2BACH_03-Magmatismo y metamorfismo - José Santiago Alvarez Gonzalez

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Magmatismo y metamorfismo 
La tectónica de placas nos proporciona los factores responsables de la 
formación de rocas metamórficas y de las rocas ígneas. Un aumento de 
presión y de temperatura, e incluso la presencia de fluidos, puede hacer 
que una roca preexistente se transforme en una roca metamórfica. Si los 
factores siguen actuando, puede producirse una fusión de los materiales 
dando lugar a un magma que, por posterior solidificación, dará lugar a 
un determinado tipo de roca ígnea. 
Las rocas metamórficas abundan en zonas profundas de la corteza, por 
encima del zócalo magmático. 
Las rocas ígneas forman la mayor parte de la corteza terrestre. En 
realidad, si dejamos de lado el núcleo de la Tierra, de composición 
metálica, el resto de la geosfera es una enorme bola de roca ígnea 
cubierta por una capa delgada de rocas sedimentarias. También las 
rocas ígneas forman la parte principal de los demás planetas rocosos del 
sistema solar y de muchos satélites y asteroides. 
ÍNDICE 
1 Rocas ígneas ................................................................... 92 
Concepto y clasificación de las rocas ígneas ....................... 93 
Depósitos y rocas volcanoclásticas ...................................... 93 
Rocas ígneas cristalinas «normales» ................................... 95 
Rocas ígneas cristalinas «exóticas» ................................... 104 
2. Magmatismo ................................................................ 105 
Ambientes magmáticos y magmas .................................... 105 
Estructuras generadas por la actividad magmática .......... 106 
Formación de magmas primarios ...................................... 108 
Formación de magmas derivados ..................................... 110 
Series de rocas ígneas ....................................................... 112 
3. Metamorfismo ............................................................. 113 
Factores del metamorfismo .............................................. 113 
Fisicoquímica de los procesos metamórficos .................... 114 
Facies metamórfica y minerales índice ............................. 115 
Tipos de metamorfismo .................................................... 116 
El metamorfismo y la tectónica de placas ......................... 116 
Clasificación de las rocas metamórficas ............................ 116 
 4. Solucionario ................................................................. 121 
 5. Glosario ........................................................................ 124 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Rocas ígneas 
Departamento de Biología y Geología 93 
Concepto y clasificación de las rocas ígneas 
Según su génesis, se distinguen tres tipos de rocas: ígneas o magmáticas, 
metamórficas y sedimentarias. 
El término roca ígnea es un concepto amplio que abarca: 
– Rocas que han cristalizado a partir de un magma, incluidas las que han 
sido alteradas por procesos deutéricos o metasomáticos. 
– Rocas originadas por procesos de formación de acumulados. 
– Rocas clásticas que contienen fragmentos de lavas solidificadas, origi-
nados como resultado directo de la actividad volcánica. 
Para clasificar las rocas ígneas hay varios sistemas de clasificación. El más 
exhaustivamente documentado que existe es el elaborado por el centro bri-
tánico de inspección geológica, o BGS (British Geological Survey). Se trata de 
un sistema jerárquico y descriptivo, es decir, fundamentado en la medida de 
lo posible en rasgos directa y objetivamente mensurables, como la textura o 
la composición. Se evitan así las ambigüedades propias de los sistemas de 
clasificación genéticos, que categorizan a las rocas atendiendo a un dato 
que no siempre se conoce: su origen. De esta forma, el BGS divide a las ro-
cas ígneas en dos grupos: 
 Depósitos y rocas ígneas volcanoclásticas. Son rocas, consolidadas o 
no, formadas por fragmentos de lava solidificada y de otras rocas. 
 Rocas ígneas cristalinas. Son rocas ígneas constituidas esencialmente 
por cristales encastrados o por vidrios formados al enfriarse el magma. 
Depósitos y rocas ígneas volcanoclásticas 
El reconocimiento y la identificación de los distintos tipos de fragmentos o 
clastos que integran los depósitos y rocas volcanoclásticas son esenciales 
para una correcta clasificación de estos materiales. Los clastos formados di-
rectamente al enfriarse la lava durante su transporte, antes de depositarse, se 
denominan fragmentos piroclásticos y pueden ser de tres tipos: 
 Piroclastos. Son cristales, vidrios y trozos de roca que se generan duran-
te una explosión volcánica violenta que fragmenta el magma y lo lanza a 
gran altura, al tiempo que se enfría rápidamente. 
 Hidroclastos. Son partículas de vidrio formadas por interacción entre el 
magma y el agua durante la extrusión subacuática de lava. 
 Autoclastos. Se forman en coladas de lava con una corteza solidificada 
que se fragmenta por fricción de un flujo de lava en su interior. 
A pesar de la base genética que subyace a la distinción entre tipos de frag-
mentos piroclásticos, el origen de los mismos no se tiene en cuenta a la hora 
de clasificar a los depósitos y rocas volcanoclásticas. A tal efecto, los frag-
mentos piroclásticos pueden clasificarse por su tamaño y forma mediante 
una gradación inspirada en la escala de Udden-Wentworth. 
Tras depositarse, los piroclastos pueden mezclarse con epiclastos —clastos 
formados por erosión de una roca preexistente— o con sedimentos orgáni-
cos y químicos, y llegar a consolidarse como cualquier roca sedimentaria. 
Procesos petrogenéticos 
Los procesos petrogenéticos o forma-
dores de rocas se pueden adscribir a 
dos categorías diferentes, en función 
del tipo de energía que les impulsa: 
– Procesos internos. Dependen de la 
energía del interior de la Tierra. In-
cluyen los procesos formadores de 
rocas ígneas y metamórficas. 
– Procesos externos. Actúan a tra-
vés de agentes geológicos, como el 
viento, las aguas de escorrentía, 
los glaciares y el oleaje, que ope-
ran a expensas de la energía solar 
(y también de la gravitatoria). In-
cluyen los procesos formadores de 
rocas sedimentarias. 
Lapilli en la isla de La Palma, Canarias. 
Bomba volcánica en la reserva y monumento na-
cional de los Cráteres de la Luna, en Idaho (Esta-
dos Unidos). Su corteza exterior está fracturada 
porque se solidificó mientras la bomba se halla-
ba aún por el aire, en tanto que el interior, toda-
vía parcialmente fundido, seguía expandiéndose 
debido al crecimiento de burbujas de gas. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Rocas ígneas 
Departamento de Biología y Geología 94 
El tamaño de los clastos 
La escala de Udden-Wentworth, utiliza-
da corrientemente para clasificar a los 
clastos de los sedimentos por su tamaño, 
sirve de base para catalogar a los piro-
clastos, así como a los granos o cristales 
de las rocas cristalinas. Es conveniente 
hacer algunas precisiones: 
– En algunos esquemas, el término gra-
va es sinónimos de guijarro, y se refie-
re solo a clastos comprendidos entre 2 
y 64 milímetros de diámetro. 
– Los guijarros muy finos reciben a ve-
ces el nombre de gránulos, y los limos 
y arcillas se agrupan como lodos. 
– Las bombas tienen una forma redon-
deada, señal de que estuvieron total o 
parcialmente fundidas durante su for-
mación y subsiguiente transporte. 
– Los bloques tienen el mismo tamaño 
que las bombas, pero sus formas an-
gulares revelan que a lo largo de su 
trayectoria eran sólidos. 
La escala Ø de Krumbein, una mejora de 
la de Udden-Wentworth, define los ran-
gos de tamaños de los clastos mediante 
la fórmula Ø = −log2 𝐷, donde D es el 
diámetro de la partícula en milímetros. 
El que tales rocas sean consideradas como ígneas o como sedimentarias es 
cuestión de conveniencia. El BGS sugiere que: 
Para ser clasificado como volcanoclástico, un sedimento, o una roca, 
debe tener al menos un 10 % en volumen de fragmentos piroclásticos. 
Atendiendo a dichocriterio —el porcentaje en volumen de materiales piro-
clásticos—, los depósitos y rocas volcanoclásticas pueden agruparse en tres 
categorías: los depósitos y rocas piroclásticas, las tufitas y los depósitos 
y rocas sedimentarias volcanoclásticas en sentido estricto. 
Depósitos y rocas piroclásticas 
Los depósitos y rocas piroclásticas contienen más de un 75 % en volumen 
de fragmentos piroclásticos. Si en el material predominan los depósitos sin 
consolidar recibe el nombre de tefra; y si se halla mayoritariamente consoli-
dado se habla de una roca piroclástica. 
 ACTIVIDADES 
1. A veces se sitúa el límite inferior en el rango de tamaños de las arcillas en 10 Ø (unidades en la escala de Krumbein); por 
debajo de este límite los materiales se llaman coloides. ¿A qué tamaño de grano (en milímetros) corresponde? 
2. Tradicionalmente se admite que las rocas sedimentarias se forman mediante procesos externos, mientras que las rocas íg-
neas se forman por procesos internos. ¿Encajan bien en alguna de estas dos categorías las rocas volcanoclásticas? 
Imagen de microscopía electrónica de barrido de 
una partícula de ceniza fina arrojada en 2006 por 
el volcán Augustine, en Alaska. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Rocas ígneas 
Departamento de Biología y Geología 95 
Ambos son términos genéricos, pero puede adjudicarse a un depósito o roca 
de esta clase un nombre más específico si se conoce el tamaño y la forma 
predominantes de los piroclastos. 
Tufitas 
El término genérico tufita se usa para designar a los depósitos y rocas vol-
canoclásticas que contienen entre un 25 % y un 75 % de piroclastos. 
Depósitos y rocas sedimentarias volcanoclásticas 
Son acumulaciones que contienen entre un 10 % y un 25 % de fragmentos 
piroclásticos. 
Rocas ígneas cristalinas «normales» 
Para clasificar a las rocas ígneas constituidas por cristales o vidrio se atiende 
primordialmente a tres criterios discriminantes: la textura, la composición 
mineralógica cuantitativa y la composición química. 
 Textura. Se refiere a la forma, tamaño y distribución de los cristales y vi-
drios que forman la roca. Este criterio es, justamente, el que se ha segui-
do para clasificar a los depósitos y rocas volcanoclásticas. En el caso de 
las rocas ígneas cristalinas, las texturas que presentan con más frecuencia 
son la fanerítica, la afanítica, la porfídica y la vítrea. 
Para delimitar más la clasificación de una roca ígnea es necesario recurrir a 
análisis mineralógicos. 
 Mineralogía modal. El porcentaje en volumen de los minerales que for-
man una roca es su moda o composición modal. Se puede determinar 
la moda de una roca triturándola y separando sus minerales, o midiendo 
el área total que cada mineral ocupa en una sección pulida o en una lámi-
na delgada. Entre los minerales que se observan cabe distinguir: 
– Minerales primarios. Son aquellos que se han formado directamente 
por enfriamiento del magma. Los minerales primarios incluyen: 
 Minerales esenciales. Son los minerales utilizados para nombrar 
a una roca. El nombre de una roca, como granito, lleva implícita la 
presencia de ciertos minerales esenciales —en este caso, cuarzo, 
ortosa y plagioclasa— en una determinada proporción. 
 Minerales accesorios. Estos minerales no se hallan implícitos en 
el nombre de una roca. En general son poco abundantes, pero si 
abarcan más del 5 % de la moda sirven para designar variedades de 
la roca. Por ejemplo, un granito que contiene un 8 % de biotita o 
mica negra recibe el nombre de granito biotítico. 
– Minerales secundarios. Son minerales que se forman después de ha-
ber cristalizado la roca, normalmente por alteración hidrotermal de 
los minerales primarios. No se incluyen en el nombre de la roca por-
que, por definición, no tienen nada que ver con su formación. 
 Mineralogía normativa. Cuando no es posible determinar la composi-
ción modal de una roca, debido a la abundancia de vidrio o a la pequeñez 
del tamaño de los cristales, se puede recurrir a su análisis químico. El 
Texturas 
 
