y c) rocas metamórficas.
El inicio...
Ya sabemos que la tierra se formó a partir de un estado fundido a semifundido, por lo que
comenzó como una masa mineral que luego de distintos procesos que involucraron
ganancias y pérdidas de grandes cantidades de calor en el magma dieron origen a las
rocas ígneas.
El cambio...el ciclo
La actividad geológica subsiguiente modificó las rocas ígneas originales para formar rocas
sedimentarias y metamórficas. Por lo tanto, mientras las rocas ígneas se forman
directamente a partir del enfriamiento y solidificación del magma, las rocas sedimentarias
se forman por la litificación de los sedimentos generados a partir de la desintegración físicoquímica de una roca preexistente, por ejemplo de una roca ígnea. En cambio las rocas
metamórficas se forman cuando las rocas ígneas, sedimentarias e inclusive metamórficas
previas, recristalizan bajo altas temperaturas y/o presiones, adecuando sus características a
las nuevas condiciones. Luego por cambios geológicos puede locales o regionales puede
producirse la fusión de la roca metamórfica preexistente, generar magma y de su
solidificación posterior conformar una nueva roca ígnea; la que puede volver a ser
desintegrada por agentes externos y de ese modo reiniciarse el ciclo. Este ciclo en la
bibliografía recibe el nombre de ciclo geológico ó ciclo de las rocas.
Pese a que aún no se han tratado en detalle cada grupo de rocas, intuitivamente es posible
proponer que las características y aspecto de cada grupo de rocas serán consecuencia
directa del lugar y proceso geológico, endógeno u exógeno, que dominó su conformación.
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La distribución y abundancia...
El 95% de la corteza consiste de rocas ígneas y metamórficas. Sin embargo, actualmente la
mayor parte de los materiales ígneos-metamórficos está cubierto por una delgada capa de
rocas sedimentarias. Pese a ello las rocas ígneas suelen ser fáciles de reconocer ya que
constituyen en la actualidad la mayor parte de los relieves montañosos más importantes de
la tierra. Nos centraremos a continuación en el estudio en los procesos generadores de
rocas ígneas y sus características texturales.
ROCAS IGNEAS
En esta sección centraremos el estudio en las rocas ígneas que por definición son el
resultado directo de la dinámica de los procesos internos del planeta. Para avanzar en su
estudio intentaremos responder una serie de preguntas
1. ¿Cómo se forman las rocas ígneas?
El 95% de la corteza consiste de rocas ígneas y metamórficas. Sin embargo, actualmente la
mayor parte de los materiales ígneos-metamórficos está cubierto por una delgada capa de
rocas sedimentarias. Por ello, en general rocas ígneas y metamórficas constituyen lo que en
geología se denomina basamento cristalino, rocas de basamento o “macho viejo” que
es el cimiento de los continentes sobre el que se apoya la columna geológica más jóven.
Pese a ello las rocas ígneas suelen ser fáciles de reconocer ya que constituyen en la
actualidad la mayor parte de los relieves montañosos más importantes de la tierra.
Cuando presión y temperatura disminuyen de modo considerable en el interior de la corteza
o muy cercano a la superficie de la misma, el magma se enfría, se solidifica y se forman las
rocas ígneas. Estas se clasifican en rocas intrusivas y rocas extrusivas de acuerdo al
lugar de la corteza donde se solidificaron o lo que es lo mismo de acuerdo a su historia de
enfriamiento. En un sentido amplio, las rocas intrusivas son aquellas que se han formado
a partir de un magma cuya consolidación y solidificación ha ocurrido totalmente en
profundidad y por lo tanto su solidificación es resultado de un proceso muy lento, mientras
las rocas extrusivas se han formado a partir de un magma cuya consolidación y
solidificación culmina sobre o muy cerca de la superficie de la corteza y por lo tanto son el
resultado de un proceso de enfriamiento muy rápido.
