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TEMA 8 
Ambiente geotectónico de las 
rocas endógenas 
8.1. Introducción 
Es evidente que la distribución de las zonas con actividad generadora de rocas endógenas actual no 
es aleatoria en el conjunto de la superficie terrestre ni tampoco lo es en el registro geológico. De hecho, y 
aplicando criterios de actualismo geológico, la asociación de determinados tipos de magmatismo o meta-
morfismo a contextos geotectónicos concretos es uno de los principales métodos para la interpretación 
paleotectónica a partir de la geología de grandes áreas. La dinámica de las placas litosféricas es un pro-
ceso que ha intervenido en la configuración geológica de nuestro planeta desde el momento en el que el 
que se produjo la diferenciación del manto y el núcleo terrestre (aprox. 4300 m.a) y se comenzaron a 
formar las primeras unidades de corteza (las más antiguas preservadas tienen una edad de unos 3700 
Figura 8.1: Localización de epicentros de terremotos recientes y su relación con 
zonas activas. 
Tema 8: Encuadre de la actividad endógena 
m.a.). 
Los ambientes de formación de rocas endógenas están condicionados directamente por la dinámica 
interna terrestre. Al contrario que la dinámica externa, que afecta a toda la superficie del planeta, la di-
námica interna se concentra en zonas concretas de la superficie, a las que se denomina zonas activas y en 
los volúmenes de roca subyacentes. Los procesos que tienen lugar en niveles más profundos son, sin 
duda, generalizados y de mayor intensidad, pero su conocimiento es mucho más reducido, por motivos 
obvios de accesibilidad. 
La localización de las zonas activas en nuestro planeta resulta evidente si se considera la distribu-
ción sobre la superficie del planeta de los focos sísmicos (Fig. 8.1) , la actividad volcánica y tectónica 
(Fig. 8.2). 
 
Figura 8.2: Focos volcánicos activos y actividad tectónica. Su relación con las zonas activas (ver Fig. 
8.1.). 
 
8.2. Ambientes de generación de rocas endógenas 
Los principales tipos de zonas activas en nuestro planeta se pueden agrupar en los siguientes tipos: 
- zonas convergentes y transcurrentes: las zonas en las que entran en contacto convergente las pla-
cas litosféricas, constituyen la sede de la mayoría de los procesos orogénicos y el ambiente preferente de 
una intensa actividad ígnea y metamórfica. La actividad ígnea incluye un volcanismo y plutonismo signi-
ficativos, de naturaleza calco-alcalina predominante, en tanto que el metamorfismo desarrollado es típi-
camente de media y alta presión y, dependiendo de el campo de esfuerzos y régimen térmico asociado, 
también puede producirse metamorfismo de baja presión. Además, aparece metamorfismo de contacto 
restringido a las proximidades de las intrusiones. 
- zonas divergentes: las zonas con comportamiento divergente, sean en ambiente oceánico (zonas 
de dorsal oceánica) o continental (zonas de rift) son en conjunto, las áreas donde se generan y emplazan 
los volúmenes más importantes de rocas ígneas, de afinidad principalmente toleítica y alcalina. La activi-
dad metamórfica es relativamente poco significativa, predominando los tipos de baja presión y, en el caso 
 2 
 Tema 8: Encuadre de la actividad endógena 
 3
de las zonas de dorsal oceánico, el denominado “metamorfismo de fondo oceánico”, de baja temperatura 
y con una destacada variación química (metasomatismo). 
- zonas intraplaca: los procesos metamórficos en áreas de intraplaca son escasamente relevantes y 
corresponden a procesos metamórficos de contacto sobre los encajantes o, de modo puntual, a áreas afec-
tadas por metamorfismo de choque. El magmatismo sin embargo, es muy significativo, de naturaleza 
alcalina o toleítica, dando origen a las islas oceánicas, y a los “plateaus” basálticos, tanto sobre corteza 
continental como oceánica. 
Estos caracteres se resumen en la Fig. 8.3. Tal como se puede apreciar, existe una relación definida 
entre el ambiente geodinámico y el tipo de series magmáticas que pueden estar representadas y, dentro de 
cada uno de estos ambientes, con la profundidad de generación del magma. En los temas siguientes, va-
mos a dar unas nociones introductorias sobre los procesos petrogenéticos ígneos que tienen lugar en los 
diferentes escenarios considerados. 
 
Figura 8.3. 
TEMA 9 
Magmatismo en zonas de convergencia 
9.1. Introducción 
 Las zonas de convergencia de placas son uno de los ambientes geodinámicos con una mayor activi-
dad en cuanto a la formación de rocas ígneas. No en vano, la concatenación de zonas de convergencia de 
placas da origen a algunas de las megaestructuras más activas de nuestro planeta, como p.e. el conocido 
como “Cinturón de fuego del Pacífico”, caracterizado por una intensísima actividad volcánica y sísmica. 
Podemos distinguir cuatro situaciones de convergencia específicas: 
 1)- convergencia entre placas oceánicas: formación de arcos de islas y volcanismo asociado. 
 2)- convergencia entre placa oceánica y placa continental: formación de orógenos de márgenes 
activos, volcanismo y plutonismo asociado. 
 3)- convergencia entre placas continentales: principalmente actividad plutónica. 
 4)- obducción (convergencia placa oceánica-placa continental, en la cual, la corteza oceánica y 
rocas del manto superior se emplazan sobre la corteza continental) que da como resultado la for-
mación de complejos ofiolíticos. 
De estas cuatro situaciones, las dos primeras son las que típicamente se entienden como zonas de 
convergencia y presentan el magmatismo y metamorfismo típicos. La actividad en zonas de colisión 
continental (situación 3) y la formación de bloques de obducción (situación 4) presentan suficientes dife-
rencias en cuanto a las características del proceso y a las rocas involucradas que son consideradas aparte. 
9.2. Zonas de subducción 
Las principales zonas de convergencia activas se identifican en la actualidad mediante la localiza-
ción de los focos sísmicos profundos (>60 km), proximos a las fosas oceanicas, tal como se puede apre-
ciar en la Fig. 9.1 
Una zona de subducción, supone la existencia de una placa litosférica que, en su desplazamiento 
hacia otra, comienza a hundirse. Este hecho requiere que la placa subducida (corteza+manto litosférico) 
tenga una mayor densidad que la placa bajo la cual se produce la subducción (en caso contrario se produ-
ciría una obducción). En general, este requisito implica que la placa subducida ha de corresponder a una 
litosfera antigua, engrosada por enfriamiento y acreción sub-litosférica. En el caso de una placa oceánica, 
el espesor de litosfera implicado puede alcanzar los 120-130 Km. Esta litosfera tiene una temperatura 
Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
Figura 9.1: Distribución de las zonas de convergencia tal como se puede definir a partir de la posición de los terremotos de 
foco profundo (puntos verdes y rojos). 
 