Fanerítica. Este término proviene del 
griego phaner («evidente»), y alude a 
una masa de cristales de aproximada-
mente el mismo tamaño y visibles a 
simple vista. Es decir, corresponde a 
rocas de grano medio, grueso o muy 
grueso, tal y como se definen en la ta-
bla de la página 95. 
 
Afanítica (del griego a, «no», y phan, 
«mostrarse»). Esta textura es la de las 
rocas de grano fino, muy fino o crip-
tocristalinas, esto es, rocas cuyos cris-
tales no pueden verse a ojo desnudo. 
 
Porfídica. En estas rocas hay al menos 
un grupo de cristales, llamados feno-
cristales, de tamaño conspicuamente 
mayor que el resto (la matriz). 
 
Vítrea. Esta textura es la de los vidrios 
naturales, amorfos y sin cristales. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Rocas ígneas 
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resultado suele expresarse como el porcentaje en peso de los óxidos de 
los elementos que componen los minerales de la roca; así, la proporción 
de magnesio se expresa como el porcentaje de MgO. 
A partir de estos datos se puede calcular la norma, es decir, el conjunto 
de minerales que típicamente cristalizan a partir de un magma anhídri-
do con la misma composición química de la roca. Se establece así una 
composición mineralógica ideal, a partir de la cual se clasifica la roca. 
Las rocas ígneas cristalinas se dividen en aquellas que son química o minera-
lógicamente «exóticas» y las que son química o mineralógicamente «norma-
les». Esta división separa un variado número de grupos que tienen una com-
posición atípica, y que se hallan pobremente representados, de los dos gru-
pos «normales» que engloban a la gran mayoría de las rocas cristalinas. Estos 
grupos «normales» son las rocas plutónicas y las volcánicas. 
Minerales primarios de las rocas plutónicas y volcánicas 
Hablar de composición «normal» de una roca ígnea cristalina equivale a afir-
mar que su clasificación modal primaria está basada en las proporciones re-
lativas de cinco grupos de minerales, en su mayoría silicatos, representadas 
mediante las letras Q, A, P, F y M. Los cuatro primeros grupos son los lla-
mados minerales félsicos, y el quinto grupo los minerales máficos. 
Los minerales félsicos son tectosilicatos, lo que significa que todos los 
átomos de oxígeno de cada tetraedro (SiO4)4– están compartidos con tetrae-
dros vecinos. Forman así un armazón tridimensional de tetraedros en el que 
hay un átomo silicio (Si4+) por cada dos de oxígeno (O2–), lo que cancela las 
cargas eléctricas de ambos átomos. Esta sustancia, de fórmula general SiO2, 
se llama sílice. El cuarzo (Q) es un mineral formado solo por sílice. 
A menudo el Si4+ es reemplazado por Al3+, formándose alumninosilicatos, 
cuya carga eléctrica negativa ha de ser compensada con cationes como Na+, 
Ca2+ o K+. Entre ellos están los feldespatos alcalinos (A), como la ortosa, 
los feldespatos sódico-calcicos o plagioclasas (P), como la albita y la anor-
tita, y los feldespatoides o foides (F) que, como la nefelina, tienen un con-
tenido en sílice muy inferior al de los feldespatos. Muchos de estos minera-
les forman soluciones sólidas. Por ejemplo, las plagioclasas son soluciones 
sólidas en las que la albita (Ab) y la anortita (An) aparecen mezcladas en 
cualquier proporción. 
Mientras que los minerales félsicos tienen generalmente colores, los minera-
les máficos (M) son silicatos ricos en magnesio y hierro, más densos y de 
colores generalmente oscuros. Los minerales que presentan estas caracterís-
ticas son los piroxenos, los anfíboles, la mica negra o biotita y el olivino. 
Desde el punto de vista de las clasificaciones modales, sin embargo, se con-
sideran minerales máficos no solo a estos minerales oscuros, sino en reali-
dad a todos los minerales primarios no incluidos entre los félsicos: la mica 
blanca o moscovita, los minerales opacos en luz transmitida (magnetita, 
ilmenita), la epidota, los granates e incluso minerales no silicatados,como 
los carbonatos, siempre que sean minerales primarios. 
Tetraedro (SiO4)4– 
 ACTIVIDADES 
3. ¿Qué diferencia hay entre la moda y la norma de una roca ígnea cristalina? Si una roca ígnea contiene cantidades conside-
rables de minerales hidratados, ¿existirán diferencias importantes entre su moda y su norma? 
En la imagen superior, representación de la es-
tructura de un tectosilicato. En la imagen infe-
rior, cristales de cuarzo, un típico mineral félsico. 
Biotita, una mica de color negro. Es un filosilicato 
que forma láminas paralelas por las que se pue-
de dividir fácilmente. Constituye un ejemplo de 
mineral máfico. 
 
 
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Al determinar la composición modal de una roca, la 
suma Q + A + P + F + M debe ser igual, desde lue-
go, al 100 %. Nótese, sin embargo, que los minera-
les de los grupos Q y F son mutuamente excluyen-
tes; es decir, si hay cuarzo en la roca no puede haber 
feldespatoides, y viceversa. Por lo tanto, Q y F no 
pueden ser a la vez distintos de cero. 
Cuando M es menor de 90 % la roca puede identifi-
carse por medio de diagramas triangulares —dia-
gramas QAP o APF, según la roca tenga Q o F— 
que indican qué proporción de cuarzo o de feldes-
patoides hay en la totalidad de minerales félsicos y 
qué porcentaje de los feldespatos son plagioclasas. 
Rocas plutónicas 
Se asume que las rocas plutónicas se forman cuando el magma es forzado 
a intruir a —esto es, a emplazarse en— rocas preexistentes o encajantes 
situadas a gran profundidad en la corteza terrestre, en un proceso que puede 
durar millones de años. A medida que el magma se enfría lentamente en es-
tas grietas y oquedades, se forman cristales de los diferentes minerales que 
crecen hasta que topan con sus vecinos, también en crecimiento. El resulta-
do es una roca de grano grueso, con cristales ajustados unos a otros como 
las piezas de un puzle; es decir, con textura fanerítica. 
Por el contrario, las rocas volcánicas se forman a partir de magma extrui-
do, es decir, emitido en forma de lava por volcanes o por fisuras del fondo 
del océano. Esto significa que se enfría en un tiempo relativamente corto y a 
bajas presiones, por lo que los cristales no tienen tiempo de crecer y la roca 
resultante tiene típicamente textura afanítica o incluso vítrea. 
Existe, desde luego, toda una gradación entre ambos tipos de roca, por lo 
que la delimitación entre ellas obedece a criterios en cierto modo arbitrarios: 
Las rocas plutónicas son rocas ígneas formadas íntegramente por crista-
les —no contienen vidrio— que pueden presentar las siguientes texturas: 
– Fanerítica, con la práctica totalidad de los cristales de tamaño grueso 
o muy grueso. Un ejemplo es el granito. 
– Fanerítica, con cristales de tamaño medio. En este caso, se da a la ro-
ca el mismo nombre que a la de grano grueso de igual composición, 
pero anteponiendo el prefijo micro- (por ejemplo, microgranito). 
– Porfídica, siempre que los cristales que forman la matriz sean visibles 
a ojo desnudo. Se habla, así, de granito porfídico. 
La clasificación modal de las rocas plutónicas se fundamenta, en primer lu-
gar, en el valor del parámetro M (porcentaje de minerales máficos): 
 Si M es igual al 90 % o mayor, se trata de una roca ultramáfica, y se cla-
sifica según la proporción de sus minerales máficos. 
 Si M es menor del 90 %, la roca se clasifica de acuerdo a la proporción 
de sus minerales félsicos, utilizando el diagrama QAP o APF; habitual-
mente ambos se presentan juntos, en forma de diagrama QAPF. 
Textura de un granito. Contiene cristales aproxi-
madamente del mismo tamaño de cuarzo (gris), 
plagioclasa (blanca) y anfíbol o mica (negra). 
Textura de un microgranito. Los cristales verde-
azulados corresponden a piroxenos y anfíboles. 
Textura de un granito porfídico, con grandes fe-
nocristales rosados de ortosa. 
 