Otro modo de denominar a este tipo de rocas es Plutónicas y Volcánicas. Si al lugar de
solidificación (interior o exterior) se suma la geometría de los cuerpos geológicos resultantes
se obtiene que las rocas intrusivas ó plutónicas, se formaron a grandes profundidades
(del orden de los km.), por el emplazamiento del magma en porciones rocosas del interior
de la corteza. Dicho emplazamiento forma grandes cuerpos intrusivos (o plutones) en
profundidad, por lo general de decenas a miles de Km3 de volumen. En cambio, las rocas
efusivas ó volcánicas se conforman cuando el magma hirviente alcanza la superficie
terrestre y por lo tanto su solidificación genera cuerpos volcánicos de variadas formas que
forman parte del relieve superficial de la capa más externa de la corteza.
Esta disimil historia de enfriamiento del magma debería quedar registrada de algun modo
no sólo en la geometría de los cuerpos resultantes sino también en las características de las
rocas que conforman dichos cuerpos.
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2. ¿ Cómo diferenciar una roca ígnea plutónica de una roca volcánica?
Ello sería relativamente fácil si nos paramos frente a los relieves que las contienen. Si estoy
frente a un volcán y extraigo una muestra de su cuerpo principal no tendre mayor duda en
afirmar que la roca que tengo en mi mano es de origen volcánico. Pero hay casos en los
que el cuerpo no es tan característico como lo imaginamos o la roca esta lejos de su área
de formación.
Para dichos casos, hay algunos rasgos que nos ayudarán a leer las claves que nos da la
roca sobre su origen. Por ejemplo, si se les presentan dos rocas ígneas, una originada por
plutonismo y otra por vulcanismo, como son por ejemplo, el granito (plutónica) y el basalto
(volcánica), rápidamente Uds. notaran la diferencia de aspecto y color que ambas rocas
muestran. Ello se debe no sólo a la disímil historia de enfriamiento de los magmas que les
dieron origen, sino también a su distinta composición mineralógica. Por ello, la clasificación
de las rocas ígneas, tanto plutónicas como volcánicas , surge a partir de dos propiedades
distintas: a) la textura y b) la composición mineralógica.
a) Textura de rocas ígneas
Una de las diferencias más notorias entre rocas plutónicas y volcánicas es el contraste en:
1) la relación de contacto de los minerales
2) la perfección de la cristalización de los mismos, entre un grupo de rocas y el otro.
Por lo tanto, la textura de una roca se refiere al tamaño, forma, grado de cristalinidad y
contactos de los minerales que la componen.
Como ya sabemos las rocas plutónicas solidifican a partir de magmas que se enfrían en
las profundidades de la corteza. Por lo tanto, las rocas que suprayacen el lugar de
emplazamiento constituyen una cubierta aisladora efectiva. Por ello, los magmas plutónicos
se enfrían lentamente en el interior de la corteza quizás durante cientos de miles hasta
millones de años.
Como resultado del enfriamiento lento los minerales tendrán un largo tiempo para
desarrollar cristales grandes y con sus caras cristalinas bien formadas. Por ejemplo el
granito es la roca plutónica más abundante de la corteza continental. Si se observa un trozo
de granito a simple vista o con una lupa de mano se distinguirán granos individuales de
colores variados, donde cada individuo es un cristal de un determinado mineral. En este
caso las texturas de rocas plutónicas son granosas y al estar compuestas sólo por cristales
se las suele llamar rocas “holocristalinas”.
Hay casos en que estas rocas granosas muestran dos tamaños de cristales bien
diferenciables y dan lugar a una textura Porfiroide. El aspecto es de una roca holocristalina
(sólo cristales), con cristales mayores, generalmente de feldespato potásico, inmersos en
una masa granosa más fina de cristales con variada composición. Ello permite inferir dos
historias de enfriamiento una inicial más lenta y de mayor temperatura que favoreció el
desarrollo de los cristales más grandes y otra posterior de enfriamiento más rápido que
originó los cristales menores, pese a que la solidificación final ocurrió en su totalidad el
interior de la corteza y la textura de la roca indica un enfriamiento general LENTO.
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En el otro extremo están las rocas volcánicas que solidifican por enfriamiento del magma
en o cerca de la superficie terrestre. Ello asegura un enfriamiento rápido del magma en el
orden de algunas horas. Por lo tanto, los componentes químicos de estas rocas, a
diferencia de lo que ocurre con las rocas ígneas plutónicas, no tendrán tiempo suficiente
para cristalizar y crecer. De modo tal que el magma puede solidificarse antes de poder
obtener sólidos con estructura cristalina ordenada. Recuerden que una de las condiciones
esenciales de los minerales ademas de ser una una sustancia natural e inorgánica es que
posea estructura cristalina ordenada. En este caso en lugar de cristales, la solidificación del
magma genera vidrio natural que es una sustancia amorfa (sin forma). El ejemplo más
común es la obsidiana.
