Tema 5 Magmatismo y rocas ígneas - José Santiago Alvarez Gonzalez

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Geología 2º Bachillerato Magmatismo y rocas ígneas 
 
1 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 
UNIDAD 5. MAGMATISMO Y ROCAS ÍGNEAS 
 
 
1. INTRODUCCIÓN. 
 
Como vimos en el epígrafe final del tema 
anterior, los minerales, formados en ciertas 
condiciones de presión y temperatura, se 
modifican en cuanto a composición y/o 
estructura para adaptarse a las nuevas 
condiciones, formándose nuevos minerales y 
nuevas rocas: es lo que se conoce como CICLO 
DE LAS ROCAS. Con carácter general, existen tres 
ambientes en la génesis y evolución de 
minerales y rocas: ígneo o magmático, 
metamórfico y sedimentario. 
 
Es un hecho observable que existen una gran variedad de magmas, que dan origen a la gran variedad 
de rocas ígneas que se pueden reconocer en el planeta. También es posible observar cómo, en 
términos generales los magmas, y por consiguiente las rocas formadas a partir de éstos, se asocian 
con situaciones geodinámicas concretas, es decir, que en situaciones geológicas equivalentes 
solemos encontrar los mismos tipos de rocas ígneas. De ello se deriva la conclusión de que la 
formación de los magmas está íntimamente relacionada con el marco geodinámico que se produce 
en los diversos ambientes derivados de la Tectónica de Placas. 
 
 
2. AMBIENTES MAGMÁTICOS Y FORMACIÓN DEL MAGMA. 
 
Aunque las rocas ígneas se localizan en muchas partes del globo, su formación está en realidad 
restringida a unos pocos ambientes magmáticos que reúnen las condiciones fisicoquímicas y 
geológicas necesarias para que algunas rocas preexistentes se fundan y formen magmas, y para que 
estos evolucionen, fluyan y alcancen regiones en las que puedan solidificar. 
 
 La mayor parte de los magmas, más del 80 %, se forma en bordes de pla ca divergentes; en los 
bordes convergentes se origina alrededor del 12 %, y solo en torno a la mitad de esta cifra en el 
interior de las placas. 
 En total, solo la tercera parte de los magmas generados alcanza la superficie; el resto vuelve a 
convertirse en roca en el interior de la Tierra. 
 
¿Qué es un magma? 
 
Los magmas son mezclas de rocas fundidas y gases que, habitualmente, están formados por los 
siguientes componentes: 
 
 Una fase líquida mayoritaria, generalmente constituida por silicatos fundidos (aunque hay otras 
posibilidades, como es el caso de los magmas carbonatados) con proporciones variables de 
diversos elementos: magnesio, hierro, calcio, sodio, potasio, oxígeno, silicio y aluminio. 
 Una fase sólida formada por cristales y fragmentos de roca sin fundir. 
 Una fase gaseosa, formada principalmente por agua y dióxido de carbono, aunque puede haber 
otros componentes volátiles como cloruro de hidrógeno, sulfuro de hidrógeno, nitrógeno… La 
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fracción gaseosa disminuye la viscosidad del fundido, así como el punto de fusión de los 
minerales. 
 
La fluidez del magma depende de la temperatura, viscosidad, densidad, gases y de la 
acidez/basicidad. Cuanto más básico es el magma, más fluido. La viscosidad del magma está 
condicionada fundamentalmente por la cantidad de dióxido de silicio presente; esto es debido a que 
este compuesto forma tetraedros que tienden a unirse (polimerizarse) incluso antes de la 
cristalización de los minerales, de forma que el aumento en el número enlaces produce un aumento 
en la viscosidad del magma 
 
2.1 Origen de los magmas primarios. 
 
Estos no proceden del núcleo externo terrestre, líquido, cuya naturaleza metálica no guarda relación 
con la composición silicatada de la mayoría de los magmas. Descartado el núcleo, solo quedan dos 
alternativas: los magmas proceden, necesariamente, de la corteza o del manto. Ahora bien, los datos 
sísmicos confirman que tanto la corteza como el manto son sólidos. Ello puede resultar 
sorprendente, habida cuenta del rápido aumento de la temperatura con la profundidad —el 
gradiente geotérmico— que eventualmente debería conducir a que se superara el punto de fusión 
de los materiales, sobre todo en el manto. 
 
El origen del magma se sitúa en los cambios de las variables que rigen la estabilidad de los minerales 
de una roca: presión, temperatura, composición y fluidos. 
 
 Presión. El paso de sólido a líquido necesario para que se forme magma implica una expansión 
de la materia. En condiciones normales, las capas internas de la Tierra son sólidas porque, a 
pesar de las altas temperaturas reinantes, la presión litostática impide la expansión de la materia 
y, por lo tanto, no tiene lugar el cambio de estado. Una disminución de la presión litostática que 
tiene lugar, por ejemplo, cuando se forman grietas, permite que la materia se pueda expandir y, 
en consecuencia, cambiar de estado. 
 Temperatura. Un incremento notable de temperatura, como el generado por la fricción de una 
placa que subduce, que compense la presión existente. 
 Presencia de fluidos. La presencia de agua u otros fluidos disminuye la temperatura necesaria 
para fundir las rocas. 
 Composición del material parental, es decir la roca que originará el magma. 
 
Hemos de tener en cuenta que cada uno 
de los minerales petrogenéticos presenta 
un punto de fusión característico y distinto 
de los demás. Por esta razón, la roca no se 
funde homogéneamente, sino que 
presenta un intervalo de fusión 
comprendido entre el punto del solidus 
(temperatura de comienzo de fusión) y el 
punto del liquidus (temperatura a la que 
toda la roca está fundida), entre los cuales 
tendremos en todo momento una mezcla 
de masa fundida y no fundida. 
 