 
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Diagrama QAPF para las rocas plutónicas con M < 90 % 
El diagrama QAPF se divide en campos que definen rangos de composición modal para 
diferentes clases de rocas. Por ejemplo, el campo 4 incluye a las rocas que tienen de un 
20 % a un 60 % de cuarzo entre los minerales félsicos y de un 65 % a un 90 % de plagio-
clasas entre los feldespatos. Las rocas con esta moda se llaman granodioritas. 
 1a Cuarzolita 
 1b Roca granítica rica en cuarzo 
 2 Granito de feldespato alcalino 
 3 Granito 
 4 Granodiorita 
 5 Tonalita 
 6 Sienita de feldespato alcalino 
 6a Cuarzosienita de feldespato alcalino 
 6b Sienita foidífera de feldespato alcalino 
 7 Sienita 
 7a Cuarzosienita 
 7b Sienita foidífera 
 8 Monzonita 
 8a Cuarzomonzonita 
 8b Monzonita foidífera 
 9 Monzodiorita / Monzogabro 
 9a Cuarzomonzodiorita / Cuarzomonzogabro 
 9b Monzodiorita foidífera / Monzogabro foidífero 
 10 Diorita / Gabro 
 10a Cuarzodiorita / Cuarzogabro 
 10b Diorita foidífera / Gabro foidífero 
 11 Sienita foídica 
 12 Monzosienita foídica 
 13 Monzodiorita foídica / Monzogabro foídico 
 14 Diorita foídica / Gabro foídico 
 15 Foidolita 
– En cada uno de los campos 9, 9a, 9b, 10, 10a, 10b, 13 y 14 se proyectan dos rocas que se distinguen por la proporción de anortita 
(An) entre las plagioclasas. Así, los términos diorita, cuarzodiorita y similares indican que el porcentaje de anortita no llega al 50 % 
(An0-50), mientras que gabro y términos afines indican que dicho porcentaje es igual o superior al 50 % (An50-100). 
– En la práctica, el término foídico que aparece en los campos 11, 12, 13 y 14 se sustituye por el correspondiente al feldespatoide 
más abundante; por ejemplo, sodalítico o nefelínico. Análogamente, las foidolitas (campo 15), un grupo de rocas bastante poco 
comunes, se nombran según el feldespatoide más abundante: nefelinolita, leucitolita… 
 ACTIVIDADES 
4. La roca de la fotografía adjunta posee cristales de entre 2 y 5 milímetros. La 
observación microscópica ha permitido determinar que consta de un 59,0 % 
de ortosa, un 18,6 % de nefelina, un 0,2 % de sodalita, un 10,1 % de piroxe-
nos, un 7,9 % de eudialita (un silicato de color rojo o marrón), un 0,2 % de ti-
tanita y un 4,0 % de otros silicatos metálicos raros. ¿De qué roca se trata? 
5. Cuando no se conoce con precisión la composición modal, se puede intentar 
encuadrar la roca en una de las siguientes categorías: A) Rocas plutónicas ri-
cas en cuarzo, que abarcan los campos 1a y 1b del diagrama QAPF. B) Ro-
cas graníticas: campos 2, 3, 4 y 5. C) Rocas sieníticas: 6, 6a, 6b, 7, 7a, 7b, 
8, 8a y 8b. D) Rocas dioríticas/gabroicas: 9, 9a, 9b, 10, 10a y 10b. E) Ro-
cas sieníticas foídicas: 11 y 12. F) Rocas dioríticas/gabroicas foídicas: 
13 y 14. G) Rocas foidolíticas: 15. 
Construye un diagrama QAPF «de campo» que contenga estas categorías y da 
una definición de cada una de ellas. 
 
 
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ROCAS ULTRAMÁFICAS (M  90 %) 
 
Peridotitas. Son rocas ultramáficas con más 
de un 40 % de olivino (si el contenido en oli-
vino supera el 90 %, se habla de dunita). Son 
las principales rocas del manto. Podrían te-
ner interés económico como sumidero bara-
to y permanente de CO2 atmosférico. 
 
Piroxenitas. Tienen menos de un 40 % de oli-
vino, y la proporción de piroxenos es supe-
rior a la de hornblenda. A menudo son de 
grano muy grueso. Pueden formarse como 
acumulados por depósito de cristales de pi-
roxeno en la base de la cámara magmática. 
 
Hornblenditas. Tienen menos de un 40 % de 
olivino, y la proporción de hornblenda es su-
perior a la de piroxenos. Son rocas poco fre-
cuentes que forman acumulados. A veces se 
confunden con anfibolitas (metamórficas). 
Algunas rocas plutónicas 
Granitos 
El granito es la roca más representativa de la corteza continental. Más aún, 
es la roca emblemática del propio planeta Tierra, ya que los restantes plane-
tasterrestres —Mercurio, Venus y Marte— se hallan cubiertos de basalto, 
como en el suelo oceánico terrestre. Pero solo en la Tierra se puede encon-
trar esta interesante roca en abundancia. 
Los granitos están 
compuestos esen-
cialmente por fel-
despatos alcalinos 
(ortosa), cuarzo y 
plagioclasas. Estos 
minerales otorgan 
al granito general-
mente colores cla-
ros, que van desde 
rosado a blanco. 
El color de fondo 
claro se halla salpi-
cado por minerales accesorios más oscuros. Los más característicos son la 
mica negra o biotita y la hornblenda. Un granito que contiene moscovita, 
además de biotita, se conoce como granito de dos micas. 
Los granitos afloran formando grandes plutones sobre los continentes, en 
áreas donde la corteza terrestre ha sido fuertemente erosionada. Un plutón 
es, en esencia, una cámara magmática enfriada y convertida en roca. A me-
nudo varios plutones se solapan e intersecan formando grandes masas lla-
madas batolitos, que cubren áreas de más de 100 km2. 
Los granitos son muy resistentes, por lo que se emplean en la construcción 
y como ornamentales, para recubrir edificios y monumentos, reemplazando 
al mármol por ser más resistente a la lluvia ácida. También son muy popula-
res para hacer encimeras y suelos. Es necesario advertir, no obstante, que 
muchos granitos comerciales no son auténticos granitos desde el punto de 
vista geológico, sino rocas graníticas o granitoides, es decir, rocas de los 
campos 2, 3, 4 y 5 del diagrama QAPF. 
Índice de color 
El color de una roca da una idea bas-
tante precisa de su composición mi-
neralógica, ya que muchos minerales 
tienen colores característicos. Concre-
tar el color de una roca de forma ob-
jetiva es, empero, complicado, y se ha 
optado por un objetivo menos ambi-
cioso pero sobradamente adecuado: 
medir la proporción de sus minerales 
con colores «oscuros» y «claros». 
El índice de color sirve a este propósi-
to. Recibe este nombre el parámetro 
M’, que es igual a M —el porcentaje 
de minerales máficos— menos el por-
centaje de moscovita, de apatito, de 
carbonatos primarios y de otros mi-
nerales considerados como «claros». 
Según el rango de valores de M’, las 
rocas ígneas pueden ser: 
 Rango de M’ 
Hololeucocráticas 0 – 10 
Leucocráticas 10 – 35 
Mesocráticas 35 – 65 
Melanocráticas 65 – 90 
Holomelanocráticas 90 – 100 
Granito de dos micas procedente del plutón de 
Carnmenellis, en Cornwall, Inglaterra. 
 
 
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Sienitas 
Son rocas de color claro, compuestas esencialmente por ortosa con peque-
ñas cantidades subordinadas de pla-
gioclasa y poco o nada de cuarzo. Los 
minerales máficos, oscuros, suelen 
ser anfíboles como la hornblenda. 
Son rocas poco comunes y tienen, 
por lo tanto, escasa importancia eco-
nómica, aunque presentan propieda-
des interesantes desde el punto de 
vista industrial, debido a su color rojo 
y a sus a veces intensas irisaciones. 
Dioritas 
Son rocas poco frecuentes, compuestas básicamente por plagioclasa sódica, 
biotita y hornblenda. Al contrario que el granito, la diorita tiene muy poca o 
ninguna cantidad de cuarzo y de feldespato alcalino. 
Las dioritas son extremadamente duras, por lo que es difícil tallarlas. Son tan 
duras que algunas civilizaciones, como la del Antiguo Egipto, utilizaban bo-
las de diorita que arrojaban contra el granito para trabajarlo. Un uso compa-
rativamente frecuente de las dioritas era la realización de inscripciones, co-
mo el famoso Código de Hammurabi, inscrito en un pilar de diorita negra 
en el año 1772 a. C. Las dioritas se han utilizado también frecuentemente 
como pavimento, debido a su durabilidad. 
Gabros 
Los gabros son rocas densas, verdosas o de colo-
res oscuros que, al igual que las dioritas, carecen 
prácticamente de cuarzo y de feldespatos alcali-
nos; solo tienen plagioclasas que, al contario que 
las dioritas, son cálcicas. Los minerales oscuros 
pueden incluir piroxenos, anfíboles y, a veces, bio-
tita, olivino, magnetita y apatito. 
Los gabros están formados habitualmente por 
cristales de grano grueso, todos de tamaño similar. 
A veces, no obstante, se observan gabros porfídi-
cos. Los microgabros, es decir, los gabros de 
grano medio, se conocen como doleritas o dia-
basas, aunque este último nombre tiende a caer 
en desuso. 
Estas rocas se consideran el equivalente plutónico 
de los basaltos. Forman la base de la corteza 
oceánica —el conocido como nivel 3—, y se pue-
den hallar en muchas ofiolitas. Se usan como ro-
cas ornamentales y, bajo el nombre de «granito 
negro», para fabricar lápidas en los cementerios. 
Cuarzomonzonitas 
Son rocas con cantidades aproximadamente iguales de ortosa y de plagiocla-
sas. A menudo se confunden con el granito, pero se diferencian de este por 
su menor cantidad de cuarzo. Como minerales oscuros tienen hornblenda y 
biotita. En los lugares donde abundan se emplean en la construcción. 
Domo de granito que forma parte del batolito de 
Sierra Nevada, en California. 
A la izquierda, ejemplar de diorita. En la imagen de la 
derecha, detalle del Código de Hammurabi. 
Calificadores texturales 
La cantidad de vidrio en una roca vol-
cánica, como el basalto, se indica aña-
diendo al nombre un calificador: 
 % de vidrio 
Basalto con vidrio 0 – 20 
Basalto rico en vidrio 20 – 50 
Basalto vítreo 50 – 100 
Si un basalto presenta cavidades o ve-
sículas formadas al solidificar la lava 
alrededor de burbujas de gas se cono-
ce como basalto vesicular: 
 