 
sustancialmente menor a la de las rocas con la cuales se va poniendo en contacto y es por tanto un mate-
rial rígido, que en su desplazamiento en el manto superior va generando terremotos. La traza y geometría 
de la superficie de la placa litosférica en subducción (superficie de Wadati-Benioff) puede ser reconstrui-
da mediante el estudio e interpretación de los hipocentros y mecanismos focales de los seismos que se 
producen en relación con el proceso de subducción. Las morfologías que se pueden reconstruir son muy 
variadas (Fig. 9.2) y sugieren una dinámica compleja del desplazamiento de la litosfera subducida. Así, 
son especialmente significativos los ejemplos del arco de las Marianas (Fig 9.2a), donde se produce una 
verticalización completa de la litosfera subducida o el de Nuevas Hébridas (Fig. 9.2d) donde se observa 
como la litosfera subducida se dispone de modo prácticamente horizontal a alta profundidad. Estas mor-
fologías condicionan también la presencia y el grado de desarrollo de los prismas de acreción. Si el bu-
zamiento de la superficie de Wadati-Benioff es reducido, se generanprismas de acreción sedimentarios 
muy importantes (por el efecto "bulldozer" del margen estable), en tanto que si dicho buzamiento es ele-
vado, el prisma de acreción puede ser muy reducido e incluso inexistente, resultando subducida la mayor 
parte del volúmen sedimentario. En algunos casos, cuando la convergencia afecta a dos placas oceánicas, 
se produce la formación de un arco de islas y, tambien de una cuenca tras-arco (Fig. 9.3), con magmatis-
mo activo, de diferentes características a las del magmatismo del arco principal. 
 La corteza subducida corresponde a materiales intensamente hidratados, no solo por el agua intro-
ducida con el material sedimentario, sino, principalmente, debido a la intensa hidratación que suponen el 
metamorfismo de fondo oceánico y el contacto de los materiales basálticos con agua marina a presión 
elevada durante largos periodos (se estima que la vida media de un segmento de corteza oceánica, antes 
de ser subducida es de unos 200 M.a.). El material subducido, conforme se desplaza a mayor profundi-
dad, sufre un aumento de temperatura y de presión muy significativos, que condicionan su deshidrata-
ción. Esta deshidratación, por su parte, supone una liberación de elementos higromagmatófilos (Rb, Th, 
Sr, K, Li, etc), que interaccionaran con la cuña de manto suprayacente, produciendo su modificación 
composicional (fenómeno denominado como metasomatismo). Además, la incorporación de agua junto 
con elementos capaces de modificar el punto de fusión (Li, B, etc) va a favorecer los procesos de fusión 
 2 
 Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
posterior. Este conjunto de procesos va a condicionar, de modo decisivo, las características del magma-
tismo presente en los dominios de subducción. 
 
Figura 9.2: Morfología de las superficies de Wadati-Benioff en arcos de islas (A y C) y márgenes de tipo andino (B y D), definida a 
partir de la localización de sismos profundos. 
9.3.Caracteres petrológicos 
La actividad ígnea más característica en zonas de convergencia es el volcanismo, cuyas caracterís-
ticas principales son: 
 - amplia diversidad composicional, relacionada con el carácter poligenético de los magmas: fusión 
de corteza oceánica subducida, fusión de corteza continental, fusión de manto -metasomatizado o no-, 
con posibilidad de diferentes tasas de fusión según la profundidad, contaminación, hibridación de mag-
mas, etc. La variabilidad de composiciones refleja, por tanto una amplia diversidad de procesos y protoli-
tos implicados en estas zonas. 
 - reducida variedad tipológica: la mayor parte de las rocas emitidas (más del 95%) son andesitas; 
en algunas zonas, el predominio puede corresponder a rocas riolíticas, que en la mayor parte de los casos 
se emplazan mediante procesos de tipo ignimbrítico. 
 Este volcanismo, por otra parte, está asociado a un plutonismo también significativo en volumen (se 
estima que supone entre 4 y 12 veces el volumen de los productos extrusivos). Las rocas intrusivas más 
abundantes corresponden a los equivalentes plutónicos de las composiciones andesítico-dacíticas, es 
 3
Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
decir, son de tipo granodiorita-monzogranito. En conjunto, este magmatismo ha sido denominado por 
algunos autores como magmatismo orogénico, puesto que su máxima expresión se puede observar en 
ambientes orogénicos, tanto actuales como antiguos. 
 
Figura 9.3: Morfología y elementos típicos en zonas de 
subducción. 
 
Dentro de la amplia variabilidad com-
posicional que se presenta en el magmatismo 
asociado a las zonas de convergencia, el 
predominio corresponde a la serie calcoalca-
lina y típicamente a composiciones andesíti-
cas. No obstante, estan representadas: 
 -rocas de la serie toleítica saturada 
(toleitas con cuarzo normativo), en arcos de 
islas jóvenes y cuencas de tras-arco. Estas 
rocas se han denominado en ocasiones tam-
bién como serie calco-alcalina pobre en pota-
sio. 
 - rocas calcoalcalinas, son las mayori-
tarias y las más representativas. 
 - rocas alcalinas, en las zonas internas 
de arcos muy evolucionados y orógenos de 
márgenes activos. 
 - rocas ultraalcalinas, en zonas aún más 
internas de los orógenos de márgenes activos. 
 
Las rocas calcoalcalinas corresponden mayoritariamente a términos intermedios o ácidos, predominando: 
TIPOS LÁVICOS: 
 andesitas: este es el litotipo mayoritario. Son rocas fuertemente porfídicas, holo o hipocristalinas, 
con fenocristales de plagioclasa zonada, orto- y clinopiroxeno y con frecuencia anfíbol y/o biotita. El 
olivino, presente de modo esporádico en las andesitas basálticas, es de composición intermedia. 
 dacitas: menos frecuentes que las andesitas, suponen un término algo más saturado, siendo abun-
dantes los cristales de cuarzo, plagioclasa sódica y como ferromagnesianos, biotita, anfíbol y con menor 
frecuencia, piroxeno. Presentan iguales texturas que las andesitas 
 riolitas y riodacitas: frecuentes, se presentan como rocas variablemente porfídicas, holo a hipo-
cristalinas e incluso vitroclásticas, compuestas por cuarzo, sanidina, plagioclasa sódica y minerales fe-
rromagnesianos hidratados (biotita y/o anfíbol). 
 obsidianas: se trata de rocas generalmente negras, completamente vítreas (holovítreas) inicialmen-
te, cuya composición química corresponde a términos riolíticos o dacíticos. El vidrio, intrínsecamente 
inestable, puede recristalizar parcial o totalmente, dando origen a texturas esferulíticas o felsíticas. 
TIPOS PIROCLÁSTICOS: 
 Dentro de los productos piroclásticos emitidos, que son abundantes, destacan: 
-tobas piroclásticas, con aspecto brechoide, pueden estar cementadas o no e incluso, localmente, 
los piroclastos pueden presentarse incluidos en una pasta vítrea de igual o distinta composición. 
 4 
 Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
 -ignimbritas: muy frecuentes, presentan composición dacítica o riolítica, estando caracterizadas por 
la presencia de "flamas" piroclásticas, correspondientes a fragmentos de vidrio deformados -e incluso 
soldados- en caliente. 
 