Lógicamente, la fusión comienza por el mineral que presente la temperatura de fusión más baja y 
termina con el que la presenta más alta. La presencia de agua hace que se rebaje el punto del solidus 
en 300 o 400 grados Celsius. 
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2.2. Tipos de magmas. 
 
Para clasificar los magmas se emplean diferentes criterios, siendo el más habitual el que los 
diferencia según su origen en: 
 
 Magmas primarios. Son los magmas formados directamente in situ por fusión de las rocas de 
la corteza o del manto. 
 Magmas derivados. Son los que resultan de la evolución (cambios) de los magmas primarios. 
 
Podemos clasificar a su vez los magmas primarios atendiendo a la cantidad de sílice en: 
 
 Magma ácido o félsico. Es un magma que presenta un alto contenido en sílice (entre un 60 y 
77%). Es rico en iones de sodio y potasio. Es un magma viscoso que suele consolidar en el 
interior de la corteza formando granito y riolita. Está asociado a las zonas de subducción. 
 Magma intermedio. Es un magma que posee entre el 50 y 60% de sílice. Es menos viscoso 
que el magma félsico. Sus lavas originan rocas como la andesita. Si cristaliza en el interior de 
la litosfera forma diorita. 
 Magma básico o máfico. Es el magma que posee menor proporción de sílice (menos del 
50%). Son ricos en iones de calcio y magnesio. Es un magma fluido que se localiza en las 
zonas de dorsal y forma rocas como el basalto y el gabro. 
 
Los magmas en su ascenso experimentan una evolución y rara vez alcanzan la superficie como 
magmas primarios sino como magmas derivados. En este caso distinguimos: 
 
 Magma toleítico. Se genera en las dorsales oceánicas a poca profundidad (entre 15 y 30 km 
de profundidad) como consecuencia de la fusión parcial de las peridotitas del manto. El 
magma llega a las capas superficiales rápidamente, por lo que no hay tiempo para su 
evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros. El porcentaje en sílice (SiO2) 
en este tipo de magma es del 50%. Magma alcalino. Es un magma rico en metales alcalinos, especialmente sodio y potasio que 
se genera a partir de la fusión parcial de peridotitas en zonas profundas. Suele aparecer en 
ambientes de rift continental y puntos calientes a una profundidad de entre 30 y 70 Km. El 
ascenso de los magmas desde la profundidad en la que se generan proporciona el tiempo 
necesario para que se produzca su diferenciación. Origina basaltos alcalinos, traquitas, 
riolitas entre otras rocas. Su porcentaje en sílice es menor del 45%. 
 Magma calcoalcalino. Se 
forma por fusión a gran 
profundidad (100 a 150 km) de 
la corteza oceánica subducida. 
Son magmas que no ascienden 
a la superficie por regla general 
debido a la profundidad en la 
que se forman, existiendo 
bastante tiempo para su 
diferenciación. Este magma 
origina andesitas, riolitas, diori
tas y granitos. Su composición 
en sílice es del 60%. 
 
 
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2.3. Evolución de los magmas. 
 
Una vez formados en el interior de la Tierra, los magmas tienden a ascender a la superficie, como 
consecuencia de que su densidad es menor que la de las rocas que los rodean. Además, la presencia 
de una fase gaseosa más o menos abundante hace que los magmas aumenten su volumen y ejerzan 
una presión sobre las rocas circundantes. 
 
La velocidad de ascenso dependerá de la presión de los fluidos, pero, sobre todo, de la viscosidad del 
magma (cuanto más viscoso sea, más lenta es la subida). Así, podrán existir algunos magmas del 
manto superior que ascienden rápidamente a la superficie, aunque, por lo general, su ascenso es 
lento (en promedio, la velocidad de ascenso es aproximadamente de un metro al año) y en muchos 
casos no llegan a alcanzar la superficie, quedando acumu- lados a pocos kilómetros de profundidad 
en las llamadas cámaras magmáticas. La composición química del magma que hay en una cámara 
magmática está estrechamente relacionada con el tipo de roca a partir de la cual se ha originado y 
con los procesos detallados que han ocasionado su fusión, lo que a su vez depende de la zona 
tectónica en la que se halla. 
 
Los magmas generados en capas más profundas ascienden muy lentamente, e incluso pueden 
quedar estacionados durante un tiempo, geológicamente hablando, bastante largo. Durante el 
ascenso y, especialmente, en la estancia en las cámaras magmáticas, se producen una serie de 
procesos que, en ocasiones, cambian la composición química del magma primario y originan los 
denominados magmas derivados, cuya composición puede ser muy diferente al magma primario. 
Este proceso se denomina genéricamente diferenciación magmática. Los principales mecanismos de 
diferenciación magmática son la cristalización fraccionada, la asimilación magmática y la mezcla de 
magmas. 
 
 
Cristalización fraccionada. Series de Bowen. 
 
A medida que un magma se enfría y alcanza el equilibrio termodinámico con su entorno, los 
diferentes minerales comienzan a cristalizar a distintas temperaturas y en una secuencia que 
depende de presión y de la composición del fundido. De la misma manera que una roca no se funde 
a una sola temperatura, tampoco un magma cristaliza por completo a una única tempera- tura. La 
siguiente ilustración resume el orden en que cristalizan los minerales a medida que un magma 
calcoalcalino se va enfriando: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Estas secuencias de cristalización se conocen con el nombre de series de Bowen, en reconocimiento 
al trabajo del geólogo canadiense Norman Levi Bowen (1887-1956). Una observación atenta de las 
mismas permite hacer una serie de generalizaciones para este tipo de magmas: 
 
 En los minerales que, como las plagioclasas, forman una solución sólida, la cristalización tiene 
lugar de forma continua. Esto es, inicialmente cristaliza plagioclasa rica en calcio, pero a medida 
que baja la temperatura los iones sodio que hay en el líquido se difunden en los cristales de pla- 
gioclasa y desplazan a los iones calcio en la red cristalina. 
 Entre los minerales que no forman solución sólida, porque su estructura cristalina es diferente, el 
proceso ocurre de forma discontinua. Esto sig- nifica que dichos minerales cristalizan de forma 
abrupta cuando la tem- peratura, a medida que desciende, alcanza el valor adecuado. 
 