Puede ocurrir que el magma en una primera etapa ascienda más lentamente permitiendo la
formación de algunos crstales. Si luego esta mezcla de magma líquido y cristales asciende
rápidamente y erupciona en la superficie mediante un proceso volcánico, el magma se
enfriará tan velozmente que se obtendrá como resultado final, una roca con cristales
iniciales que quedan inmersos en una masa en la que a simple vista no es posible distinguir
sus componentes. Ello puede ocurrir porque:
a) este compuesta por microcristales que no tuvieron tiempo para crecer y por lo tanto no
son percepctibles a simple vista.
b) esta compuesta directamente por vidrio ya que no hubo tiempo suficiente para que los
elementos químicos se unieran y formaran una estructura cristalina ordenada.
En este caso el resultado será una roca conformada por una pasta de grano muy fino como
para reconocer sus componentes a simple vista y ocasionales cristales mejor desarrollados
y por lo tanto visibles. El basalto es el ejemplo más abundante de una roca volcánica de
grano muy fino. En general las texturas de rocas volcánicas más abundantes son porfíricas
(cristales y pasta microcristalina o vítrea) o directamente sólo pastas vítreas.
Es común encontrar en las pastas vítreas de los basaltos pequeños hoyos o vesículas que
son producto de la expansión y pérdida de los gases cuando la lava se enfría en superficie.
Dichas vesículas se pueden rellenar posteriormente por algún componente mineral (ópalo,
calcedonia, calcita, cuarzo) para formar amígdalas. En dichos casos se habla
respectivamente de textura vesicular o amigdaloide. Cuando las vesículas son tan
numerosas que se encuentran separadas unas de otras por un delgado tabique
intervesicular la textura se denomina pumícea. Incluso las lavas solidificadas en superficie
pueden presentar formas irregulares y agudas asemejando a la escoria de fundición por lo
cual recibe el nombre de textura escoriacea, o presentarse en pequeños cuerpos con
formas aerodinámicas obtenidas por el rozamiento con el aire al ser eyectadas en la
erupción lo cual recibe el nombre de bomba volcánica. Claramente, todas estas texturas
caracterizan rocas volcánicas.
b) Composición mineralógica
Como ya se mencionara con la textura solamente no alcanza para clasificar las distintas
rocas ígneas que componen la corteza de nuestro planeta. También hace falta reconocer la
composición mineralógica de los componentes mayoritarios ó minerales principales.
Por ejemplo el granito es una roca ígnea conformada mayoritariamente por cuarzo, mica y
feldespato. La riolita también es una roca ígnea formada por cuarzo, mica y feldespato en
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iguales proporciones que el granito. Sin embargo la diferencia entre ambas está en la
textura.
El granito es una roca holocristalina con sus minerales bien desarrollados y distinguibles a
simple vista, lo que permite inferir en su conformación un lento enfriamiento en el interior de
la corteza, típico en una roca plutónica. En cambio, la riolita es una roca de grano muy fino
sólo con algunos cristales mayores reconocibles a simple vista inmersos en una pasta de
grano muy fino, lo que presupone dos historias de enfriamiento. Una primera etapa lenta a
alta presión y temperatura lo que permitió la formación de cristales en el interior de la
corteza y luego un corto tiempo de enfriamiento en o cerca de la superficie que dio origen a
la pasta de gran muy fino o vítrea, típico en una roca volcánica. Por lo tanto, el mismo
magma que erupciona en superficie generando una riolita, cuando solidifica en profundidad
en la corteza genera granitos.
Las rocas ígneas pueden ser clasificadas de a pares, donde los integrantes de cada par, en
general, tienen similar composición mineralógica pero texturas diferentes debido a su disímil
historia de enfriamiento.