Si las vesículas estuviesen rellenas de 
minerales secundarios, como calcita o 
zeolita, sería un basalto amigdaloide. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Rocas ígneas 
Departamento de Biología y Geología 101 
Rocas volcánicas 
El concepto de roca volcánica, como el de los demás tipos de roca, es artifi-
cial, y su delimitación con respecto a otras rocas —plutónicas, volcanoclásti-
cas— obedece a criterios texturales más o menos arbitrarios. 
Las rocas volcánicas son rocas ígneas que presentan mayoritariamente una 
de las dos siguientes texturas: 
 Afanítica, con la práctica totalidad de los cristales de tamaño fino o 
muy fino. Un ejemplo es el basalto. 
 Porfídica, con fenocristales formados al enfriarse parte del magma a 
gran profundidad y una matriz de cristales invisibles a simple vista for-
mados por enfriamiento rápido. Se habla, así, de basalto porfídico. 
Además, una roca volcánica puede poseer cantidades variables de vidrio y 
cavidades o vesículas, lo que hace a veces necesaria la introducción de califi-
cadores —vítrea, vesicular— para describir su textura. 
Las rocas volcánicas se pueden clasificar según su mineralogía modal, si M 
es menor del 90 %, mediante un diagrama QAPF: 
Diagrama QAPF para las rocas volcánicas con M < 90 % 
El diagrama QAPF para rocas volcánicas se divide en los mismos campos que para las rocas 
plutónicas, con las siguientes salvedades: 
– Los campos 1a y 1b no se corresponden con ninguna roca conocida, debido a que la 
alta velocidad de enfriamiento dificulta la cristalización del cuarzo. 
– A los campos 4 y 5 se les asigna el mismo nombre (dacita). Análogamente, en los 
campos 9, 9a, 9b, 10, 10a y 10b se proyectan solo dos rocas: basalto y andesita. 
– El campo 15 (rocas foidíticas) se ha subdividido en tres (15a, 15b y 15c), debi-
do a que estas rocas son relativamente abundantes. 
 2 Riolita de feldespato alcalino 
 3 Riolita 
 4, 5 Dacita 
 6 Traquita de feldespato alcalino 
 6a Cuarzotraquita de feldespato alcalino 
 6b Traquita foidífera de feldespato alcalino 
 7 Traquita 
 7a Cuarzotraquita 
 7b Traquita foidífera 
 8 Latita 
 8a Cuarzolatita 
 8b Latita foidífera 
 9, 10 Basalto / Andesita 
 11 Fonolita 
 12 Fonolita tefrítica 
 13 Tefrita fonolítica / Basanita fonolítica 
 14 Tefrita / Basanita 
 15a Foidita fonolítica 
 15b Foidita tefrítica 
 15c Foidita 
– La distinción entre basalto y andesita (campos 9, 10) puede hacerse utilizando el índicede color M’ o el contenido en sílice (SiO2). 
La distinción entre tefrita y basanita (campo 14) responde a la cantidad de olivino normativo: si es menor del 10 % se trata de una 
tefrita, y si es mayor del 10 % es una basanita. Las mismas consideraciones son válidas para el campo 13. 
– En la práctica, el término foidita que aparece en los campos 15a, 15b y 15c se sustituye por el correspondiente al feldespatoide 
más abundante; por ejemplo, nefelinita, leucitita… 
Las rocas volcánicas sufren un proceso muy rápido 
de solidificación y una importante desgasificación, se 
caracterizan por ser fundamentalmente vítreas y por 
contener numerosos vacuolas (rellenas o no) de 
formas irregulares. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Rocas ígneas 
Departamento de Biología y Geología 102 
A falta de análisis químicos, las rocas con M mayor o igual al 90 % se desig-
nan como ultramafitas. 
Las rocas volcánicas también se pueden clasificar según su mineralogía nor-
mativa o según la clasificación «de campo» que se propone en la actividad 8. 
Históricamente, los sistemas de clasificación de las rocas volcánicas usaban 
como criterio fundamental el contenido en sílice (SiO2) al ser el silicio y el 
oxígeno elementos mayoritarios en un magma. Destacan dos enfoques: 
 Acidez/basicidad. En el siglo XIX se pensaba que los silicatos eran sa-
les del ácido silícico, y que este, a su vez, se producía por hidratación 
del dióxido de silicio, según la reacción SiO2 + 2 H2O → H4SiO4. 
Por esta razón, las rocas con más de un 63 % en SiO2 se denominaron 
rocas ácidas; las rocas con un contenido en sílice entre 52 % y 63 % se 
llamaron intermedias; las rocas con un 45 % a un 52 % de SiO2 se clasi-
ficaron como básicas, y las que tenían menos de 45 %, ultrabásicas. 
Hoy se sabe que los silicatos no se forman por precipitación de sales del 
ácido silícico, sino por polimerización de tetraedros (SiO4)4–, pero la ter-
minología «ácido/básico» ha arraigado con fuerza y sigue usándose. 
 Saturación en sílice. La saturación en sílice mide también la concentra-
ción de SiO2, pero no en términos absolutos, sino en relación con otros 
elementos que se combinan con la sílice para formar silicatos. 
– Si en un magma hay déficit de SiO2 respecto al contenido en Na2O, 
K2O y otros óxidos, solo se podrán formar minerales como los fel-
despatoides o el olivino, que requieren menos sílice en sus estructuras 
que los feldespatos. Se dice entonces que el magma, y la roca resultan-
te, están subsaturados en sílice. 
– Si hay exceso de SiO2 —si el magma está sobresaturado en sílice—, 
se combinará en la mayor proporción posible con los óxidos disponi-
bles y formará feldespatos, y aún sobrará SiO2 para formar cuarzo li-
bre. Todas las rocas con cuarzo normativo están, pues, sobresaturadas. 
– Se dará una situación intermedia si el magma está saturado en sílice, 
esto es, si hay la cantidad justa de SiO2 para que se formen feldespa-
tos y no feldespatoides, pero sin que sobre para formar cuarzo. 
Rocas volcánicas más comunes 
Basaltos 
Son rocas pobres en sílice —concretamente, son básicas—, de color oscuro 
y comparativamente ricas en hierro y magnesio. Muchos basaltos tienen tex-
tura afanítica o incluso vítrea, pero lo más frecuente es que exhiban una tex-
tura porfídica, con grandes fenocristales de olivino, augita o plagioclasa. 
Los basaltos son las rocas volcánicas más comunes. La corteza oceánica está 
mayoritariamente hecha de basalto, y sobre los continentes puede formar 
extensas coladas, como los traps del Decán, en la India. Al enfriarse forma a 
veces columnas hexagonales que se usan para adoquinado. 
De acuerdo con el grado de saturación en sílice, los basaltos se dividen en: 
 Basaltos alcalinos, con exceso de metales alcalinos (Na2O + K2O) con 
respecto a sílice. Es decir, son rocas subsaturadas en sílice; precisamente, 
se definen como aquellos basaltos cuya norma contiene el feldespatoide 
nefelina. Son típicos de regiones de la corteza continental en proceso de 
rifting y de islas oceánicas como Hawái, Madeira o Ascensión. 
Un feldespatoide común como la ne-
felina (NaAlSiO4) se puede considerar 
formado, desde el punto de vista nor-
mativo, por la combinación de: 
½ Na2O + ½ Al2O3 + SiO2 → NaAlSiO4 
La albita (NaAlSi3O8), un feldespato, 
requiere dos SiO2 adicionales: 
½ Na2O + ½ Al2O3 + 3 SiO2 → NaAlSi3O8 
Por tanto, si en un magma hay poco 
SiO2 respecto al contenido en Na2O se 
formará preferentemente nefelina. 
Las ultramafitas, que no se podían clasificar con 
el diagrama QAPF, equivalen a las llamadas ro-
cas de alto magnesio, que tampoco se pueden 
clasificar con el esquema TAS. 
Revisten interés especial las komatiítas, ya que 
prácticamente solo se formaron durante el Ar-
caico, cuando la temperatura del manto era su-
perior a la actual. Destaca la presencia de gran-
des cristales de olivino en forma de cuchillos. 
En la imagen superior, basalto con fenocristales 
de olivino. 
En la imagen inferior, columnas de basalto. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Rocas ígneas 
Departamento de Biología y Geología 103
 Basaltos subalcalinos, con igual concentración en sílice que los basal-
tos alcalinos pero menor contenido Na2O + K2O. Sin nefelina normati-
va, y pueden ser saturados o sobresaturados en sílice. Este grupo incluye 
los basaltos toleíticos, característicos de los fondos oceánicos y de las 
coladas continentales, los basaltos calcoalcalinos o ricos en aluminio, 
propios de los arcos volcánicos de las zonas de subducción, y los basal-
tos de dorsal mesoceánica o MORB (de Mid-Ocean Ridge Basalt). 
Andesitas 
Son rocas de color gris a pardo-rojizo, que a veces tienen grandes fenocris-
tales de plagioclasa. Son, tras los basaltos, las rocas volcánicas más abundan-
tes; de hecho, la composición media de la corteza continental es andesítica. 
Son los equivalentes extrusivos de las dioritas. Su nombre hace referencia a 
su presencia en los Andes. Las andesitas se usan como áridos, adoquines… 
Dacitas 
Las dacitas son variedades de andesitas ricas en cuarzo —frecuentemente en 
forma de fenocristales y responsable de los colores claros de estas rocas—. 
Contienen también fenocristales de plagioclasa y anfíbol. Son el equivalente 
volcánico de las granodioritas. En general, no se utilizan como áridos, pero 
durante la prehistoria se utilizaron como puntas de flecha y raspadores. 
Riolitas 
Estas rocas, de color gris a rojizo, son equivalentes volcánicos de los grani-
tos —sus minerales esenciales son cuarzo, feldespatos alcalinos y plagiocla-
sas—. La biotita y la hornblenda son minerales accesorios comunes. Pueden 
tener textura desde vítrea y afanítica a porfídica. Son muy comunes y se em-
plean tradicionalmente como recubrimientos, en adoquinados... 
 ACTIVIDADES 
6. Una roca volcánica contiene un 25 % de plagioclasas, un 5 % de hornblenda, un 8 % de piroxenos y un 1 % de biotita en 
forma de fenocristales, además de una matriz formada por un 44 % de plagioclasas, un 4 % de piroxenos, un 5 % de mi-
nerales secundarios y un 8 % de vidrio. Según el análisis químico contiene un 54 % de SiO2. ¿De qué roca se trata? 
7. Cuando no se conoce con precisión la composición modal ni es factible hacer análisis químicos, se puede intentar encua-
drar la roca volcánica en una de las siguientes categorías: A) Rocas riolíticas, que abarcan los campos 2 y 3 del diagrama 
QAPF. B) Rocas dacíticas: campos 4 y 5. C) Rocas traquíticas: 6, 6a, 6b, 7, 7a, 7b, 8, 8a y 8b. D) Rocas andesíti-
cas/basálticas: 9 y 10. E) Rocas fonolíticas: 11 y 12. F) Rocas tefríticas: 13 y 14. G) Rocas foidíticas: 15a, 15b y 15c. 
 Construye un diagrama QAPF «de campo» que contenga estas categorías y da una definición de cada una de ellas. 
Imagen superior, losas de andesita. 
Imagen central, fragmento de dacita y punta de 
flecha realizada con esta roca. 
En la imagen inferior, muro de una edificación in-
ca (Perú) construido con riolita. 
Las rocas plutónicas y las rocas volcánicas seclasi-
fican por separado, aunque cada término plutóni-
co tiene su equivalente volcánico y viceversa. 
La siguiente tabla presenta las rocas plutónicas y 
volcánicas más comunes, clasificadas en función 
de sus características principales (composición 
mineralógica esencial y textura). 
 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Rocas ígneas 
Departamento de Biología y Geología 104 
Rocas ígneas cristalinas «exóticas» 
Son rocas ígneas cristalinas con una composición mineral o química lo sufi-
cientemente atípica como para que no se pueden ser clasificadas con dia-
gramas QAPF o con métodos químicos. Son muy escasas, pero atraen la 
atención de los geólogos por sus inusuales características. 
Carbonatitas 
Son rocas en cuya moda hay más de un 50 % 
de carbonatos primarios. Además, pueden 
poseer minerales raros, algunos de importan-
cia económica como el uranio, titanio, torio, 
vanadio… 
Suelen presentarse como pequeños pitones 
volcánicos vinculados a complejos intrusivos 
alcalinos de zonas de rift continentales. 
Kimberlitas 
Son rocas ultrabásicas, ricas en potasio y vo-
látiles —fundamentalmente CO2—, que ex-
hiben grandes cristales de hasta 20 centíme-
tros de olivino, granate, cromita, ilmenita o 
diópsido, inmersos en una matriz de grano 
fino a base de olivino, serpentina, carbona-
tos, espinela… 
Las kimberlitas toman su nombre de la ciu-
dad de Kimberley, en Sudáfrica, y se presen-
tan en estructuras verticales denominadas 
chimeneas de kimberlita. 
Se acepta que se formaron en el manto a 
grandes profundidades, de entre 150 y 450 
kilómetros, donde la forma más estable del 
carbono es el diamante. De hecho, las kim-
berlitas son propensas a alojar xenolitos de diamante y son, por tal razón, la 
fuente primaria de estos minerales más importante a escala mundial. 
Lamproítas y lamprófidos 
Las lamproítas proceden de materiales del manto. Son ricas en titanio con 
clinopiroxeno, anfibol y sanidina. También presentan xenolitos. 
Los lamprófidos se caracterizan por tener entre fenocristales sólo minerales 
ferromagnésicos, comúnmente biotita y anfíbol aunque también puede ha-
ber augita y olivino. 
Otras rocas ígneas 
Para describirlas, hay que acudir a cri-
terios como su relación con otras ro-
cas en el campo (pegmatitas y aplitas) 
o su textura (pórfidos y obsidiana: 
Pegmatitas. Son rocas con cristales 
de grano muy grueso que se disponen 
en venas o diques. Pueden concen-
trar minerales de interés económico, 
como topacio o berilo. 
 