Nótese que los minerales que cristalizan a altas temperaturas 
(olivino, piroxeno) son ricos en magnesio y hierro y relativamente 
pobres en silicio, mientras que los que cristalizan a las temperaturas 
más bajas (cuarzo, ortosa, moscovita) son ricos en silicio y aluminio. 
 
Si el magma estuviese en reposo, este proceso de cristalización 
fraccionada culminaría con la formación de una roca con la misma 
composición que el magma. Pero si los cristales se separan del 
fundido a medida que se forman, el magma residual tendrá una 
composición distinta a la de partida. Así, un magma basáltico podría 
llegar a convertirse en un magma riolítico. 
 
Los cristales pueden separarse del magma residual cayendo hacia el 
fondo de la cámara magmática, adhiriéndose a las paredes de la 
misma o siendo transportados por corrientes turbulentas de magma. 
Se forman así acumulados que pueden concentrar cantidades 
significativas de minerales de interés económico, como magnetita, 
cromita, níquel, cobalto… 
 
 
Asimilación magmática 
 
Durante el ascenso, el magma puede fundir las rocas que halla a su 
paso, que serán integradas en el magma y cambiarán su 
composición. Esta contaminación se produce en los dos sentidos: a 
veces los volátiles disueltos en el magma pueden reaccionar con las 
paredes de la cámara magmática, produciendo en ellas procesos de 
metasomatismo. 
 
 
Mezcla de magmas 
 
Ocurre este fenómeno cuando un magma ya diferenciado ocupa una 
cámara magmática a la que llega un nuevo magma. Las corrientes 
turbulentas pueden agitar ambos magmas y generar una mezcla de 
composición intermedia. 
 
 
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Sin embargo, si la composición de ambos magmas es muy distinta —por ejemplo, basáltico y 
riolítico—, el contraste de temperatura, densidad y viscosidad entre ellos inhibe la mezcla, ya que el 
más ligero flotará sobre el más denso, o el más caliente podría enfriarse en contacto con el más frío e 
incluso llegar a cristalizar. La presión ejercida por este magma puede romper al que queda debajo, 
que liberará bruscamente sus abundantes volátiles, llegando a producir una explosión paroxística. 
 
 
2.4. Series de rocas ígneas 
 
Los procesos de diferenciación magmática generan magmas que van evolucionando. Las rocas que se 
producen por solidificación de las distintas etapas de dicha evolución son en cierto modo 
«consanguíneas», y se conocen como series de rocas ígneas. Son fundamentalmente tres: 
 
 Serie toleítica. Se produce a partir de magmas toleíticos, que apenas experimentan 
diferenciación. Por ejemplo, la separación de olivino produce magmas cuya solidificación da lugar 
a los basaltos MORB y al gabro. 
 Serie calcoalcalina. Se origina a partir de magmas calcoalcalinos que sufren una importante 
diferenciación, e incluye rocas con un contenido progresivamente menor de magnesio y hierro: 
basaltos calcoalcalinos, andesitas, dacitas, riolitas y sus equivalentes plutónicos (dioritas, gra- 
nodioritas y granitos). Hay que destacar, no obstante, que la mayor parte de los granitos se 
forman por cristalización de un magma riolítico primario, no por diferenciación de un magma 
basáltico. Serie alcalina. A partir de magmas alcalinos se forman basaltos alcalinos —los basaltos insulares 
oceánicos (OIB, por el acrónimo en inglés) de muchas islas oceánicas—, traquibasaltos, fonolitas 
y riolitas, con cantidades crecientes de silicio, sodio y potasio. 
 
 
3. ROCAS ÍGNEAS 
 
Constituyen aproximadamente el 80% de la corteza terrestre, tanto continental como oceánica. Las 
rocas ígneas (del latín igneus) provienen de la solidificación por enfriamiento de una masa silicatada 
denominada, como ya dijimos, magma. La solidificación del magma y su consiguiente cristalización 
puede tener lugar en el interior de la corteza, tanto en zonas profundas como superficiales, o sobre 
la superficie exterior de ésta. En función del lugar donde ocurra la consolidación de los magmas, 
podemos dividir a las rocas ígneas o magmáticas en varios tipos: 
 
A. Intrusivas o plutónicas (plutonitas). Son de origen 
profundo. Solidifican en el interior de la corteza a 
partir de magmas que se intercalan en las rocas 
preexistentes o en la propia cámara magmática. Su 
naturaleza depende de la composición mineralógica y 
de cómo se haya producido el enfriamiento. Sus 
principales yacimientos son batolitos, lopolitos y 
lacolitos. Los mecanismos de elevación isostática junto 
con la erosión de los materiales sedimentarios y/o 
metamórficos superiores, dejan al descubierto este 
tipo de rocas. Su característica principal es la 
homogeneidad. Están formadas por granos minerales 
visibles donde no se observan orientaciones 
predominantes, debido a un enfriamiento lento. 
 