Siálicos (fémicos)
granito
Plutónicas
(grano grueso)
Volcánicas
Riolita
(grano fino)
minerales
cuarzo, feldespatos
mayoritarios
potásicos
plagioclasa sódica
minerales
muscovita, biotita
minoritarios
anfibol
colores
gris claro, rosa,
anaranjado








Intermedios
Diorita
Máficos
Gabro
Andesita
basalto
Ultramáficos
peridotita
anfibol, plagioclasa
plagioclas olivina
intermedia,feldespato a cálcica, piroxeno
piroxeno
piroxeno y a veces
olivina
plagioclasa
muy poco cuarzo
anfibol
cálcica
gris intermedio, verde gris
verde muy
grisáceo, verde
oscuro
oscuro,
oscuro
rojo
negro
oscuro
negro
  aumenta el color oscuro de la roca 



 aumenta el contenido de calcio, magnesio y hierro 


 
aumenta el contenido de sílice




 
aumenta el contenido de sodio y potasio 

 
GRANITO y RIOLITA: como se puede apreciar en la tabla adjunta el granito y la riolita
coinciden mineralógicamente pero difieren en la textura. Por ende, los magmas que
erupcionan riolita en la superficie son casi idénticos a los que emplazan granitos en el
interior de la corteza. Como los granitos son el principal componente de la corteza
continental se los encuentra en casi todos lados bajo la cubierta relativamente “delgada” de
rocas sedimentarias.
En general los magmas graníticos intruyen la corteza continental durante los episodios de
formación de montañas localizadas en o cerca de bordes convergentes de placas. Por lo
tanto, como el granito es una roca dura, resistente a la degradación suele formar
elevaciones empinadas en las mayores cordilleras del mundo. Los cerros López y Catedral
en Bariloche y el Fitz Roy en Santa Cruz constituyen grandes paredes de granito. Las
riolitas son menos abundantes que los granitos en la corteza y generan relieves menos
empinados. En Chubut un gran campo de rocas con composición riolítica se extiende en el
tramo oriental donde muestra extensos afloramientos en los alrededores del Dique
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Ameghino y en la zona costera de punta Tombo, cabo dos bahías, camarones y bahía
Bustamante, entre otros sitios.
BASALTO y GABRO: el basalto es una roca volcánica en general de color oscuro, con
grano muy fino, formada por cantidades iguales de plagioclasa cálcica, piroxenos y olivinas.
Constituyen la mayor parte de la corteza oceánica y también son abundantes en las
mesetas basálticas de los continentes. Los dos ambientes están asociados con regiones
donde se produce una separación de placas litosféricas (márgenes divergentes). El gabro
es mineralógicamente igual al basalto, pero tiene textura granosa gruesa. El gabro no es
común en sectores cercanos a la superficie, si en cambio en las partes más profundas de la
corteza oceánica donde se emplazan los magmas de composición basáltica-gábrica.
ANDESITA y DIORITA: la andesita es una roca de composición intermedia entre el basalto y
la riolita. Generalmente presenta color gris a verde y está compuesta por plagioclasa sódicocálcica y otros minerales oscuros como biotita, anfibol y piroxeno. Su nombre se debe a la
cordillera de los andes ya que en ella hay una gran serie de volcanes que erupcionan
magmas con la composición mencionada. De igual modo que lo descripto para el granito los
magmas andesíticos se forma cuando una placa litosférica subducta bajo otra. Al ser una
roca volcánica es lógico esperar que estas rocas presentan una textura de grano muy fino
aunque es común hallar cristales de mayor desarrollo inmersos en una pasta vítrea o
microcristalina. La equivalente plutónica es la Diorita. En general se ubican en profundidad
bajo zonas volcánicas como los Andes. por ende se forman del mismo magma que da
origen a las andesitas, pero solidifican dentro de la corteza debajo de los volcanes.
PERIDOTITAS: las peridotitas son rocas ígneas ultramáficas muy oscuras y poco
frecuentes en la corteza terrestre. Su importancia radica en que se sostiene que la mayor
parte del manto superior corresponde a estas rocas. Son rocas plutónicas de grano grueso
compuestas principalmente por olivina, piroxeno, anfibol y muy escasas plagioclasas. Estas
rocas tienen el contenido más bajo de sílice (SIO2) de todas las rocas ígneas.