Aplitas. Son similares a las pegmati-
tas, pero de grano fino, resultantes de 
un rápido proceso de cristalización. 
Pórfidos. Son rocas que presentan 
grandes fenocristales (formación len-
ta y en profundad) inmersos en una 
matriz de grano fino y de composición 
indefinida (formación rápida y super-
ficial. Se emplean con los mismos fi-
nes que los granitos. 
 
 
 
 
 
 
Obsidiana. Se designa por este nom-
bre a una roca volcánica de textura ví-
trea, de color oscuro, con fractura 
concoidea. En general su contenido 
en agua es inferior al 1 %. 
 
 
 
 
 
 ACTIVIDADES 
8. En el texto se indica que los basaltos son rocas básicas, pobres en sílice, pero más adelante se señala que algunos tipos de 
basalto pueden estar incluso sobresaturados en sílice. ¿Hay una contradicción entre estas dos afirmaciones? 
9. ¿Se puede establecer alguna correspondencia entre la clasificación de las rocas por su saturación en sílice y la clasificación 
basada en su mineralogía modal? 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Magmatismo 
Departamento de Biología y Geología 105 
 
Ambientes magmáticos y magmas 
Aunque las rocas ígneas se localizan en muchas partes del globo, su forma-
ción está en realidad restringida a unos pocos ambientes magmáticos que 
reúnen las condiciones fisicoquímicas y geológicas necesarias para que algu-
nas rocas preexistentes se fundan y formen magmas, y para que estos evo-
lucionen, 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 super-
ficie; el resto vuelve a convertirse en roca en el interior de la Tierra. 
La contribución relativa de cada ambiente al magmatismo terrestre no se ha-
lla en consonancia con la variedad de tipos de magma que se produce en ca-
da uno de ellos. La mayoría de los magmas consisten en un fundido caliente 
o disolución mutua de iones simples, iones complejos y moléculas. 
 Iones simples. Los más abundantes en un magma son cationes con una 
o dos cargas, como Na+, K+, Ca2+, Mg2+ y Fe2+. Los aniones simples, co-
mo F−, Cl− y O2−, suelen estar presentes en mucha menor cantidad. 
 Iones complejos. Los cationes simples pueden moverse libremente y no 
ocupan posiciones fijas con respecto a otros iones. En contraste, los ca-
tiones más cargados, en particular Si4+, Al3+ y Fe3+, están rodeados por 
aniones como O2− y forman complejos iónicos relativamente estables, ta-
les como (SiO4)4−, (AlO4)5− y (FeO6)9−. 
 Moléculas. El magma contiene también H2O, HCl, HF, H2S, CO2 y 
otras sustancias moleculares volátiles, generalmente en equilibrio con 
formas ionizadas como (OH)−, Cl−, F− y (CO3)2−. 
Los complejos (SiO4)4− y (AlO4)5− tienen tendencia a polimerizar, compar-
tiendo átomos de oxígeno. El grado de polimerización y la presencia de vo-
látiles son los factores principales de los que dependen las propiedades de 
los magmas, como su densidad, su viscosidad y su modo de extrusión. 
Aunque la inmensa mayoría de los magmas son 
ricos en minerales silicatados, las lavas emitidas 
por el volcán Ol Doinyo Lengai, en Tanzania (arri-
ba), están enriquecidas en dos raros carbonatos 
de sodio y potasio. Se trata de las únicas lavas 
productoras de carbonatitas (abajo) erupciona-
das en tiempos históricos. 
Debido a tan atípica composición, la temperatu-
ra de dichas lavas es la más baja del mundo en el 
momento de la erupción: de 500 a 600 °C, frente 
a los casi 2000 °C de las lavas convencionales. 
Principales ambientes magmáticos en el marco 
de la tectónica de placas y magmas asociados. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Magmatismo 
Departamento de Biología y Geología 106 
Estructuras generadas por la actividad magmática 
La viscosidad, el inverso de la fluidez, puede variar en muchos órdenes de magnitud de un magma a otro. Por ejemplo, 
la viscosidad de los magmas toleíticos a 1200 ºC es similar a la del kétchup —entre 10 000 y 100 000 veces superior a la 
del agua a temperatura ambiente—, mientras que los magmas riolíticos a 800 ºC son unos 100 000 millones de veces más 
viscosos que el agua. Los factores responsables de estas enormes diferencias de viscosidad son, entre otros: 
 El contenido en SiO2. La sílice consta de tetraedros 
(SiO4)4− que comparten todos sus oxígenos con tetrae-
dros vecinos. Por tanto, cuanto mayor sea el conteni-
do en SiO2 de un magma mayor será su grado de poli-
merización y su resistencia a fluir. Es decir, los mag-
mas más ácidos serán también los más viscosos. 
 El contenido en volátiles. La presencia de volátiles, 
en especial de H2O y HF, puede reducir drásticamen-
te la viscosidad de un magma, incluso la de uno muy 
ácido. Se atribuye este efecto a la ruptura de puentes 
Si–O–Si entre tetraedros, lo que deja polímeros de ta-
maño reducido que se mueven más fácilmente. 
 ACTIVIDADES 
10. La viscosidad de un magma crece a medida que desciende la temperatura. Por ejemplo, la viscosidad de un magma riolíti-
co a 800 ºC es mil veces superior a la de ese mismo magma a 1200 ºC. Explica por qué. 
11. ¿Cómo influye sobre la viscosidad de un magma la presencia en él de cristales en suspensión? 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Magmatismo 
Departamento de Biología y Geología 107 
El comportamiento de un magmacomo fluido, la difusión de materiales a su través, el crecimiento de cristales en su se-
no y las estructuras que forman las rocas ígneas resultantes de su enfriamiento —en especial los edificios volcánicos—, 
así como la explosividad de las erupciones, están fuertemente condicionados por la viscosidad del magma: 
 Los magmas fluidos favorecen el crecimiento de gran-
des cristales, como los de las pegmatitas, y pueden re-
correr largas distancias en la superficie antes de solidi-
ficarse. Por el contrario, el crecimiento de cristales es 
muy limitado en los magmas viscosos; estos magmas 
suelen generar vidrios al enfriarse, cosa que ocurre rá-
pidamente en cuanto alcanzan la superficie. 
 El gas disuelto en los magmas fluidos forma burbujas 
de gran tamaño, que migran con facilidad hacia arriba 
y, conforme escapan, impulsan la lava incandescente, 
produciendo solo espectaculares fuentes de lava. Pero 
en los magmas viscosos las burbujas crecen y se mue-
ven con dificultad, por lo que se produce una sobre-
presión que genera violentas explosiones. 
 ACTIVIDADES 
12. Los estratovolcanes tienen pendientes pronunciadas y su tamaño suele ser menor que el de los volcanes en escudo. Expli-
ca estas diferencias. ¿Cuál de los dos tipos de volcán representa un mayor peligro para las poblaciones cercanas? 
13. ¿De qué factores podría depender la frecuencia con que se producen erupciones en un volcán? 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Magmatismo 
Departamento de Biología y Geología 108 
Formación de magmas primarios 
Los procesos magmáticos, la formación de magmas y su evolución a lo largo 
de la historia geológica, son responsables de muchos procesos que han mo-
delado el globo terrestre. Los magmas restauran la corteza oceánica destrui-
da en las fosas oceánicas, forman montañas y continentes y proporcionan 
nutrientes esenciales para el metabolismo de plantas y animales. 
¿De dónde provienen los magmas? 
Los magmas son en esencia líquidos con volátiles disueltos y algunos crista-
les en suspensión. Estas no proceden del núcleo externo líquido, cuya na-
turaleza metálica no guarda relación con la composición silicatada de la ma-
yoría 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 man-
to son sólidos. Ello puede resultar sorprendente, habida cuenta del rápido 
aumento de la temperatura con la profundidad —el gradiente geotérmi-
co— que eventualmente debería conducir a que se superara el punto de fu-
sión de los materiales, sobre todo en el manto. Sin embargo: 
– Una roca contiene, en general, varios minerales, cada uno con su pro-
pio punto de fusión. Por esta razón, la roca presenta un intervalo de 
fusión comprendido entre los puntos de solidus y de liquidus, esto 
es, las temperaturas a las que funden el mineral más fusible y el más 
refractario, respectivamente. En dicho intervalo habrá una mezcla de 
masa fundida y no fundida, como en un granizado de limón. 
– El punto de fusión aumenta con la presión. Por tanto, una roca ten-
drá un punto de solidus y otro de liquidus para cada presión; la unión de 
estos puntos dibujará una curva de solidus y una curva de liquidus, 
respectivamente, en el diagrama de fases de la roca. 
– El diagrama de fases de las rocas de la corteza y el manto, determina-
do experimentalmente, muestra que su curva de solidus está normal-
mente siempre «a la derecha» de la geoterma. En condiciones norma-
les, pues, la corteza y el manto son sólidos y, por tanto: 
Para que se forme un magma es preciso, bien aumentar localmente el gra-
diente geotérmico, bien reducir la temperatura de solidus de las rocas. 
En ambos casos, lo único que se requiere es que en alguna parte de la Tierra 
la temperatura definida por la geoterma esté situada en el intervalo de fu-
sión parcial de las rocas. La fusión parcial es más probable que la fusión to-
tal de la roca, ya que necesita un menor aumento de temperatura o una me-
nor disminución del punto de solidus. El líquido así generado, al que se de-
nomina magma primario, se separa con facilidad del residuo sólido, ya que 
los líquidos son, en general, menos densos que los sólidos. 
Representación gráfica del intervalo de fusión 
de una roca. Se produce anatexia o fusión par-
cial si su temperatura supera el punto de solidus, 
y fusión total cuando supera el de liquidus. 
La temperatura a la que se funden las rocas au-
menta con la presión y, por tanto, con la profun-
didad. Ello se debe a que, al fundir una roca, su 
volumen aumenta, y para acomodarla es necesa-
rio apartar a las rocas vecinas. Si la presión que 
ejercen dichas rocas aumenta, se necesitará más 
energía para separarlas y, por tanto, mayor tem-
peratura para fundir la roca. 
 ACTIVIDADES 