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B. Extrusivas o volcánicas (vulcanitas). Su principal característica es el enfriamiento rápido por 
lo que los minerales no cristalizan bien, llegando en ocasiones a quedar en estado amorfo, 
sin ordenamiento interno. Son consecuencia de la salida al exterior de lavas volcánicas. 
Existen dos grupos: 
- Rocas piroclásticas, de carácter fragmentario, formadas por materiales sólidos 
arrojados por el volcán: cenizas, lapilli, bombas volcánicas. Son las llamadas escorias. 
- Rocas volcánicas, propiamente dichas, formadas a partir de la solidificación de la 
lava o fracción líquida del magma. 
 
C. Filonianas (hipoabisales o subvolcánicas). A medio camino entre las rocas plutónicas y las 
volcánicas. Proceden de la solidificación de un magma inyectado en una fractura; otras veces 
se forman por solidificación de disoluciones hidrotermales, en otros casos por procesos de 
asimilación de la roca encajante por un magma. Sus principales yacimientos son diques o 
filones, concordantes o discordantes, de límites más o menos definidos. 
 
 
3.1 Textura de las rocas ígneas. 
 
La textura es el conjunto de relaciones entre los minerales componentes de la roca y hace referencia 
al grado de cristalización, al tamaño, forma y disposición de los cristales minerales que componen la 
roca. En general, la textura de las rocas plutónicas es granular, debido a una cristalización lenta y 
completa del magma. El tamaño de los cristales, su distribución y el grado de cristalinidad definirán la 
textura de una roca. 
 
a) Tamaño de los cristales. Depende de la velocidad de enfriamiento. Generalmente, enfriamientos 
rápidos originan cristales pequeños, mientras que el enfriamiento lento origina cristales grandes. 
Si el enfriamiento es muy rápido el aspecto de la roca es vidrioso, no cristalino. Así, las rocas 
plutónicas suelen tener cristales grandes visibles a simple vista, mientras que las volcánicas 
poseen cristales que no se aprecian a simple vista o solidifican como un vidrio. Distinguimos: 
 
 Textura faneríticas: (del griego phaneros, visible) poseen cristales visibles a simple vista. Es 
típica de rocas plutónicas, que se han enfriado lentamente. 
 Textura afaníticas: sus cristales no son reconocibles a simple vista. Es característica de rocas 
volcánicas y filonianas, que se han enfriado rápidamente. 
 Textura porfídica caracterizada por cristales grandes, claramente perceptibles (fenoristales), 
incrustados en una matriz fina y granulosa. Esto es debido a una cristalización en dos fases 
pues estas rocas proceden de magmas cristalizados en parte que, al penetrar en las grietas, 
se solidifican rápidamente formando pequeños cristales. Si la cristalización fuera muy lenta 
los cristales formados podrían a llegar a ser muy grandes, adquiriendo una textura 
pegmatítica. Estas texturas con típicas de ciertas tocas filonianas como pórfidos y 
pegmatitas. 
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b) Grado de cristalinidad. Clasifica a las rocas según la cantidad de cristales que contenga, la cual 
depende de las condiciones del enfriamiento. Cuando un magma se enfría muy rápidamente, y 
no hay tiempo suficiente para que los átomos e iones se agrupen formando una estructura 
cristalina, el resultado de la solidificación es la formación de un vidrio. En función del porcentaje 
de vidrio presente en una roca podemos clasificarla en: 
 
 Textura holohialina: más del 90% del volumen de la roca es vidrio. Es característica de rocas 
volcánicas lávicas como la obsidiana. 
 Textura holocristalina: más del 90% del volumen de la roca es cristal. Es típica de rocas 
plutónicas como el granito. 
 
c) Distribución de tamaños de los cristales. Como sabemos, la mayoría de los magmas no 
solidifican a una única temperatura por lo que no todos lo minerales, ya sean de la misma o 
diferente especie cristalina, tendrán el mismo tamaño. Las distribuciones de tamaños pueden 
variar desde el aspecto vidrioso (no cristalización) hasta la cristalización total. Por tanto, pueden 
ser: 
 Textura equigranular: cristales de similar tamaño. 
 Textura inequigranular. cristales de diferentes tamaños. 
 
 
3.2. Clasificación de las rocas ígneas. 
 
Existen diferentes criterios para clasificarles. 
 
a) Composición química. Las rocas ígneas están compuestas fundamentalmente por silicatos, los 
cuales están constituidos mayoritariamente por silicio (Si) y oxígeno (O). Estos dos elementos, 
junto con el aluminio (Al), calcio (Ca), sodio (Na), potasio (K), magnesio (Mg) y hierro (Fe), 
constituyen más del 98% en peso de la mayoría de los magmas que al solidificarse forman las 
rocas ígneas. Además los magmas contienen pequeñas cantidades de muchos otros elementos 
como azufre (S), oro (Au), plata (Ag) uranio (U), tierras raras, gases en disolución, etc. 
 
La composición de una roca ígnea dependerá, por tanto, de la composición inicial del magma a 
partir del cual se ha formado. 
 
El porcentaje de sílice (SiO2) está en función inversa al de Fe y Mg, y se toma como referencia 
para clasificarlas en: 
 Ácidas: > 65% de sílice. 
 Intermedias: entre 55-65%. 
 Básicas: entre 45-55%. 
 Ultrabásicas: < 45% de sílice. 
 
Otros elementos como Na y K son más abundantes en ácidas que en básicas. 
 
b) Composición mineralógica. Existen una serie de minerales fundamentales que siempre están 
presentes y caracterizan a la roca, siendo un carácter taxonómico y sistemático. En el caso de las 
rocas ígneas éstos son el cuarzo, los feldespatos y plagioclasas. También existen minerales 
accesorios que entran en pequeña proporción y otros minerales accidentales que pueden o no 
formar parte de su composición mineralógica. Entre los minerales accesorios encontramos las 
micas, piroxenos, anfíboles, feldespatoides y olivino. 
 