Retomando los extremos característicos y más abundantes de las rocas ígneas, GRANITO
y BASALTO la pregunta que surge es:
3. ¿Hay dos dos fuentes de origen distintas de magmas en el interior de la
corteza, uno granítico y otro basáltico?
La roca ígnea plutónica más abundante en la corteza continental es el granito y la roca
ígnea volcánica más abundante en la corteza oceánica es el basalto. Estas son dos rocas
que presentan dos composiciones diferentes pese a que ambas provienen del enfriamiento
del magma. Mientras el granito es una roca félsica (conformada por minerales claros), el
basalto es una roca máfica (conformada generalmente por minerales oscuros).
Si consideramos que hay magmas basálticos y magmas graníticos que dan como resultado
rocas ígneas con disímil composición mineralógica, estaríamos asumiendo, a grosso modo,
la posibilidad que en nuestro planeta existan dos fuentes origen de magmas con diferente
composición química.
Resulta oportuno recordar que habíamos mencionado que los materiales que conforman las
rocas duras de la corteza oceánica provinieron de la fusión de los materiales del manto
superior. La mayor parte del manto superior corresponde a rocas denominadas peridotitas,
que como vimos son rocas plutónicas ya que obviamente si se encuentran en el manto es
porque solidifican en el interior de la corteza. Son de grano muy grueso (cristales grandes) y
están compuestas principalmente por olivina, piroxeno, anfibol y muy escasas plagioclasas.
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Por su mineralogía (ver la serie de reacción de Bowen) estas rocas tienen el contenido más
bajo de sílice todas las rocas ígneas. Por lo cual, si el magma proviene de la fusión del
manto ...
¿¿¿ como se logra que se formen los granitos que son rocas que estan en el extremo
mineralógico opuesto ???
Cuando se calienta un cubo de hielo hasta su punto de fusión de 0°C, todo el bloque se
funde y el líquido resultante es agua, que tiene exactamente la misma composición que el
hielo. En cambio, las rocas silicáticas (conformadas mayortitariamente por silicatos), se
funden de una manera completamente diferente a la del hielo. La diferencia radica en el
hecho de que el hielo es una sustancia pura, mientras que las rocas silicáticas son mezclas
de diferentes minerales. Una substancia pura como el hielo, o cualquier mineral aislado,
tiene un punto de fusión bien definido. En cambio, las mezclas de minerales no. De hecho,
cuando una roca silicática es calentada hasta la temperatura a la que empieza a fundir,
solamente se vuelve líquida una pequeña proporción. Esa porción que se funde es la que
tiene el punto de fusión más bajo y esa pequeña cantidad de líquido corresponde a la
porción de peridotita original más rica en sílice. Por lo tanto, cuando la peridotita del manto
superior se funde, solamente sufre una fusión parcial, para producir los magmas basálticos
más ricos en sílice, que caracterizan la corteza oceánica de La Tierra. Este fenómeno es
denominado fusión parcial.
El proceso mencionado explica el origen del magma basáltico. Sin embargo, la fusión
parcial del mismo manto peridotítico es también responsable de la formación de grandes
cantidades de magma granitico en la corteza continental. Cabe recordar que el granito
contiene aún mas sílice que los basaltos. Sabemos que las rocas de la parte inferior de la
corteza continental tienen composición aproximadamente granítica como resultado de la
separación en capas y acumulación de los componentes químicos ocurrida durante el
enfriamiento antiguo de La Tierra.
Cuando la peridotita comienza a fundirse bajo la corteza continental, se forma el magma
basáltico. El magma basáltico típico se forma entre los 1100° y 1400°C. El granito
comienza a fundirse entre los 700° y 900°C. De estos valores surge que el magma basáltico
ascendente está por lo menos a 200°C más de temperatura que la que es necesaria para
fundir las rocas graníticas de la corteza continental.
Por ende, cuando el magma basáltico ascendente penetra en la corteza continental, su
exceso de calor funde las rocas de la corteza inferior. Como las rocas de la corteza inferior
ya están de por sí calientes, aún una pequeña cantidad de magma basáltico es capaz de
fundir grandes cantidades de la corteza inferior, para producir enormes cantidades de
magma granítico. El magma granítico asciende a través de la corteza y solidifica
generalmente en para formar rocas plutónicas. Ocasionalmente, ese magma puede
erupcionar sobre la superficie terrestre para dar lugar a riolitas volcánicas y otras rocas
relacionadas.