 Desde el punto de vista de 
la morfología de los aparatos 
emisivos, son dos los tipos 
principales: 
 estratovolcanes: se trata 
de edificios volcánicos de gran-
des dimensiones (p.e. Mount St. 
Helens en Washington, cuya 
última erupción se produjo en 
1980; Fig. 9.4), complejos, 
donde se pueden observar alter-
nancias de coladas y depósitos 
piroclásticos que indican su 
génesis en sucesivos eventos 
emisivos (piroclásticos 
+lávicos). Estos estratovolcanes 
se presentan además, intersecta-
dos por complejas redes de 
diques y sills que en superficie, 
pueden dar lugar al desarrollo 
de agujas (la aguja del Mont 
Pelee -Fig. 9.5-, en Martinica, 
alcanzó una altura de 305 m, y 
su colapso en 1903 dio origen a una nube ardiente que causo 20.000 muertos) o domos, mayoritariamente 
andesíticos o riolíticos. La removilización, por aguas meteóricas, de los piroclastos acumulados en las 
parte elevadas del estratovolcán, pueden dar origen a desplazamientos en masa de estos materiales, em-
bebidos en agua, dando origen a lahares (p.e. Nevado del Ruiz). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 9.4: Sección del Mount St. Helens, previa a su
periodo de actividad en 1980. 
 
 complejos piroclásticos de caldera: este tipo de aparato emisi-
vo se caracteriza por un desarrollo areal muy importante (la caldera 
puede superar los 50 Km de diametro) y una actividad emisiva en 
forma de nubes ardientes y formación de domos riolíticos/dacíticos. 
La emisión de nubes ardientes tiene lugar a partir de fisuras de varios 
kilómetros de longitud o bien de focos puntuales; la nube ardiente 
(mezcla de gases, sólidos y liquidos a alta temperatura) se desplaza a 
gran velocidad (500 Km/h), de modo que los depositos generados 
(pumitas, tobas, lapillis y principalmente, ignimbritas), recubren rápi-
damente extensiones muy importantes de terreno. El volumen de 
materialemitido es muy importante (mucho mayor que en los estrato-
volcanes, ver Fig. 9.6). La evolución de un edificio en caldera es 
compleja, pudiendo definirse cuatro eventos sucesivos: 
Fig. 9.5: Aguja del Mont Pelee en 1902. - Abombamiento de la corteza y distensión superficial, debidos al 
empuje del magma. 
- emisión de grandes volúmenes de magma en forma de nubes ardien-
tes y riolitas. 
- subsidencia de caldera y relleno parcial a partir de los materiales emitidos. Durante esta etapa, que suele 
prolongarse en el tiempo, se suele producir la desgasificación de los depósitos y la formación de geysers. 
 5
Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
- extrusiones en domo 
de riolitas y dacitas a 
favor de las fracturas 
laterales de la caldera. 
Algunos de los siste-
mas de caldera mejor 
estudiados se encuen-
tran en el este de Esta-
dos Unidos, especial-
mente los de Long 
Valley (California) y 
Yellowstone (Wyo-
ming), que son objeto 
de una vigilancia y 
monitorización contí-
nua, dada su elevada 
peligrosidad. Una 
información actualiza-
da diariamente se 
puede obtener a partir 
del siguiente vínculo. 
Figura 9.6: Volúmenes emitidos en las sucesivas etapas de formación del sistema de caldera de 
Yellowstone, comparados con el volumen emitido por otros volcanes con desarrollo piroclástico 
recientes (Fuente: USGS). 
http://volcanoes.usgs.gov/About/Where/WhereWeWork.html 
Las dimensiones de estos sistemas de caldera son muy importantes y el registro geológico de su activi-
dad, también. En la 
Figura 9.7. se puede 
observar un esquema en 
sección del sistema de 
Long Valley que mues-
tra las dimensiones del 
sistema en su conjunto; 
la caldera tiene un diá-
metro de unos 20 km y 
los depósitos de relleno 
pueden superar los 3000 
metros. Como es evi-
dente, no solo se produ-
ce la emisión de piro-
clastos gruesos y lavas 
sino también de un 
volumen muy significa-
tivo de piroclastos finos 
(cenizas), que dada la 
energía del proceso 
pueden alcanzar una 
dispersión areal muy 
significativa (Figura 
9.8), constituyendo en 
ocasiones un nivel iso-
crono de referencia muy valio- so. 
 
 
 
 6 
Figura 9.7.: Corte esquemático de la caldera de Long Valley.
http://volcanoes.usgs.gov/About/Where/WhereWeWork.html
 Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
 
Figura 9.8: Distribución areal de los depósitos de cenizas emitidos por diferentes sistemas de caldera y estratovolcanes del oeste 
de Estados Unidos. (Fuente: USGS). 
 
Figura 9.9: A: Distribución cartográfica de las diferentes unidades intrusivas y subvolcánicas que componen el segmento de Lima 
del batolito costero del Perú. B. La peculiar configuración geomorfologica y la elevada tasa de erosión de la cordillera Andina 
favorecen la elaboración de secciones interpretativas como la indicada en la figura. Myers (1975) Geol. Soc. Amer. Bull., 86, 
1209-1220. 
 7
Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
Tal como hemos indicado previamente, la actividad volcánica no es la única expresión del magmatismo 
en zonas de subducción, sino que va acompañada por una intensa actividad magmática subsuperficial, 
que da origen a una amplia diversidad de rocas subvolcánicas y plutónicas, mayoritariamente calco-
alcalinas. En las áreas donde la actividad orogénica es muy intensa –y por lo tanto también la actividad 
erosiva-, es possible observar en superficie, las relaciones entre unidades volcanicas, subvolcánicas y 
plutónicas, a favor de los desniveles del terreno. Uno de los ejemplos típicos de esta situación es el seg-
mento peruano de la cordillera andina (Fig. 9.9), donde varios investigadores (p.e. Pitcher et al, 1985) 
pudieron reconstruir una secuencia intrusiva relativamente reciente a partir de las relaciones espaciales de 
las diferentes unidades y superunidades, que van intruyendo a distintos niveles estructurales. 
9.4. Geoquímica y petrogénesis. 
 La composición de las rocas emitidas en las zonas de subducción es, como hemos indicado, consi-
derablemente variada. No entraremos en detalle a describir las características de la geoquímica elemental 
de estas rocas, pero entendemos que es necesario revisar algunos de sus caracteres fundamentales antes 
de pasar a describir sucintamente un modelo petrogenético que pueda dar explicación a las características 
de estas rocas. Por su utilidad, haremos especial hincapié en la composición isotópica de los productos 
emitidos y su relación con la composición isotópica de los sedimentos del fondo oceánico. 
 Una revisión a la composición geoquímica en elementos mayores de las lavas emitidas en arcos de 
islas y márgenes activos típicos, permite apreciar una serie de pautas diferentes (Fig. 9.10). Destaca en 
primer lugar el amplio especto litológico cubierto (47-76% de SiO2 en los conjuntos de muestras conside-
rados) y además con una amplia variedad composicional, que es evidente si consideramos que están repre 
Toleítico
45 50 55 60 65 70 75 80
SiO
0
1
2
3
4
5 K O
2
2
45 50 55 60 65 70 75 80
SiO
0
1
2
3
4
5
6
7
8 FeO(t)/MgO
2
FeO*
MgO0 25 50 75 100
25
50
75
10
0
0
0
25
50
100
75
A
Centro-América
Papúa- Nueva guinea
Tonga
Kermadec
dif
ere
nci
aci
ón
 
den
tro 
de 
una
 ser
ie
variación
entre 
magmas 
primarios
A lt
o K
Med io
 K
Bajo K
Calco-alcalino
Calco-alcalino
Toleítico
a)
b)
c)
Figura 9.10: Caracteristicas de la geoquímica de elementos mayores de rocas volcánicas de diferentes dominios de convergencia 
de placas. Datos tomados de Winter (2001). a) Diagrama K2O-SiO2 con indicación de las diferentes series andesíticas de Gill 
(1981); b) diagrama FeO(t)/MgO-SiO2 y c) Diagrama AFM. 
 