14. Salvo los magmas riolíticos y andesíticos, la composición de la mayoría de los magmas es esencialmente basáltica. ¿Po-
drían originarse estos magmas por fusión de la corteza oceánica, formada por basaltos? 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Magmatismo 
Departamento de Biología y Geología 109
Aumento local de la temperatura 
La primera de las dos condiciones suficientes para que se forme un magma 
primario —el incremento local del gradiente geotérmico— puede materiali-
zarse en respuesta a mecanismos como los siguientes: 
 Calentamiento radiogénico. La desintegración de 235U, 238U, 232Th y 
40K es responsable de gran parte del calor interno terrestre y, por tanto, 
del propio gradiente geotérmico. Una concentración anormalmente alta 
de estos elementos en la corteza o en el manto podría provocar un calen-
tamiento adicional a escala local, y en esa zona la geoterma se aproxima-
ría a la curva de solidus. Sin embargo, esas concentraciones anómalas son 
raras, y generalmente insuficientes para fundir las rocas. 
 Calentamiento por efecto de cizalla. Está causado por la fricción entre 
láminas adyacentes que se mueven a distinta velocidad; por ejemplo, en-
tre la base de la litosfera y el manto subyacente, o entre dos placas en una 
zona de subducción. Si el calor generado se disipa lentamente, se puede 
producir un aumento local de la temperatura por encima del solidus. 
 Calentamiento por descompresión. Este es probablemente el meca-
nismo más habitual. Ocurre cuando se forman fracturas profundas en la 
corteza que permiten expandirse a las peridotitas del manto subyacente, 
como en las dorsales, o cuando las rocas de un penacho térmico ascien-
den porque han sido calentadas y su densidad es menor. 
Estas situaciones equivalen a un enfriamiento adiabático —es decir, sin 
pérdida ni ganancia de calor— en el que la roca se enfría ligeramente al 
expandirse en respuesta a una disminución de la presión. Sin embargo, su 
temperatura es todavía superior a la de su entorno y, así, la descompre-
sión provoca una elevación del gradiente geotérmico local. 
La fusión de la roca se inicia cuando la nueva geoterma cruza la curva de 
solidus de la peridotita. El proceso consume la energía interna de la propia 
peridotita, por lo que la roca parcialmente fundida se enfría y se «des-
plaza lateralmente» hacia la curva de solidus. Un posterior ascenso de la 
peridotita podría provocar un nuevo episodio de fusión. 
 Calentamiento por intrusión de otro magma. La elevada densidad de 
los magmas de composición basáltica generados en el manto limita su as-
censo por la corteza continental y les obliga a emplazarse en profundi-
dad. Al enfriarse lentamente liberan su calor latente de cristalización, que 
aumenta la temperatura local. Sucesivas intrusiones de magmas basálticos 
en la misma zona podrían terminar por desplazar la geoterma hasta inter-
sectar la curva de solidus, fundiendo parcialmente la corteza. 
Disminución del punto de solidus 
El desplazamiento de la curva de solidus hacia la izquierda en el diagrama de 
fases se debe fundamentalmente a un mecanismo: 
 Adición de volátiles. La cortezaoceánica es rica en minerales hidrata-
dos, resultantes del contacto del basalto con el agua de mar. Además, re-
cibe un aporte continuo de sedimentos, muchos de los cuales consisten 
en minerales de arcilla, que contienen agua, y carbonatos. 
Al subducir la corteza, la creciente temperatura altera tanto el basalto co-
mo los sedimentos, liberando agua de los minerales hidratados y CO2 de 
los carbonatos. La adición de estas fases fluidas a la litosfera que subduce 
o al manto de la placa cabalgante puede reducir los puntos de solidus y de 
liquidus lo suficiente como para provocar su fusión parcial. 
Curvas de solidus y de liquidus de las peridotitas 
en una zona de subducción. El agua desplaza las 
curvas a la izquierda, y las rocas que queden a su 
derecha se fundirán. 
Desplazamiento de la geoterma debido a la des-
compresión de una roca que retiene casi toda la 
energía térmica a medida que asciende, incre-
mentando la temperatura en los alrededores. 
El agua puede romper los enlaces Si–O de los si-
licatos, facilitando su fusión. Ello se debe a que 
los iones OH– sustituyen a los iones O2–. Mientras 
que cada O2– se une a dos iones Si4+, los OH– solo 
pueden enlazar con uno. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Magmatismo 
Departamento de Biología y Geología 110 
Magmas primarios 
Diferentes grados de fusión parcial pueden dar como resultado magmas pri-
marios de distinta composición. Las diferencias dependen críticamente del 
tiempo que dure la fusión y de la velocidad de ascenso; además, la presión a 
la que ocurre la fusión y la presencia de minerales accesorios hidratados en 
la roca contribuyen a incrementar la diversidad de magmas primarios, que 
típicamente se asocian con diversos ambientes magmáticos: 
 Magmas toleíticos. Son magmas basálticos subalcalinos que se for-
man al fundirse por descompresión entre un 15 % y un 30 % de las peri-
dotitas del manto bajo las dorsales, en puntos calientes asociados a gran-
des coladas basálticas y en diversas islas oceánicas. 
A veces se emplazan magmas toleíticos en las zonas de subducción, cerca 
de la fosa oceánica y atravesando el prisma de acreción. El proceso ocu-
rre por fricción entre placas y la subsiguiente adición de volátiles. 
 Magmas alcalinos. Estos magmas basálticos se forman también por 
descompresión del manto, pero el porcentaje de fusión es menor que en 
los magmas toleíticos debido a que se originan a mayores profundidades, 
donde las peridotitas han tenido poco tiempo para fundirse. Están aso-
ciados a ambientes intraplaca, como islas oceánicas y sistemas de rift. 
 Magmas riolíticos. Son magmas de composición similar a la del grani-
to, producidos por fusión parcial de la corteza continental. Se discute el 
mecanismo de su génesis, que puede ser muy variado: en los orógenos de 
colisión podría estar relacionado con el calentamiento por efecto de ciza-
lla en la litosfera engrosada, mientras que en los orógenos marginales po-
dría deberse al calentamiento por intrusión de magmas basálticos. 
 Magmas ultrabásicos. Se conoce un cierto número de magmas prima-
rios «exóticos», caracterizados por un grado variable de saturación en síli-
ce y por su elevado contenido en potasio, muy escasos pero de gran im-
portancia geológica y económica por ser los magmas de los que derivan 
rocas como las carbonatitas, las kimberlitas y las lamproitas. 
Formación de magmas derivados 
Cuando la fusión parcial de la roca alcanza un cierto volumen —estimado 
en más del 7 %— el magma primario formará una red de fluidos interco-
nectados entre los granos no fundidos. Al ser menos denso que la roca ten-
derá a ascender a través de intersticios y fracturas, separándose así de la roca 
madre. En general el ascenso es lento, y a menudo no llega a alcanzar la su-
perficie, sino que se acumula a pocos kilómetros de profundidad en las lla-
madas 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 origi-
nado 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. 
Además, a medida que el magma asciende a la superficie y se enfría puede 
sufrir procesos que cambien su composición y que se conocen con el nom-
bre genérico de diferenciación magmática. El resultado es la formación 
de un magma distinto, llamado magma derivado. Los principales mecanis-
mos de diferenciación magmática son la cristalización fraccionada, la asi-
milación magmática y la mezcla de magmas. 
¿Hay otros magmas primarios? 
A veces es difícil decidir si un determi-
nado magma es un magma primario o 
un magma derivado. Dos de ellos, en 
particular, son objeto de debate: 
Magmas calcoalcalinos 
Son magmas muy abundantes en los 
arcos volcánicos de los bordes con-
vergentes (en cambio, los magmas to-
leíticos, en el caso de que se presen-
ten en estas regiones, estarían más li-
gados al prisma de acreción). 
Se trata de magmas basálticos subal-
calinos, pero tienen mayor contenido 
en Al2O3 y menor contenido en mag-
nesio y hierro que los magmas toleíti-
cos. Son también magmas muy ricos 
en agua, lo que sugiere que su origen 
está relacionado con la fusión parcial 
del manto por adición de agua libera-
da desde la placa en subducción. 
Sin embargo, es justamente su simili-
tud con los magmas toleíticos la que 
ha llevado a pensar que los magmas 
calcoalcalinos podrían no ser auténti-
cos magmas primarios, sino magmas 
toleíticos que han sufrido un tempra-
no proceso de diferenciación que ha 
eliminado minerales ricos en hierro. 
Magmas andesíticos 
Los magmas andesíticos son también 
característicos de los bordes conver-
gentes, pero se trata de magmas más 
ácidos que los calcoalcalinos. Ya que 
la fusión parcial del manto no parecía 
capaz de producir este tipo de mag-
mas, se sugirió que podrían proceder 
de la fusión parcial de la propia corte-
za oceánica en subducción, y en este 
caso serían magmas primarios. 
Sin embargo, la concentración de ele-
mentos traza medida en estos mag-
mas no es consistente con su origen a 
partir de la corteza oceánica. Por ello, 
muchos geólogos prefieren pensar en 
su génesis por diferenciación de mag-
mas de composición basáltica: al cris-
talizar los minerales máficos y ser eli-
minados del magma, la composición 
del magma dejaría de ser basáltica, y 
su contenido en sílice se elevaría. Se 
ha sugerido también que podrían ser 
el resultado de una mezcla de mag-
mas basálticos y riolíticos. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Magmatismo 
Departamento de Biología y Geología 111 
Cristalización fraccionada 
A medida que un magma se enfría y alcanza el equilibrio termodinámico con 
su entorno, los diferentes minerales comienzan a cristalizar a distintas tem-
peraturas 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 tem-
peratura, 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: 
 