En síntesis, hay un sólo sitio en el interior de La Tierra que aporta magma basáltico y ello
ocurre en el manto superior por fusión de sus rocas. La posibilidad de que se genere
magma granítico dependerá de la capacidad y aporte de calor que pueda generar el magma
basáltico al atravezar la corteza continental para fundir las rocas de la misma.
Ahora, vimos que un mismo magma puede solidificar en el interior de la corteza o afuera de
la misma, lo cual nos dispara la cuarta gran pregunta...
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¿Por qué algunos magmas alcanzan la superficie terrestre y otros
consolidan en el interior de la corteza?
Una de las observaciones más interesantes respecto al origen de las rocas ígneas es que
usualmente los magmas de composición basáltica alcanzan la superficie de la Tierra, donde
erupcionan para formar rocas volcánicas. En contraste, los magmas de composición
granítica cristalizan por lo común dentro de la corteza, para formar rocas plutónicas.
Hay tres factores que influyen decididamente en la evolución final que tendrá el magma.
Ellos son: composición, presión y contenido de agua.
Composición: El magma granítico está compuesto por cerca del 70% de sílice (SiO 2),
mientras que el contenido en SiO2 del magma basáltico es mucho menor. Como resultado
de esto, el magma granítico tiene una gran viscosidad (resistencia a fluir). El magma
basáltico, con su menor contenido de sílice, es menos viscoso y fluye más fácilmente. Por
ello, los magmas basálticos alcanzan fácilmente la superficie debido a su baja viscosidad.
En cambio, los magmas graníticos suben mucho más lentamente debido a su mayor
viscosidad y generalmente se enfrían y forman cuerpos ó plutones antes de alcanzar la
superficie.
Presión: Las rocas del manto se funden para formar magma si se los calienta
suficientemente, y el magma solidifica para formar rocas cuando se enfría. Sin embargo, el
cambio de temperatura solamente no es el factor que provoca la fusión de una roca o la
solidificación del magma. Habíamos mencionado que cuando una roca se funde, se
expande cerca del 10%. Sin embargo, las altas presiones del manto impiden expandirse a
una roca y por lo tanto formar magma. Por lo tanto una disminución de la presión va a
provocar la fusión de una roca caliente.
Una vez que el magma se formó, comienza a subir hacia profundidades menores, el
espesor de las rocas sobreyacente es menor y por ello la presión también disminuye...pero
también decrece la temperatura. Por ende, se planeta una lucha entre menor presión y la
tendencia a permanecer líquido y la menor temperatura que favorece la solidificación. En el
caso de los magmas basálticos la presión decreciente puede imponerse al efecto de
enfriamiento por disminución de la temperatura. Bajo esas condiciones, el magma puede
permanece líquido y erupcionar en la superficie. Es la disminución continua de la presión la
que permite que el magma basáltico permanezca líquido a medida que asciende y se enfría.
Contenido de agua en el magma: los magmas graníticos son húmedos y contienen del 10
al 15% de agua en su composición. El agua disminuye el punto de fusión del magma. Si el
punto de fusión del magma granítico seco es 700°C, el punto de fusión del mismo magma
con un contenido de agua más alto, será de 600°C. El agua es una sustancia volátil, tiende
a escapar del magma a altas temperaturas como un gas. Sin embargo, la alta presión evita
el escape de agua.
Cuando un magma granítico asciende por la corteza y la presión disminuye, el agua logra
escapar del magma. Al disminuir el agua en el magma, el punto de fusión se eleva, lo que
significa que cada vez necesitare más temperatura para mantenerlo líquido. Como en el
ascenso la temperatura disminuye por la mayor proximidad de la superficie, la pérdida de
agua durante el ascenso causa su solidificación dentro de la corteza al no lograr alcanzar la
temperatura adecuada para mantener el magma fundido. La mayoría de los magmas
graníticos solidifica y dejan de ascender a profundidades entre 5 y 20 Km debajo de la
superficie terrestre. Por el contrario, los magmas basálticos contienen muy poca agua de
origen, solamente entre 1-2%. Al haber tan poca agua inicial, cualquier pérdida es
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relativamente sin importancia. A medida que el magma basáltico asciende, disminuyen tanto
la temperatura y la presión y el magma permanece líquido y entonces erupciona con mayor
facilidad en superficie.