 8 
 Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
sentadas tanto la afinidad toleítica como la calco-alcalina y está ultima en sus tipologías normal (o de 
contenido medio en potasio) y rica en potasio. Tal como se puede deducir de la figura 9.10-a, las diferen-
cias en los valores iniciales de K2O indican la existencia de varios magmas inicialmente diferentes. Por 
otra parte, puede establecerse 
una correlación entre el pre-
dominio del carácter toleítico 
o calcoalcalino y la implica-
ción mayoritaria de corteza 
oceánica o continental en el 
proceso. Así en los arcos de 
islas sobre corteza oceánica 
predomina la serie toleítica y 
conforme aumenta la partici-
pación de corteza continental 
en el proceso, los magmas 
emitidos son más potásicos y 
más proximos a la afinidad 
calco-alcalina. 
Desde el punto de vista 
de la composición en elemen-
tos traza, las pautas normali-
zadas a MORB1 (Mid-Ocean 
Ridge Basalt, o basalto de 
dorsal oceánica, representati-
vo de la composición del 
manto superior) para rocas 
ígneas de arcos de islas y 
márgenes activos permiten 
identificar algunas de las 
pricnipales caracteristicas de 
este magmatismo (Figura 
7.11). 
Es especialmente signi-
ficativo el enriquecimiento en 
elementos litófilos de gran 
radio (Sr, K, Ba, Rb), así 
como en otros elemento tam-
bién incompatibles (Ce, P), 
facilmente móviles en fases 
fluidas y que por tanto pue-
den estar relacionados con 
procesos de metasomatismo 
en la cuña de manto que 
ció
un
sub
al 
 
1 P
Así
dia
spi
Figura 7.11: Pautas normalizadas a MORB para rocas volcánicas en arcos de islas 
y margenes activos (Andes, parte inferior). En el caso de los andes se consideran 
tres zonas: NVZ: zona volcánica norte (Ecuador-Colombia); CVZ: Zona volcánica 
Centro (Perú-Bolivia, N. de Chile) y SVZ: Zona volcánica Sur (Chile-Argentina). 
Modificado de Winter (2001). 
recubre a la placa en subduc-
n. Por otra parte, otros elementos como Nb y Ta y el grupo Zr-Yb muestran valores próximos a la 
idad, es decir, concentraciones similares a las que aparecen en magmas derivados del manto litosférico 
yacente a la corteza oceánica, que claramente no es la única fuente de los magmas emitidos. 
Para poder dilucidar el tipo de fuentes o “reservorios” implicados en este magmatismo, se recurrió 
estudio de las relaciones isotópicasde las posibles fuentes implicadas así como a la caracterización de 
 
ara comparar las composición global de diferentes rocas, es común recurrir a su normalización respecto a un valor de referencia. 
, para cada elemento, la normalización implica dividir su concentración en la roca por la concentración de referencia. A los 
gramas obtenidos al representar los valores normalizados para un conjunto de elementos, se les conoce como multielementales o 
der 
 9
Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
iguales composiciones para las rocas emitidas en diferentes contextos. Los resultados obtenidos se refle-
jan para las relaciones isotópicas de Nd y Sr en la figura 9.12. 
 
 Tal como se puede observar en la figura 9.12, las composiciones isotópicas de las rocas volcanicas 
emitidas en zonas de convergencia se disponen entre las composiciones isotópicas propias de MORB y 
las propias de los sedimentos de forndo oceánico. Igual tipo de resultados se obtienen considerando otras 
relaciones isotópicas (207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb, etc). Dicha disposicion intermedia indica la intervención 
de los dos tipos de materiales en el proceso petrogenético que ha originado estos fundidos y la distribu-
ción de los valores en lavas sugiere claramente la pauta de una línea de mezcla isotópica. 
 Esta mezcla puede expresarse matemáticamente mediante la fórmula 
 B= x M + (1-x) S 
donde B es la relación isotópica 
de la roca considerada, M la 
relación isotópica del manto con-
siderado (MORB en este caso), S 
la correspondiente al sedimento y 
x la fracción (tanto por 1) de 
material del manto que interviene 
en la génesis de la roca. 
 Aplicando esta ecuación 
cuando se conocen las relaciones 
isotópicas de los tres términos 
implicados, se puede obtener el 
valor de x, y por tanto, estimar la 
participación de material sedi-
mentario que, puede demostrarse, 
no supera el 5%. 
 Este tipo de relaciones se 
han confirmado, además, anali-
zando los valores de 10Be, un 
isótopo inestable cosmogénico 
(generado en la atmósfera por 
destrucción de S y O por la acción 
de los rayos cósmicos). El 10Be 
tiene un periodo de semidesinte-
gración de 1,5 M.a, de modo que 
aquellos materiales que no han 
estado en contacto con las capas 
fluidas de la tierra, carecen prác-
ticamente de 10Be (p.e. magmas 
provenientes del manto). Pues 
bien, en los arcos de islas, ha 
podido demostrarse la presencia, 
en cantidades apreciables, de este 
isótopo, confirmando la partici-
pación de material sedimentario 
reciente en la fuente del vulca-
nismo. 
Figura 9.12: Relaciones isotópicas de Sr y Nd en rocas volcanicas en arcos 
de islas y márgenes activos, junto con los valores para MORB y sedimentos 
oceánicos. Modificado de Winter (2001). 
 Podemos plantear dos hipótesis petrogenéticas para este volcanismo: 
 Génesis a partir de una fuente mixta (manto + sedimentos subducidos), tal como podría derivarse 
de los resultados isotópicos. Esta hipótesis supondría que las especiales características geoquímicas 
 10 
 Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
de este magmatismo derivan de la composición del material sedimentario subducido. Esta hipótesis 
ha sido descartada como situación general, según los resultados obtenidos de la modelización geo-
química en el arco de Las Antillas. 
 Por otra parte, dada la reología del manto superior, parece improbable que, a partir de la heteroge-
neidad que implica la subducción de corteza oceánica en el manto, se pueda generar una fuente suficien-
temente homogénea como para justificar los elevados volúmenes de rocas, perfectamente homogéneas, 
que se generan en este tipo de ambiente. 
 Génesis a partir de un manto modificado composicionalmente. Los datos geoquímicos indican la 
participación del material subducido en el proceso de generación de los fundidos y también de la 
intervención de la fase fluida. Estos datos han llevado a proponer, como fuente del volcanismo, un 
manto superior modificado (metasomatizado) por la liberación de fases fluidas que se produce a 
partir de la placa en subducción (sedimentos+corteza oceánica hidratada). 
Los fluidos liberados durante la subducción de una placa oceánica actúan en un doble sentido: 
 transportando aquellos elementos de mayor movilidad geoquímica, que resultan por tanto enrique-
cidos en el manto que se metasomatiza. Algunos autores han propuesto la formación de algunas 
fases minerales (anfíbol, titanomagnetita) en este manto metasomatizado, justificando así algunos 
de los empobrecimientos observados (p.e. Ti, Fig. 9.11). 
 facilitando la fusión, puesto que la presencia de fases fluidas reduce el sólidus de cualquier sistema 
composicional. 
Por otra parte, la presencia de fases fluidas en el protolito (agua principalmente, pero también CO2, F, 
etc) justifica el caracter mayoritariamente calcoalcalino de los magmas emitidos, puesto que esta es, pre-
cisamente una de las características de los fundidos calcoalcalinos. 
 Un esquema general de los procesos que se producen en una zona de convergencia se esquematiza 
en la Fig. 9.13. 
9.5. Algunas consecuencias para la evolución del manto y de la corteza 
oceánica. 
 De lo expuesto previamente, resulta obvio que el proceso de subducción supone, además de un 
mecanismo petrogenético para la formación de importantes volúmenes de lavas, también un mecanismo 
de modificación de la composición del manto terrestre, aumentando su heterogeneidad y, a su vez, reali-
mentando el proceso mediante la formación de corteza oceánica a partir del manto. 
 Existen diferentes hipótesis acerca de lo que le sucede a la litosfera oceánica subducida; así Richter 
& McKenzie (1978), indican que estos volúmenes subducidos, afectados por la dinámica convectiva del 
manto, pueden estirarse y quedar laminados en el interior del manto, para finalmente "disgregarse" a 
nivel del manto astenosférico, modificando su composición. Por el contrario, Ringwood (1982), propone 
que estos volúmenes subducidos no llegan a homogeneizarse totalmente, dando origen a reservorios 
mantélicos con características específicas. 
 En cualquiera de los casos, la participación de litosferas oceánicas en los ulteriores procesos de 
formación de nueva corteza oceánica, parece estar claramente verificada, tal como se deriva de los estu-
dios sobre la composición isotópica del manto (que permiten definir diferentes reservorios composiciona-
les a partir de composición de las lavas emitidas en islas oceánicas; especialmente el reservorio denomi-
nado EMII, parece estar relacionado en su origen con el reciclaje de litosfera oceánica en el manto). Por 
otra parte, algunos de los productos emitidos en algunos segmentos de dorsales oceánicas, presentan 
características geoquímicas astenosféricas, con cierta tendencia a composiciones del reservorio de tipo 
EMII. 
 11
Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
La
un
co
Nd
ren
y l
 