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 Los criterios químico y mineralógico se pueden presentar de formaconjunta: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
c) QAPF: diagramas de Streckeisen 
 
La clasificación de la IUGS (International Union of Geological Sciences) se realiza mediante diagramas 
QAPF o de Streckeisen (1966), siendo la más utilizada y se basa en que trabajos experimentales han 
demostrado que el cuarzo y los feldespatoides son incompatibles, lo que reduce la clasificación de las 
rocas en las que los minerales ferromagnesianos abarcan entre el 0% y el 90% del volumen total de 
las mismas a dos diagramas triangulares con una base común. 
 
- Triángulo superior: Cuarzo (Q), Feldespatos alcalinos (A) y Plagioclasa (P). 
- Triángulo inferior: Plagioclasa (P) Feldespatos alcalinos (A) y Feldespatoides (F). 
 
Existen versiones diferentes para las rocas plutónicas y las volcánicas. 
 
 
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3.3. Las rocas ígneas más comunes. 
 
Las principales familias de rocas plutónicas son: 
 
Familia GRANITO-GRANODIORITA. Los granitos son rocas ácidas, faneríticas, de textura granular 
holocristalina que forman batolitos. Compuestas por cuarzo, feldespato (ortosa) y mica (biotita). 
Existen varias variedades. Roca leucócrata (gris o rosa) de origen discutido, originadas por fusión de 
rocas sedimentarias en sinclinales, o por diferenciación magmática a partir de magmas básicos, o por 
ultrametamorfismo de rocas sedimentarias (granitos de anatexia). La granodiorita es una roca 
próxima al granito, menos ácida (menos sílice), con mayor contenido en feldespatos calcosódicos o 
plagioclasas (50% entre ortosa y plagioclasa). 
 
Familia SIENITA-MONZONITA. La sienita es una roca intermedia, de textura granuda holocristalina, 
leucócrata (rosa). Se trata de un granito sin cuarzo y con anfíbol (hornblenda). Contiene feldespato 
potásico (ortosa). A veces aparecen feldespatoides (sienita nefelínica). Se origina por diferenciación 
de magmas básicos alcalinos o graníticos con asimilación de materiales carbonatados, o por 
metasomatismo de fluidos ricos en álcalis. La monzonita es una roca próxima a la sienita, sin cuarzo. 
El contenido en ortosa es igual al de plagioclasa. 
 
Familia DIORITAS. Roca intermedia, holocristalina. Forman grandes lopolitos. Los feldespatos 
sodicocálcicos (plagioclasas) son más abundantes que los feldespatos potásicos (ortosa). Sin cuarzo. 
Con anfíboles (hornblenda). Cuando llevan cuarzo se denominan tonalitas o cuarzo-diorita, siendo 
una roca de transición al granito. 
 
Familia GABROS. Roca básica, granuda, holocristalina, melanocrata. Contiene plagioclasas, 
piroxenos, algo de olivino y carece de cuarzo. Las anortositas sólo contienen plagioclasas, forman 
grandes batolitos y se usan en ornamentación. Las teralitas presentan feldespatoides. Se originan 
por consolidación de magmas básicos con enfriamiento lento. 
 
Familia PERIDOTITAS. Rocas ultrabásicas, de textura granuda, melanocrata. No poseen feldespatos, 
están formadas por piroxeno y olivino. Las piroxenitas sólo tienen piroxeno, las dunitas sólo olivino, 
las kinberlitas son peridotitas micáceas y las ecoglitas (granate-piroxeno) se forman a elevadas 
presiones, representando un punto de contacto entre rocas ígneas y metamórficas. Se originan a 
partir de burbujas de materiales de la astenosfera que ascienden por la superficie de Benioff, 
lubricadas por ciertas cantidades de fluidos que provocan fenómenos de autometasomatismo. 
 
 
Las principales familias de roca volcánicas son: 
 
Familia RIOLITAS: equivalente volcánico del granito. Forman coladas riolíticas. Textura porfídico-
vítrea con dos tipos de consolidación: fenocristales de cuarzo, ortosa y biotita sobre fondo vítreo 
granoso, también llamada liparita. La obsidiana deriva de la riolita pero tiene estructura vítrea, así 
como la pumita. 
 
Familia TRAQUITAS: equivalente volcánico de la sienita. Textura porfídico-holo e hipocristalina. No 
contiene cuarzo. Pueden formar domos y productos piroclásticos como tobas volcánicas. El 
equivalente a sienita nefelínica son las fonolitas (feldespatoides), roca sonora al golpearla y de ahí su 
nombre. 
 
Familia ANDESITA: equivalente de las dioritas. Textura pórfido-holo e hipocristalina. Abundante en 
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arcos insulares y cordilleras del Pacífico, de donde toma el nombre. Actualmente son numerosos los 
volcanes andesíticos (Krakatoa). Se originan en zonas de subducción por fusión intermedia de 
porciones intermedias de materiales. También por diferenciación progresiva de un magma basáltico 
con asimilación de magma continental. 
 
Familia BASALTOS: equivalente volcánico de los gabros. Rocas básicas de textura pórfido-
holocristalina, con fenocristales de piroxeno y olivino y pasta de plagioclasa. También textura vítrea. 
Oscuras, suelen llevar magnetita. Roca muy fluida que forma grandes coladas (Etna, volcanes 
hawaianos). Proceden de la fusión de materiales que forman las capas más profundas del manto 
superior. 
 
Familia PICRITAS: serían equivalentes a peridotitas. Textura hipocristalina. Compuestas de piroxeno y 
olivino, con cierta cantidad de plagioclasa. Constituyen rellenos de chimeneas volcánicas. 
 