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 sóli-
da, 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 cristalizande forma abrupta cuando la tem-
peratura, a medida que desciende, alcanza el valor adecuado. 
Nótese que los minerales que cristalizan a altas temperaturas (olivino, pi-
roxeno) son ricos en magnesio y hierro y relativamente pobres en silicio, 
mientras que los que cristalizan a las temperaturas más bajas (cuarzo, or-
tosa, moscovita) son ricos en silicio y aluminio. 
Si el magma estuviese en reposo, este proceso de cristalización fracciona-
da 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 for-
man, 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 acumu-
lados que pueden concentrar cantidades significativas de minerales de inte-
rés económico, como magnetita, cromita, níquel, cobalto… Acumulado de minerales félsicos y máficos. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Magmatismo 
Departamento de Biología y Geología 112 
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 conta-
minación se produce en los dos sentidos: a veces los volátiles disueltos en el 
magma pueden reaccionar con las paredes de la cámara magmática, produ-
ciendo 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 pue-
den agitar ambos magmas y generar una mezcla de composición intermedia. 
Sin embargo, si la composición de ambos magmas es muy distinta —por 
ejemplo, basáltico y riolítico—, el contraste de temperatura, densidad y vis-
cosidad 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 inclu-
so llegar a cristalizar. La presión ejercida por este magma puede romper al 
que queda debajo, que liberará bruscamente sus abundantes volátiles, llegan-
do a producir una explosión paroxística. 
Series de rocas ígneas 
Los procesos de diferenciación magmática generan magmas que van evolu-
cionando. Las rocas que se producen por solidificación de las distintas eta-
pas 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 ex-
perimentan 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 su-
fren 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 diferen-
ciación de un magma basáltico. 
 Serie alcalina. A partir de magmas alcalinos se forman basaltos alcali-
nos —los basaltos insulares oceánicos (OIB, por el acrónimo en in-
glés) de muchas islas oceánicas—, traquibasaltos, fonolitas y riolitas, 
con cantidades crecientes de silicio, sodio y potasio. 
 ACTIVIDADES 
15. En muchos arcos volcánicos de composición andesítica se han detectado acumulados de minerales máficos, como olivino 
y anfíboles, en la base de la corteza. ¿Qué implicaciones tiene este hallazgo de cara al origen de los magmas andesíticos? 
16. ¿Por qué se producen magmas riolíticos en los orógenos pero no se producen en las dorsales oceánicas? 
Granitos calcoalcalinos en La Pedriza de Manza-
nares (Madrid), que forma parte de un batolito 
del Sistema Central. 
Monzogabro nefelínico. Se trata del equivalente 
plutónico de un basalto alcalino, formado por 
nefelina y plagioclasa, con cantidades menores 
de feldespato alcalino. 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Metamorfismo 
Departamento de Biología y Geología 113 
 
En los apartados anteriores hemos visto cómo a partir de una masa fundida 
se formaban rocas sólidas que posteriormente pueden transformarse. 
Las transformaciones de las rocas en estado sólido se pueden realizar a tem-
peraturas y presiones ambientales como sería el caso de la meteorización, a 
temperatura y presiones bajas (unos 150 ºCelsius y de uno a mil atmósferas 
de presión) que sería el caso de la diagénesis, a temperatura y/o presiones 
altas (de 150 a 800 ºCelsius y de 1 a 12 kilobares) en el caso del metamor-
fismo. 
Se denomina metamorfismo a la transformación —sin cambio de esta-
do, de estructura o de la composición química o mineral— de una roca 
cuando queda sometida a condiciones de temperatura, presión o fluidos 
distintas de las que la originaron. 
La condición esencial es que estas nuevas condiciones no lleguen a fundir la 
roca. Dejando a un lado esta condición, la separación entre rocas sedimenta-
rias y metamórficas, y entre las metamórficas y magmáticas no es nítida, ya 
que las transformaciones de una roca a otra tienen lugar a través de proce-
sos graduales y progresivos que dependen de los factores que intervienen. 
Factores del metamorfismo 
Diversos factores intervienen en la formación de las rocas metamórficas. 
 Temperatura. Aumenta con la profundidad y también por la proximi-
dad de la roca a un foco magmático. Para que haya metamorfismo, la 
temperatura debe estar situada entre los siguientes límites: 
– Límite inferior. Se sitúa a unos 150 ºC. Por debajo de esta tempera-
tura ya no se hablaría de metamorfismo, sino de diagénesis, es decir, 
de los cambios que experimenta un material a medida que es enterra-
do hasta convertirse en una roca sedimentaria. 
– Límite superior. Corresponde a la temperatura a la que da comienzo 
la fusión de las rocas (típicamente entre 700 y 900 ºC), ya que a partir 
de este punto se originaría una roca magmática, no metamórfica. 
 Presión. Aumenta gradualmente con la profundidad. Esta presión ejer-
cida sobre la masa rocosa por los materiales suprayacentes (sedimentos, 
otras rocas y agua), se 
llama presión de carga y 
es dirigida en todas las di-
recciones con igual valor. 
El incremento de presión 
también puede deberse a 
esfuerzos dirigidos co-
mo los que se producen en los límites convergentes de placas. 
El resultado en ambos casos es que los minerales se reorientan en direc-
ción perpendicular a las fuerzas actuantes y se produce foliación. 
Migmatitas 
En los ambientes más extremos, in-
cluso las rocas más estables experi-
mentan cambios. Por ejemplo, si la 
temperatura aumenta lo suficiente la 
roca puede comenzar a fundirse. 
Sin embargo, recordemos que en ge-
neral las rocas están formadas por va-
rios minerales, y estos se funden a di-
ferentes temperaturas por lo que la 
roca se funde parcialmente dando lu-
gar a una migmatita. 
En la imagen inferior podemos obser-
var un bloque de migmatita. 
Las bandas más oscuras contienen 
minerales máficos, como anfiboles o 
la biotita, y constituyen el componen-
te metamórfico. Las bandas más cla-
ras (cuarzo y feldespato) son las que 
provienen del material que ha crista-
lizado fruto de la fusión parcial. La 
porción de roca que tiene un color in-
termedio suele ser una parte más o 
menos sin alterar de la roca original 
(protolito) de la que procede la mig-
matita. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Si la roca se funde totalmente se for-
ma un magma cuya cristalización 
conduce a la formación de un granito 
de anatexia (proceso de regeneración 
de magma mediante la fusión de ro-
cas preexistentes). 
 