PA
- D
qu
- M
- M
- P
Th
12
Figura 9.12: Caracteristicas del proceso de subducción, implicando la deshidratación de los materiales subducidos, el flujo de 
la cuña de manto y el desarrollo de procesos de fusión de manto metasomatizado al cruzar las isotermas de mayor temperatu-
ra. Se produce también la fusión de corteza y procesos de fusión, asimilación, almacenamiento y homogeneización 
(MASH).Según Winter (2001). 
 propuesta de Richter & McKenzie parece, por su parte, dar justificación a la presencia en el manto de 
a laminación de piroxenitas, que aparecen como reflectores en los estudios sísmicos y, por otra parte, 
mo enclaves en algunas lavas emitidas. Estas piroxenitas presentan composiciones isotópicas de Sr, 
, Pb y sobre todo de Os muy similares a los propios de la litosfera oceánica, indicando, tal como sugie-
 Polvé & Allegre (1980) que se trata de láminas de litosferas oceánicas antiguas subducidas, estiradas 
aminadas por la dinámica mantélica y reequilibradas a las condiciones P-T del mantosuperior. 
RA PROFUNDIZAR.... 
upré, B & Chabaux, F. (1993): Bilan de matiére dans le volcanisme de subduction: donnes géochimi-
es et implications géodynamiques. Mem. Soc. Géol. France, nº 163, 129-137. 
cBirney (1984): Igneous Petrology. Ed. Freeman, Cooper & Co., San Francisco. 
ehier, B. (1995): Magmatisme et tectonique des plaques. Ed. Ellipses, París. 
itcher, W.S., Atherton, M.P., Cobbing, E.J. & Beckinsale, R.D., (1985): Magmatism at a Plate Edge: 
e Peruvian Andes. Blackie-Halsted Press, Glasgow. 
 
 Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia 
 13
- Winter, J.D. (2001): An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Ptrentice Hall, New Jer-
sey. 
TEMA 10 
Magmatismo en zonas de dorsales oceánicas 
10.1 Introducción 
La mayor parte del fondo oceánico (aprox. 360x106 Km2), bajo la capa de material sedimentario, se 
encuentra constituida por rocas de naturaleza basáltica, cuyo espesor promedio es de 1 km, recubriendo a 
otros niveles también de composición similar (niveles de diques, de gabros y de gabros bandeados) que 
completan el conjunto de la corteza oceánica, en un espesor promedio en torno a los 7 km. El origen de 
este material basáltico se encuentra en la zona axial de la dorsal oceánica. Todos los materiales constitu-
yentes de la corteza oceánica son relativamente jóvenes y de hecho, las dataciones existentes indican que 
la corteza oceánica actual no tiene una edad superior a los 200 M.a. 
 
Fig. 10.1: Esquema tectónico global mostrando los límites de placas y la traza de la dorsal oceánica. La longitud de las flechas 
indica la magnitud relativa de la tasa de acreción. 
 La dorsal oceánica mundial es la mayor cadena volcánica activa del planeta. Dividida en varios 
segmentos, constituye una cadena activa con una longitud superior a 60.000 Km (Fig. 10.1). El volumen 
de rocas ígneas generados anualmente en las zonas de dorsal (aproximadamente 21 Km3 en total) supone 
Tema 10: Magmatismo en zonas de dorsal 
el 75% de las rocas volcánicas y el 60% de las rocas plutónicas generados a escala global en los diferen-
tes ambientes geodinámicos (Tabla 10.1). Incluso sus dimensiones físicas son destacables: la cresta de la 
dorsal puede alcanzar una altura de 2500 a 3000 m sobre el fondo abisal y la anchura del relieve produci-
do puede alcanzar de 1000 a 3000 Km. 
 