En cuanto a las rocas de origen piroclástico, son de carácter fragmentario y se forman a expensas de 
los materiales sólidos arrojados por los volcanes. Destacan: 
 
TOBAS VOLCÁNICAS: proceden de la consolidación de cenizas volcánicas y lapilli. 
 
BRECHAS DE EXPLOSIÓN: formadas por acumulación de fragmentos rocosos resultantes de la 
explosión del edificio volcánica, que han sido cementadas por lavas o cenizas volcánicas. 
 
CONGLOMERADOS VOLCÁNICOS: formados por acumulación de rocas volcánicas arrastradas por los 
agentes geológicos externos. Se trate, en realidad de rocas sedimentarias cuyos clastos son de origen 
volcánico. 
 
 
 
 
 
 
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Las principales familias de rocas filonianas son: 
 
PÓRFIDOS: tienen textura porfídica. Proceden de un magma que al penetrar en la grieta estaba en 
parte cristalizado (fenocristales), cristalizando el resto rápidamente en forma de una pasta de 
pequeños cristales. Pueden ser de composición similar al granito (pórfido granítico) o a la sienita 
(pórfido sienítico), etc. Rocas ácidas. 
 
APLITAS: textura aplítica. Cristales de igual tamaño pero muy pequeños, consecuencia de un 
enfriamiento muy rápido. Tienen igual composición que el granito pero carecen de biotita. Rocas 
ácidas. 
 
PEGMATITAS: textura pegmatítica, con cristales muy grandes de cuarzo y ortosa, en ocasiones de 
varios metros. Composición similar al granito. Pueden aparecer minerales accidentales en cristales 
muy grandes (berilo, turmalina, topacio). Proceden de una cristalización lentísima que permite la 
formación de grandes cristales. Se asocian a aplitas y pórfidos cuarcíferos. Rocas ácidas. 
 
LAMPRÓFIDOS: de tonos oscuros, ricas en minerales ferromagnesianos. Textura aplítica o porfídica. 
La mayor parte tiene composición parecida a los gabros, aunque pueden diferenciarse tantas muchas 
variedades según el mineral ferromagnesiano dominante y el feldespato que lo acompaña. Son rocas 
básicas. 
 
 
4. ACTIVIDAD ÍGNEA INTRUSIVA: PLUTONISMO 
 
Cuando la consolidación se produce en el interior terrestre, el enfriamiento lento permite la total 
cristalización del magma. Una vez formado, el magma migrará y ascenderá hacia zonas de menor 
presión abriéndose paso a través de la roca preexistente o roca encajante. Los mecanismos de 
migración, la evolución del magma y el emplazamiento determinaránlas características finales de la 
roca. 
 
Cualquier masa grande de roca instruida se denomina plutón y en función de su relación con la roca 
encajante distinguimos: 
 
 
4.2. Tipos de intrusiones. 
 
Al enfriarse y solidificarse el magma originará rocas intrusivas. Los cuerpos de rocas intrusivas se 
denominan plutones. Es éste un término genérico que comprende todos los tipos de intrusión de 
rocas ígneas. En función de su relación con la roca encajante distinguimos: 
 
 
Plutones masivos: 
 
 Batolito: afloramiento de gran volumen, con forma de cúpula y discordante con la roca 
encajante. Son las cámaras magmáticas donde ha cristalizado la mayor parte del magma. Una vez 
quedan al descubierto debido a la erosión pueden tener miles de kilómetros cuadrados de 
superficie. Suelen ser de naturaleza granítica o granodiorítica. 
 
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 Lacolito: de extensión más reducida, con forma 
de lente biconvexa o planoconvexa se forma 
por intrusión de un magma entre los planos de 
estratificación de la roca encajante 
disponiéndose de manera concordante, de 
modo que la capa superior se levanta debido a 
la presión. 
 Lopolito: masa tabular intercalada entre los 
estratos de una serie sedimentaria. Tienen 
forma de lente cóncavo-convexa. Puede 
alcanzar más de un kilómetro de espesor y 
decenas de kilómetros de superficie. 
 Facolito: plutones lenticulares pequeños 
localizados en las charnelas de los pliegues. 
 
 
Plutones tabulares: 
 
 Diques: cuerpos planos que se forman por inyección de magmas a través de fracturas situadas 
encima de la cámara magmática. Pueden alcanzar longitudes kilométricas. Suelen aparecen en 
grupos formando enjambres de diques con disposición radial, paralela… 
 Sill o filón capa: cuerpo intrusivo tabular paralelo a la estratificación, con disposición 
concordante. Son relativamente delgados en comparación con su extensión. 
 
 
5. ACTIVIDAD ÍGNEA EXTRUSIVA: VULCANISMO 
 
Un volcán es una fractura de la litosfera terrestre por la que 
sale materiales de origen profundo al exterior llamados 
magmas. Se denomina erupción a la emisión al exterior de 
dichos materiales que contienen elementos sólidos, líquidos y 
gases. 
 