 
 
 
 
 
Unidad 3 Magmatismoy metamorfismo Metamorfismo 
Departamento de Biología y Geología 114 
 Presencia de fluidos. Los fluidos, como el CO2 y H2O, que rellenan 
los poros de las rocas están sometidos a la misma presión que los mine-
rales: la presión de carga. Pero ellos mismos ejercen presión contra los 
minerales. Esta presión es igual a la presión de carga, pero si se produce 
un incremento de temperaturas favorece reacciones con desprendimien-
tos de agua y de CO2; se crea una sobrepresión interna en la roca, a no 
ser que los gases escapan por las grietas de las rocas. El límite de esta 
sobrepresión bien dado por la resistencia de la roca; al superarlo, se 
fractura y los gases escapan. 
La presencia de fluidos puede tener un efecto colateral: aunque el me-
tamorfismo es un proceso isoquímico, esto es, sin intercambio de ma-
teria con el entorno, a veces algunos átomos de la roca son sustituidos 
por átomos de tamaño similar que se hallan en fluidos aportados por los 
magmas. Así, si el calcio es sustituido por hierro, y la calcita (CaCO3) se 
convierte en siderita (FeCO3). Este fenómeno es el metasomatismo. 
 Tiempo. Como la mayoría de los procesos geológicos, el metamorfis-
mo requiere un periodo más o menos largo para que se produzca. 
Fisicoquímica de los procesos metamórficos. 
Al cambiar las condiciones físicas, el material rocoso pasa a encontrarse ale-
jado del equilibrio termodinámico y tenderá, en cuanto obtenga energía para 
realizar la transición, a evolucionar hacia un estado distinto, en equilibrio 
con las nuevas condiciones. Como resultado de esta transformación se for-
man las rocas metamórficas. 
17. La temperatura aumenta, por término medio, unos 30 ºC por km, aunque el incremento no es el mismo para todas las zo-
nas de la Tierra, pero en algunas zonas de la corteza el incremento de mucho mayor y en otros muchos menores. Cita al-
guna de estas zonas. ¿Y en el caso de la presión? 
18. ¿Qué sucede si la presión de carga es mayor que la presión de fluidos? 
19. ¿Qué factor predomina en cada una de las siguientes zonas: subducción, obducción, ascensión de magmas, plegamientos 
tectónicos, rozamiento de fallas, subsidencia? 
En la imagen de la derecha, podemos observar la 
influencia de la temperatura y la presión en la 
formación de los distintos tipos de rocas. 
En la imagen inferior, esfuerzos generados por 
los fluidos y por la carga de los materiales. 
Skarns 
Son rocas metamórficas con uno, dos 
o tres minerales formados por meta-
somatismo de contacto. 
Las intrusiones asociadas al skarn son 
comúnmente de composición dioríti-
ca o granítica y las rocas más afecta-
das suelen ser calizas. 
 
Imagen observada a través de un mi-
croscopio de luz polarizada. Se trata 
de un skarn de forsterita alterado a 
serpentina y con una mineralización 
masiva constituida por la asociación 
de pirrotina-calcopirita y magnetita. 
Significado de las siglas de la imagen. 
Mag = magnetita; Po: pirrotina; Cb: cubanita; 
Ccp: calcopirita; Srp: serpentina 
 ACTIVIDADES 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Metamorfismo 
Departamento de Biología y Geología 115 
 La falta de estabilidad de un mineral puede provocar su cambio de es-
tructura, pero conservando la misma composición química. Se obtiene 
así un mineral polimorfo del anterior. Por ejemplo, en el caso de los 
polimorfos del Al2SiO5 el mineral estable a bajas presiones es la anda-
lucita. Si aumentamos la presión, se convierte en distena. Si aumenta-
mos la temperatura se transforma en sillimanita. 
 En rocas monominerales, como las areniscas cuarcíferas y las calizas pu-
ras, los minerales son estables en un amplio margen de temperatura. 
 Algunos minerales, al hacerse inestables, se disocian y se descomponen 
en sustancias sólidas y fluidas, como por ejemplo: 
KAl2(Si3Al)O10(OH)2  Al2O3 + KAlSi3O8 + H2O 
 moscovita corindón ortosa agua 
 En otros casos, los minerales reaccionan entre sí dando lugar a la for-
mación de uno o varios minerales: 
Na(Al, Fe3+)Si2O6 + SiO2  NaAlSi3O8 
jadeíta cuarzo albita 
A medida que el metamorfismo va progresando, más minerales van siendo 
transformados unos en polimorfos de otros por reacciones químicas sólido-
sólido o reacciones de disociación. Los minerales estables van creciendo a 
costa de las moléculas liberadas por los inestables, pues las pequeñas partí-
culas tienen una mayor proporción de superficie de contacto que los mine-
rales más inestables y, por lo tanto, reaccionan más fácilmente a medida que 
el sistema recibe más energía. Así pues, el tamaño del grano aumenta con el 
metamorfismo. 
Los minerales estables dentro de unos márgenes de presión y temperatura 
forman una paragénesis mineral y proporcionan información sobre las 
condiciones de formación. 
Facies metamórficas y minerales índice 
El factor fundamental que se tiene en cuenta para clasificar una roca meta-
mórfica es el grado de metamorfismo que presenta, lo que a su vez está 
condicionado por los entornos de presión y temperatura bajo las que se ori-
ginó dicha roca. 
El grado de metamorfismo se define por la presencia de determinados 
minerales indicadores o de particulares asociaciones minerales consideradas 
típicas de un equilibrio físico-químico característico. 
 Minerales índice o indicadores. Son una serie de minerales caracteri-
zados porque cada uno de ellos se forma y es estable en un intervalo de 
temperaturas y presiones muy concreto; superado este intervalo, el mi-
neral se trasforma en el siguiente de la serie. En muchos casos los mine-
rales índice son variedades polimórficas de un mismo mineral. 
 Facies metamórfica. Dos rocas iniciales diferentes que hayan sido so-
metidas a similares condiciones de metamorfismo darán lugar a dos ro-
cas metamórficas también diferentes, pero con una serie de minerales 
índice exactamente iguales. 
Si las rocas de partida tuvieran la misma composición química, después 
de sufrir del metamorfismo tendrán exactamente los mismos minerales. 
Todo mineral tiene un campo de estabilidad, es 
decir, un rango de presión y temperatura en el que 
permanece estable. Al variar estos factores el mi-
neral puede cristalizar de otro modo, o puede su-
frir reacciones químicas que lo conviertan en un 
nuevo mineral en equilibrio con las nuevas condi-
ciones fisicoquímicas del medio. 
En la imagen, campos de estabilidad de tres silica-
tos alumínicos que responden a la fórmula general 
Al2SiO5. En la gráfica podemos observar que el 
polimorfo de mayor densidad (3,63 g/cm3), la dis-
tena, pasa a sillimanita (3,24 g/cm3) por aumento 
de temperatura, ya que así ocupa más volumen. La 
densidad de la andalucita es 3,15 g/cm3. 
 
 
Estructura y textura de las rocas 
metamórficas 
La estructura de las rocas metamórfi-
cas puede ser: 
Estructura no orientada. Es propio 
del metamorfismo térmico o de pre-
sión de baja intensidad, por lo que los 
cristales no presentan orientación. 
Esta estructura es típica de la cuarci-
ta, los mármoles, las corneanas… 
Textura orientada. Es característica 
del metamorfismo regional o de con-
tacto. Los minerales se orientan en 
láminas. Si los granos son finos la fo-
liación se llama pizarrosidad. Si se 
trata de rocas de grano grueso, se 
habla de esquistosidad. En rocas de 
grano grueso con capas de distinta 
composición mineral, la estructura se 
denomina gneísica. 
En cuanto a la textura, las rocas me-
tamórficas pueden presentar: 
Granoblástica. Con todos los cristales 
aproximadamente del mismo tama-
ño. Es típica de las rocas monomine-
rales como el mármol o la cuarcita. 
Lepidoblástica. Los minerales se or-
denan en planos paralelos. Es propia 
de los esquistos y algunos gneis. 
Porfidoblástica. Presenta cristales 
grandes y otros mucho más peque-
ños. Con frecuencia estos presentan 
orientación laminar o prismática. 
 
 
 
Unidad 3 Magmatismo y metamorfismo Metamorfismo 
Departamento de Biología y Geología 116 
La facies metamórfica