Tabla 10.1. Estimación de la productividad de rocas ígneas 
(km3/año) en los principales ambientes geodinámicos acti-
vos. Según Wilson, (1989). 
Ambiente geodinámico R. volcánicas R. Plutónicas 
Dorsal oceánica 3 18 
Zonas de Subducción 0.4 – 0.6 2.5 - 8.0 
Intraplaca continental 0.03 - 0.1 0.1 - 1.5 
Intraplaca oceánica 0.3 - 0.4 1.5 - 2.0 
Producción total 3.7 - 4.1 22.1-29.5 
 
La dorsal oceánica no se presenta como una estructura absolutamente continua, puesto que muestra a 
escala del planeta la existencia de: 
 - ramificaciones a partir de puntos triples: p.e. la dorsal de Chile, que presenta dos ramificaciones 
que limitan las placas de Cocos y de Nazca 
 - segmentación: las principales estructuras que marcan la segmentación de las dorsales son: 
 -fallas transformantes 
 -rifts de propagación 
 -centros traslapantes 
10.2. La segmentación de las dorsales 
Un estudio detallado del eje de la dorsal oceánica muestra que, en realidad, se encuentra dividido, a di-
versas escalas, en segmentos cuyo comportamiento puede ser distinto entre si y cuyos elementos de rela-
ción con los segmentos adyacentes pueden ser (Fig. 10.2): 
 - fallas transformantes: una falla transformante es una discontinuidad de primer orden (esto es, 
genera una segmentación de primer orden), que desplaza un segmento de dorsal, perpendicularmente al 
eje de la misma, al menos 20 Km respecto a los segmentos adyacentes. En su sector central (el compren-
dido entre los dos segmentos de dorsal que separa), se trata de fracturas con comportamiento direccional 
y activas sísmicamente. Dado que carecen de actividad ígnea, aparecen como depresiones topográficas. 
Fuera de este sector central, carecen de actividad tectónica y reciben el nombre de zonas de fractura. 
 - rifts de propagación: en ocasiones, la discontinuidad de primer orden (originalmente, una falla 
transformante), puede presentar actividad ígnea emisiva, generando un desplazamiento del segmento de 
dorsal que limita, de forma paralela al eje de la dorsal. Este tipo de discontinuidad se denomina rift de 
propagación y suele presentar un cierto relieve positivo. 
 - centros traslapantes (overlapping spreading centers): morfológicamente se trata de zonas de la 
dorsal en las que dos segmentos se solapan parcialmente (hasta 7 Km) separados por una distancia de 1 a 
20 Km. No presentan comportamiento rígido ni actividad sísmica y, al contrario de las discontinuidades 
de primer orden, se trata de estructuras que pueden existir temporalmente en la evolución de un segmento 
de dorsal.Por otra parte, es muy frecuente que presenten una evolución con desplazamiento del centro 
traslapante paralela al eje de la dorsal Se trata de las principales discontinuidades que definen la segmen-
tación de segundo (aquellos con un solapamiento mayor de 3 Km) y tercer orden. 
 
 2 
 Tema 10:Magmatismo en zonas de dorsal 
 
Figura 10.2: Segmentación de la dorsal oceánica. El perfil A-A´(derecha) muestra la segmentación de segundo y tercer orden, 
visibles al exagerar verticalmente la escala de representación. 
La segmentación de 4º orden se evidencia únicamente en variaciones de la composición geoquímica de 
los productos dentro de segmentos de 3º orden. 
La segmentación refleja la distribución y el desarrollo en profundidad de la cámara magmática y, por 
extensión, la distribución en profundidad de los puntos de fusión parcial en el manto superior. 
10.3. Tipos de dorsales según su tasa de acreción. 
 La tasa de acreción, es decir, el volumen de materiales parcialmente fundidos, procedentes del 
manto terrestre que se incorpora a la zona axial de una dorsal, por unidad de tiempo, varía 
considerablemente de unas a otras dorsales. Este hecho condiciona la caracterización de tres tipos de 
dorsales (o, siendo más estricto, de segmentos de dorsales)(Fig. 10.3): 
 - las dorsales rápidas, cuya tasa de 
acreción es elevada, generando una expan-
sión del fondo oceánico de 9 a 18 cm/año, 
presentan una morfología axial en domo 
suave. p.e. dorsal del pacífico este a 3º S. 
 -las dorsales intermedias, con una 
extensión de 5-9 cm/año, presentan una 
zona axial relativamente plana. p.e. dorsal 
del pacífico este a 21º N. 
 - las dorsales lentas, con una extensión de 1 a 5 
cm/año, presentan un valle axial pronunciado, limitado 
por bloques sobreelevados. p.e. dorsal medio atlántica a 
37º N. 
Además de la tasa de acreción, han de tenerse en cuenta otro
gía en superficie de la dorsal: 
- la proximidad a un punto caliente 
- el momento que se considere del ciclo volcano-tectónico. 
 
Figura 10.3: Morfología del relieve en la zona axial de una dorsal, 
según la tasa de acreción. EPR: East Pacific Ridge; MAR: Mid-
Atlantic Rigde. ATZ: Active Tectonic Zone; AVZ: Active Volcanic 
Zone.
s factores que también afectan a la morfolo-
3
Tema 10: Magmatismo en zonas de dorsal 
El ciclo volcano-tectónico 
 Estudios relativamente recientes, han puesto de manifiesto que, sea cual sea el tipo de dorsal que se 
considere, su evolución morfoestructural en el tiempo está condicionada por su ciclo volcano-tectónico, 
es decir, la alternancia entre los periodos de actividad tectónica y los periodos con actividad volcánica 
emisiva. La existencia del ciclo volcano-tectónico está condicionada por: 
 -la intermitencia de los episodios emisivos 
 - la continuidad del proceso de acreción, que condiciona la continuidad de la actividad tectónica. 
 El ciclo volcano-tectónico en una 
dorsal (Fig. 10.4), comienza por la for-
mación de un domo axial (etapa volcáni-
ca) que, a continuación, comienza a 
fracturarse, generandofinalmente un 
graben axial (etapa tectónica). El predo-
minio de unas u otras etapas depende, 
como es evidente, de la tasa de acreción y 
condiciona, claramente, la morfología de 
la dorsal. Así, las dorsales rápidas 
presentan una actividad emisiva 
importante y casi continua que supera a 
la actividad tectónica, resultando el 
relieve indicado en la Fig. 10.3. Por el 
contrario, las dorsales lentas presentan un 
predominio de las etapas tectónicas, de 
donde resulta el desarrollo de un graben 
axial. 
Productos de la actividad 
volcanica en las dorsales 
 Pese a que la composición de los 
basaltos emitidos por las dorsales oceáni-
cas es relativamente homogénea (este es 
el ambiente típico de generación y 
emisión de los basaltos toleíticos 
MORB), los productos generados pueden ser variados, dependiendo de numerosos factores. 
Figura 10.4: Generación del relieve en la zona axial de una dorsal 
como consecuencia del ciclo volcano-tectónico. 
 Como primer parámetro que condiciona el tipo de actividad, podemos indicar la profundidad a la 
cual se produce la actividad emisiva, puesto que la presión hidrostática condiciona la posibilidad o no de 
erupciones explosivas. 
 - ERUPCIONES A BAJA PROFUNDIDAD (<500-700m): la presión hidrostática es reducida y 
posibilita la actividad explosiva generada por la vaporización instantánea del agua de mar. Si la profundi-
dad es muy pequeña se pueden producir cipresoides de vapor+cenizas que se emiten a la atmósfera. En 
condiciones de mayor profundidad se producen explosiones submarinas cuyo producto son las hialoclas-
titas de explosión. 
 - ERUPCIONES SUBMARINAS PROFUNDAS (>500-700m): la presión hidrostática inhibe el 
desarrollo de explosividad, así pues, el tipo de actividad es mayoritariamente de erupciones tranquilas 
pero pueden producirse erupciones reactivas caracterizadas por una intensa fragmentación, por contrac-
ción, del basalto. Los tipos de productos resultantes son (Fig. 10.5): 
 