5.1. Materiales que arroja un volcán. 
 
a) Gases y vapores. Predominan en las primeras etapas de la 
erupción, suelen ser los primeros en alcanzar la superficie. 
Los gases o volátiles son el principal vehículo de transporte 
hacia la superficie de la energía almacenada en el magma, 
condicionan la viscosidad e influyen en la violencia de las 
erupciones. Pueden emitirse durante la erupción volcánica, como consecuencia de la 
desgasificación de la cámara magmática (tras la erupción) o por la desgasificación de productos 
volcánicos. La composición de gases varía con la temperatura de salida, desde CO2, CO, NO2, SO2, 
H2, SH2, Cl2… Las fumarolas son emanaciones gaseosas próximas a volcanes que aparecen una 
vez cesa la erupción. Algunas emanaciones gaseosas son ricas en SO2 que se oxida en contacto 
con la atmósfera originando cristales de azufre. 
 
b) Lavas. Son magmas parcialmente desgasificados que fluyen por las bocas eruptivas. Su extensión, 
velocidad y fluidez depende de su composición, temperatura y volumen de gas, así como de la 
topografía. La peligrosidad de las lavas depende de su viscosidad (resistencia a fluir de un 
material, varía en relación inversa a la temperatura). 
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 Las lavas básicas, de bajo contenido en sílice, son fluidas y recorren grandes distancias antes 
de solidificar y no presentan comportamiento explosivo. Las lavas fluidas originan coladas de 
lava que se desplazan con rapidez y recorren largas distancias, aunque son poco peligrosas, 
produciendo erupciones tranquilas. Este tipo de lavas se liberan en volcanes de tipo 
hawaiano, en escudo o en episodios de actividad efusiva (más lava que piroclastos). Al 
enfriarse estas lavas originan superficies pahoehoe que adquieren un aspecto rugoso o 
arrugado, pudiendo aparecer grietas y diaclasas que originan la llamada disyunción 
columnar. 
 
 Las lavas ácidas, con mayor contenido en sílice, fluyen lentamente y durante menos tiempo. 
A veces se acumulan en las bocas de salida formando domos o agujas. Suelen ser muy 
explosivas ya que contienen muchos gases que liberan con brusquedad en violentas 
explosiones, donde la lava se fragmenta y cae al suelo como piroclastos. También pueden 
producirse desprendimientos de la ladera del volcán. Este tipo de lavas se liberan en 
volcanes de tipo peleano o en episodios de actividad explosiva (muchos piroclastos). 
 
 Las lavas almohadilladas o pillow-lavas se originan en erupciones submarinas, son muy 
fluidas y solidifican en contacto con el agua. 
 
c) Productos sólidos o piroclastos. Son materiales arrojados al aire en las explosiones volcánicas 
(lavas semisólidas, fragmentos de rocas,…) y que caen sobre la superficie. “Tefra” es un término 
genérico que describe colectivamente todas las variedades de materiales piroclásticos. Si se 
sueldan entre sí originan las tobas volcánicas. Por su tamaño los piroclastos se clasifican en 
bombas volcánicas (3-30 cm); lapillis (3-30 mm); puzolanas (de tamaño arenoso); cenizas y 
polvo volcánico. 
 
 
5.2. Otras manifestaciones volcánicas. 
 
a) Nubes ardientes. En erupciones muy explosivas es frecuente la formación de nubes ardientes 
junto a flujos piroclásticos compuestos por una mezcla de materiales incandescentes sólidos y 
gases que en lugar de ascender descienden a gran velocidad por las laderas del volcán a modo de 
lluvia de fuego. Los fragmentos recorren grandes distancias hasta acumularse formando 
depósitos heterogéneos, constituidos por tobas volcánicas cementadas, conocidos como 
ignimbritas. Las nubes ardientes arrasan todo a su paso (quemaduras graves, asfixia, destrucción 
total). Un episodio de este tipo fue producido por el volcán Vesubio y enterró a las ciudades de 
Pompeya y Herculano en el 79 d.C 
 
d) Formación de calderas volcánicas: son depresiones circulares de varios kilómetros que queda 
después del hundimiento y colapso del edificio volcánico, al vaciarse la cámara magmática. 
Puede originar terremotos y, en una isla volcánica, tsunamis. 
 
e) Formación de domos volcánicos: se trata de un tapón que se deposita en el cráter debido a la 
excesiva viscosidad de la lava, que obstruye la salida. Cuando explota de forma brusca agranda el 
cráter y genera nubes ardientes. 
 
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f) Erupciones freáticas. La proximidad del 
magma a bolsas de agua subterránea 
puede provocar su evaporación, que 
termina con una gran explosión que 
destruye la cobertera, expulsando 
fragmentos de roca con gran violencia. 
 
g) Lahares: ríos de barro producidos por la 
fusión de hielos o nieves de las cumbres 
de los volcanes más elevados o por 
lluvias intensas que hacen que las 
cenizas se mezclen con el agua. Arrasan 
poblaciones y cultivos. (volcán Nevado 
del Ruiz, Colombia, en 1984). 
 
h) Fuentes termales. Emanaciones de agua 
a elevada temperatura. Se dan en zonas 
volcánicas y de elevado gradiente 
geotérmico 
 
i) Géiseres. Surtidores intermitentes de 
vapor de agua debido al calentamiento 
y ebullición. 
 
 
5.3. Mecanismos de erupción. 
 
Las características de una erupción son diferentes de un volcán a otro y de una erupción a otra. El 
magma se origina bajo la superficie y asciende a través de la corteza por diferencias de presióno 
densidad, o como consecuencia de los movimientos corticales. La fracción gaseosa disminuye la 
viscosidad del fundido, así como el punto de fusión de los minerales. La fluidez del magma depende 
de la temperatura, viscosidad, densidad, gases y de la acidez/basicidad. Cuanto más básico es el 
magma, más fluido. 
 
Una vez abierto el conducto de salida el magma ascenderá de manera continua o intermitente hasta 
que cesen las condiciones que permitieron su salida, bien porque disminuya la presión o porque el 
enfriamiento provoque la obstrucción del conducto. Cuando se inicia una erupción salen en primer 
lugar los productos gaseosos, seguidos de materiales prioclásticos ( bombas, lapilli y cenizas 
volcánicas) y finalmente la fracción líquida o lava. 
 
Según los conductos de salida las erupciones pueden ser: 
 
1. Erupciones fisurales o de tipo Islandiano: salida de grandes cantidades de lavas basálticas muy 
fluidas que se depositan en capas horizontales, con poco contenido en gases. 
 