Por lo visto no es común que magmas graníticos lleguen a superficie pero si esto
ocurriera....
5. ¿ Qué proceso favorece la erupción de un magma granítico en superficie?
La llegada de un magma a superficie, independientemente cual sea su composición, genera
erupciones volcánicas. Las erupciones de magmas basálticos son relativamente tranquilas
y suaves. Los turistas van a Hawai y a Islandia a ver los volcanes y sacarles fotos.
Por el contrario, cuando el magma granítico erupciona en la superficie del planeta
originando Riolitas, las erupciones son siempre explosivas, muy violentas y destructivas.
Para ejemplos alcanza con recordar la erupción del Santa Helena en los años ‘80 en
Norteamérica y más recientemente el volcán Hudson en Chile.
Como ya hemos discutido los magmas graníticos solidifican generalmente dentro de la
corteza terrestre debido a su gran viscosidad y perdida de agua durante su ascenso. Sin
embargo, algunos magmas de composición granítica pueden alcanzar la superficie y
erupcionar con gran violencia. Esos magmas posiblemente comenzaron a ascender con
contenidos de agua menores que los magmas graníticos normales. Por lo tanto, al tener un
contenido de agua muy bajo ese magma granítico podría alcanzar la superficie de igual
forma que lo que ocurre con un magma basáltico.
¿Porqué son tan violentas las erupciones?
A medida que los magmas graníticos secos suben lentamente por la corteza (debido a su
gran viscosidad) la presión disminuye. Junto con esa disminución de presión, los escasos
contenidos de agua que estaban disueltos en el magma comienzan a separarse y forman
burbujas gaseosas independientes dentro del magma líquido. Es decir que los gases
ascienden y se mezclan con el magma líquido para generar una mezcla burbujeante de gas,
líquido y cualquier tipo de cristales que ya estuvieran formados. A medida que el cuerpo
magmático asciende hasta unos pocos km. por debajo de la superficie genera un domo o
una convadura de las rocas que lo suprayacen. Estas rocas se fracturan y la mezcla se abre
paso por ellas. Esas fracturas favorecen que la presión en la corteza sea cada vez más baja
y en consecuencia que más gas salga de la solución para formar mayor volumen de mezcla
burbujeante hirviente. En un tiempo relativamente corto, la presión en el fluido es tan alta
que la mezcla de magma, gas (burbujas) y cristales erupciona en superficie explosivamente
a través de las fracturas del techo rocoso.
En una erupción grande, la columna de material ascendente en la atmósfera puede alcanzar
una altura de 12 kilómetros sobre la superficie terrestre y mantenerse por varias horas e
inclusive días. Ello dependerá de la violencia explosiva, el material total expulsado en la
erupción y el suministro de gas. Cuando este suministro acaba, la erupción cesa
rápidamente y la columna elevada cae rápidamente en la superficie de la tierra.
El material de la columna consiste principalmente de gas (agua y gases que atrapó de la
atmósfera), burbujas de vidrio magmático, magma líquido burbujeante, cristales y trozos de
roca arrancados del techo rocoso de la superficie convada inicialmente. Pese a su
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constitución se comporta como un fluido. Cuando alcanza la superficie se dispersa hacia
todas direcciones como lo haría un chorro de agua al caer sobre el piso. En la superficie
terrestre el fluido magmático aprovecha valles y depresiones topográficas para encauzarse.
Estos flujos se denominan flujos de cenizas. Pueden viajar a velocidades de 200 km/hora y
su potencia es tremenda. La parte inferior del flujo de cenizas, vistos de noche presentan
aspecto incandescente y brillante debido a su elevada temperatura. Por ello se los suele
llamar Nubes ardientes. La solidificación final de los componentes más densos de una nube
ardiente dará por resultado una roca de composición riolítica y textura de roca volcánica.
Pero si en la roca se identifican trozos de vidrio aplastados asemejando llamas de fuego
(fiammes) suele llamarse a la roca ignimbritas.
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