 4 
 Tema 10:Magmatismo en zonas de dorsal 
 ERUPCIONES REACTIVAS 
o hialoclastitas profundas: formadas por fragmentos de vidrio basáltico generados por 
una fragmentación intensa por contracción térmica brusca de la lava. Son claramente 
distintas de las hialoclastitas de explosión (las cuales presentan una vesicularidad mu-
cho mayor, fragmentos fuertemente incurvados, etc.). No son muy abundantes en las 
dorsales actuales pero han sido identificadas capas de hialoclastitas en los sondeos del 
DSDP y también son frecuentes ocupando el espacio entre los pillow. 
o lavas en adoquín: son coladas que presentan su superficie fragmentada en bloques de-
cimétricos de formas poligonales regulares. Dado que el interior de la lava no se pre-
senta fragmentado, se puede considerar que representan una situación intermedia entre 
las erupciones tranquilas y las reactivas. 
 ERUPCIONES TRANQUILAS 
o lavas almohadilladas - pillow lavas- 
o lagos de lava 
o coladas fluidas 
LAVAS ALMOHADILLADAS (PILLOW LAVAS) 
Figura 10.5: Tipos de erupciones subacuaticas profundas y sus productos, en función de algunos parámetros críticos del 
proceso. La posición de los triángulos indica el sentido en el que un determinado parámetro aumenta o disminuye su valor. 
 Este tipo de material lávico es el que constituye con mayor facilidad relieves en la zona axial de las 
dorsales, si bien pueden producirse en cualquier ambiente subacuatico o incluso subglaciar. Cada pillow 
individual, presenta una sección redondeada en su superficie superior y normalmente apuntada, ajustan-
dose a los espacios infrayacentes, en la inferior (constituyen, por tanto, un buen indicador de polaridad 
estratigráfica). Espacialmente, se trata de lóbulos de flujo, de longitud variable, que pueden desarrollar 
estructuras laterales y que principalmente avanzan a favor de la pendiente y se dividen por fragmentación 
de la costra vítrea externa. En sección presentan una estructuración concéntrica, definida por 
 - una zona externa formada por una película de material vítreo, con espesor milimétrico 
 - una zona algo más interna, denominada zona variolítica, formada por fenocristales esquelé-
ticos, esferulitos, agregados plumosos de piroxeno y plagioclasa (variolas) y vidrio. 
 - una zona interna con textura hipocristalina o bien holocristalina, con agregados de plagioclasa, 
olivino, piroxeno y espinela. 
 y también, la existencia de zonas vesiculares con disposición concéntrica. Es característico, a escala 
mesoscópica, el desarrollo de una fracturación radial. 
 LAGOS DE LAVA 
 5
Tema 10: Magmatismo en zonas de dorsal 
 Se producen en las zonas axiales de dorsales con tasa de expansión intermedia o rápida, cuando se 
genera una emisión fisural muy voluminosa que se emplaza en una zona deprimida topográficamente en 
la zona axial de la dorsal. Si la consolidación del lago de lava se produce de forma lenta y completa, 
solamente se observa una superficie vítrea con morfologías lobuladas o irregulares. No obstante, el drena-
je de la lava de su interior hacia otro sector, puede poner de manifiesto su estructura interna, constituida 
por pilares huecos generados por el escape del agua retenida inicialmente bajo la lava (Fig. 
10.6).
 
Figura 10.6: Aspecto general (a) y vista en sección (b) de la formación y evolución de un lago de lava. El drenaje de la lava hacia 
otras áreas produce el hundimiento de las cúpulas y quedan únicamente los pilares con un conducto centra, generados durante el 
escape del agua retenida debajo del volumen de lava. 
COLADAS FLUIDAS 
 Se trata de volúmenes de lava fluida que avanzan a favor de pendientes suaves y no generan lagos 
de lava. Corresponden a volúmenes de emisión intermedios entre los típicos de los lagos de lava y los 
correspondientes a las pillow lavas. Su superficie presenta una morfología cordada, similar a las típicas 
estructuras pahoe-hoe de las lavas fluidas subaereas. En sección pueden, presentar estructuras columna-
res. 
10.4. Dorsales lentas y dorsales rápidas: dos modelos de corteza oceáni-
ca y de acreción. 
 Del conjunto de los datos expuestos, resulta evidente la existencia de dos modelos de dorsal - de 
segmentos de dorsal siendo más precisos- claramente distintos: 
 - los segmentos de DORSAL RÁPIDA, estan alimentados en su sector central por camaras relati-
vamente someras (1´5-3 Km), a traves de fisuras de gran desarrollo. La lava sale a la superficie rápida-
mente, en sobrefusión, sin cristales y con un flujo rápido. Predominarán los lagos de lava y coladas flui-
das. En las proximidades de los extremos del segmento, la camara se hace más profunda y el tiempo de 
residencia de la lava, más largo. Las lavas emitidas son más ricas en cristales, mas viscosas y aumenta la 
frecuencia de pillow lavas. 
 6 
 Tema 10:Magmatismo en zonas de dorsal 
 Las cámaras magmáticas son muy estables, continuas (varias decenas de kilómetros de largo, 2-3 
Km. de ancho) y predomina siempre la actividad ígnea sobre el adelgazamiento tectónico. Esta situación 
configura una corteza de estructura y espesor muy constantes. 
 - los segmentos de DORSAL LENTA, estan alimentados, por el contrario, por cámaras de pequeñas 
dimensiones, efímeras, frecuentemente enraizadas en las peridotitas del manto superior y más alejadas de 
la superficie. Las lavas emitidas son ricas en cristales, viscosas y el producto predominante - a veces el 
único- son las pillow lavas. 
En algunos segmentos de dorsales de apertura lenta, como en la dorsal medio-atlántica, la corteza 
oceánica se ve sometida a una distensión importante que, con frecuencia, no se ve compensada por la 
emisión de productos lávicos (estado amagmático). En esta situación, se puede producir un ascenso del 
material infrayacente -peridotitas-, hasta la superficie del fondo oceánico. Esta situación ha sido eviden-
ciada por el dragado de peridotitas en estos sectores de acreción baja y es concordante con las observa-
ciones geofísicas, que no detectan ningún reflectorque pueda ser asimilado a un techo de cámara magmá-
tica. Por tanto, en los segmentos de dorsal con baja tasa de acreción, la estructura y el espesor de la corte-
za oceánica son muy irregulares, tal como predice la modelización térmica: por debajo de una cierta tasa 
de acreción, la perdida de calor por convección hidrotermal y conducción es tal que implica la consolida-
ción completa de las cámaras magmáticas que son, por tanto, efímeras y de dimensiones muy reducidas. 
 La estructura de la corteza resultante es muy heterogénea, con espesores que pueden variar de 0 (si 
predomina el estiramiento tectónico) a 7 Km (si predomina la acreción magmática). 
 