2. Erupciones centrales: originadas en puntos localizados. Pueden ser de varios tipos: 
 
 Hawaiana. Lava de poca viscosidad, muy fluida que se deposita en extensas coladas. Los 
gases se liberan lentamente, no hay explosiones. Típicas del las Islas Hawai (volcán Kilauea y 
Mauna Loa) o volcán Timanfaya (Lanzarote). Poca o nula peligrosid. 
 Estromboliana. Lava poco viscosa, pero menos fluida que en el caso anterior. Emisiones 
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intermitentes con explosiones 
esporádicas ligeras. Típica del 
volcán Stromboli, en las islas 
Lipari de Sicilia, y del volcán 
Teneguía (La Palma). 
 Vulcaniana. Lava muy viscosa, 
poco fluidas y ácidas que 
solidifican con rapidez. Los 
gases se desprenden en 
explosiones violentas. Se 
originan grandes nubes de 
priroclastos y cenizas. Toma su 
nombre del volcán Vulcano, 
también en las islas Lipari. Otro 
ejemplo es el Nevado del Ruiz 
(Colombia). 
 Pliniana o vesubiana. Erupción extremadamente violenta debido al taponamiento de la 
chimenea con posterior salida de los materiales solidificados arrastrados por la presión de 
los gases, acompañado de nubes ardientes de vapor y materiales incandescentes. Debe su 
nombre al historiador romano Plinio, que murió en el año 79 mientras describía la erupción 
del Vesubio, en Pompeya. Otro ejemplo es el Krakatoa (Indonesia). 
 Peleana. Magmas ácidos, andesíticos, extremadamente viscosos que pueden taponar el 
conducto de salida por lo que son muy explosivas, reventando todo el edificio volcánico y 
originando nubes ardientes. Es el caso del Mont Pelé, en la isla Martinica. 
 
3. Erupciones submarinas. Son más abundantes que las aéreas pero suelen pasar inadvertidas. Sus 
características dependen de la profundidad. 
 
 
6. MAGMATISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS 
 
La zona donde se generan magmas son áreas en las que se liberan gran cantidad de energía y se 
corresponden, generalmente, con los límites activos de las placas litosféricas. Podemos hablar de 
diferentes contextos tectónicos: 
 
 
6.1. El magmatismo de los bordes constructivos. 
 
a) En las dorsales oceánicas los magmas son basálticos de tipo toleítico (formados por olivino, 
piroxeno y plagioclasa cálcica) pues proceden de la fusión parcial de las peridotitas (rocas 
ultrabásicas) del manto superior debajo de las dorsales. En las zonas de dorsal los magmas 
ascienden y salen al exterior de forma masiva formando nueva corteza oceánica constituida 
por basaltos ricos en olivino y plagioclasas. En el interior se forman rocas plutónicas como 
peridotitas, gabros y anortitas. 
 
En las fallas transformantes que aparecen perpendiculares al eje de la dorsal predominan las 
peridotitas, basaltos y gabros. El magmatismo, si se da, es ligeramente más alcalino que en 
las dorsales. 
 
b) En zonas de rift continental primero se produce un abombamiento, estrechamiento y 
fracturación de la corteza por lo que, según su evolución, podemos encontrar basaltos 
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toleíticos como en las dorsales (India) o basaltos alcalinos donde el magma procede de la 
fusión parcial de rocas del manto (África). 
 
6.2. El magmatismo de los bordes destructivos. 
 
a) En los márgenes continentales activos (tipo Andes) se originan granitos, andesitas y basaltos 
calcoalcalinos por encima de la zona de Benioff. La fusión se produce por la salida de aguas 
cautivas y volátiles que bajan el punto de fusión de las rocas del manto, y por la fricción de la 
subducción. Conforme los magmas originados ascienden “capturan” rocas de la corteza 
continental, fundiéndolas, y haciéndose cada vez más ácida su composición. Como resultado 
se forman rocas de composición intermedia, como las andesitas, o ácidas como los granitos y 
riolitas que originan grandes plutones graníticos o granodioríticos. 
 
b) En zonas de arcos insulares se originan rocas volcánicas, dependiendo de la profundidad y 
buzamiento del plano de subducción. En la zona superficial se generan magmas toleíticos, 
más abajo, y por fusión de la placa oceánica, son calcoalcalinos. En niveles inferiores los 
magmas son potásicos y los más profundos son alcalinos. 
 
6.3. El magmatismo e los bordes pasivos. 
 
Apenas existe magmatismo en los bordes pasivos y, cuando existe, es alcalino, procedente de 
intrusiones de magmas originados en el manto superior, en la zona de la falla transformante. 
 
6.4. El magmatismo en las zonas de intraplaca. 
 
En determinadas zonas del interior de las placas oceánicas existen puntos de elevado flujo térmico 
(puntos calientes o hot spots) donde se funde la litosfera y asciende el magma. Estas “plumas” o 
penachos térmicos procedentes del manto profundo o Capa D’’, situada en el límite núcleo-manto, 
originarán conos o islas volcánicas. Como los puntos calientes mantienen una posición fija en el 
manto sublitosférico, el movimiento de la placa litosférica da como resultado una alineación de 
conos o islas volcánicas según el movimiento de la placa (Hawaii). Los magmas que se originan son 
basaltos alcalinos. En el interior de las placas continentales el magmatismo suele ser muy localizado, 
de carácter toleítico, existiendo complejos de rocas intrusivas estratiformes, anortositas y kimberlitas 
en el interior de las placas continentales. La enorme caldera volcánica de Yellowstone (USA) es un 
ejemplo de esta actividad ígnea de intraplaca. 
Principales ambientes magmáticos en el marco de la tectónica de placas y magmas asociados.