Elem. N-MORB E-MORB 
SiO2 48.77 49.72 
Al2O3 15.90 15.81 
Fe2O3 1.33 1.66 
FeO 8.62 7.62 
MgO 9.67 7.90 
CaO 11.16 11.84 
Na2O 2.43 2.35 
K2O 0.08 0.50 
TiO2 1.15 1.46 
P2O5 0.09 0.22 
MnO 0.17 0.16 
La(ppm) 2.10 13.39 
Yb(ppm) 3.20 2.37 
(La/Sm)N 0.50 2.29 
K/Rb 1547 475 
Tabla 10.II: Composición tipo de basaltos 
MORB N y E. 
Implicaciones sobre el tipo de ofioli-
tas: 
Las ofiolitas, consideradas como el resultado de una 
obducción de corteza oceánica sobre corteza continen-
tal, reflejan dos tipos de estructuración: 
 - las ofiolitas del mediterraneo oriental (Turquía, 
Chipre, Omán), muestran una estructura homogénea 
que, de arriba a abajo, incluye pillows y coladas flui-
das, un complejo filoniano, gabros masivos y estratifi-
cados y peridotitas. Posiblemente, representan una 
corteza generada por una dorsal rápida. 
 - las ofiolitas alpinas, (Alpes, Apeninos, Córce-
ga), muestran una estructura compleja, en la que los 
pillows pueden recortar a peridotitas serpentinizadas y 
volúmenes de gabros están enraizados en peridotitas. 
Son frecuentes las zonas de cizalla tensil (estiramien-
to). Posiblemente estas ofiolitas reflejan fragmentos 
de corteza oceánica generada por una dorsal lenta. 
8.4. Composicion de los productos 
emitidos y esquema petrogenético. 
 Los basaltos emitidos en las zonas de dorsal se 
incluyen, de modo general, bajo la denominación de 
basaltos MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts). Se trata 
de basaltos de afinidad toleítica -excepcionalmente se 
reconocen algunos basaltos transicionales o alcalinos-, 
que característicamente presentan cuarzo normativo. 
Petrográficamente presentan amplias variaciones 
 7
Tema 10: Magmatismo en zonas de dorsal 
texturales, desde los tipos holovítreos a los hipocristalinos. Los fenocristales suelen ser de olivino, pla-
gioclasa, augita y espinela de Mg-Cr. 
 Desde el punto de vista de la geoquímica, se diferencian dos tipos principales de basaltos MORB, 
denominados N-MORB (normales, empobrecidos o de tipo Atlántico) y E-MORB (también denominados 
en ocasiones P-MORB, enriquecidos, de pluma o de tipo Pacífico); ambos tipos se diferencian principal-
mente en los contenidos en elementos traza (Tabla 10.II y Figura 10.7), y principalmente en los elemen-
tos incompatibles. 
El origen de estas dife-
rencias entre ambos tipos de 
basaltos MORB, parece estar 
en la participación de material 
únicamente del manto litosféri-
co (N-MORB), homogéneo y 
empobrecido o bien a partir de 
la incorporación de proporcio-
nes variables de un componente 
astenosférico profundo (rela-
cionado con una pluma manté-
lica; E-MORB), heterogéneo y 
enriquecido en elementos in-
compatibles. Esta hipótesis se 
ve apoyada por la evidencia de 
una línea de mezcla entre las 
composiciones de tipo N y E. 
Figura 10.7: composición normalizada a condrito de basaltos toleíticos de tipo 
MORB de la dorsal centro-atlántica. Tomado de Winter, 2001 
 8 
El esquema petrogenético 
que se acepta de modo más común para la géne-
sis de los basaltos de tipo MORB es el indicado 
en la Fig. 10.8. La intervención de componentes 
de tipo E-MORB en proporciones variables es 
una situación común en muchos segmentos de 
dorsal y parece estar relacionado con el ascenso 
de material de origen profundo (enriquecido) y 
su mezcla en proporciones variables con los 
fundidos del manto superior empobrecido (N-
MORB). 
Figura 10.8: Esquema petrogenetico simplificado para los 
MORB. Modificado de Winter (2001) 
 
 
Para profundizar: 
- Juteau, T. (1993): Le Volcanisme des dorsales 
océaniques. Mem. Soc. Géol. France, nº 163, 81-
98. 
- Mehier, B (1995): Magmatisme et tectonique 
des plaques. Ed. Marketing, Paris. Col. Ellipses, 
256 pp. 
-Winter, J.D. (2001): An introduction to Igneous 
and Metamorphic Petrology. Prentice-Hall, New 
Jersey, 697 pp. 
TEMA 11 
Magmatismo en zonas de rift 
intracontinental 
Introducción 
Las rocas ígneas alcalinas han sido objeto de numerosos estudios desde el nacimiento de la petrolo-
gía y rápidamente fueron identificadas como un grupo netamente distinto al de las rocas subalcalinas 
(Iddings, 1892; Harker, 1896). Desde estos primeros estudios, su peculiar mineralogía y composición 
geoquímica, así como la amplísima variedad litológica (aproximadamente la mitad de los nombres forma-
les de rocas propuestos por la IUGS- Le Maitre, 1989- corresponden a rocas alcalinas) han motivado el 
interés de un gran número de investigadores (una síntesis de los estudios clásicos en rocas alcalinas se 
presenta en Sørensen, 1974), pese a su escaso desarrollo volumétrico (constituyen menos del 1% del total 
de rocas ígneas aflorantes). 
Los ambientes geodinámicos en los cuales aparecen rocas ígneas alcalinas son variados e incluyen, prin-
cipalmente: 
 ambientes anorogénicos intraplaca oceánica o continental 
 zonas de subducción, especialmente en las zonas de tras-arco, o bien en etapas muy avanzadas de la 
evolución de los arcos de islas 
 rifts continentales 
Entre estos ambientes, es el contexto de los rift intracontinentales el que presenta un desarrollo más ca-
racterístico del volcanismo alcalino; no obstante, no es este el único tipo de afinidad geoquímica repre-
sentado en los rift continentales que, en ocasiones, pueden ser el ambiente de emplazamiento de rocas 
toleíticas de tipo “flood basalt” (Tema 12). El volumen de magmas emitido en los rift intracontinentales 
supone solo un pequeño porcentaje (alrededor del 3%; Coulon, 1993) del total del volcanismo activo de 
nuestro planeta, que se concentra mayoritariamente en los ambientes geotectónicos de borde de placa 
(zonas de subducción y dorsales oceánicas). No obstante su reducido volumen, el estudio de este mag-
matismo es de gran interés, ya que: 
 es una consecuencia de los movimientos distensivos que afectan a la litosfera y que, en determi-
nados casos pueden ser el inicio de la formación de nuevos espacios oceánicos. 
Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental. 
 nos aporta valiosa información petrogenética acerca de las fuentes de los magmas producidos y 
particularmente, sobre la interacción de componentes litosféricos y astenosféricos durante el pro-
ceso de rifting. 
 finalmente, la variedad de litologías generadas por este tipo de magmatismo es muy elevada, 
siendo algunas de ellas (p.e. carbonatitas) exclusivas de este tipo de ambiente geotectónico. 
El magmatismo alcalino relacionado con rift intracontinental se encuentra representado en numerosos 
sectores del planeta con actividad reciente (Figura 11.1); el registro geológico nos presenta también el 
testimonio de rifts continentales antiguos, como por ejemplo el rift de Oslo (Noruega), de edad Pérmica, 
el magmatismo de la Monteregian Province (NE de Estados Unidos-Canada), de edad Mesozoica o el de 
la provincia de Gardar (Groenlandia) de edad Precámbrica. Por su extensión, continuidad y desarrollo, el 
mejor conocido de todos estos sistemas de rift es el que afecta al este de la placa africana, que ha perma-
necido activo durante la mayor parte del Cenozoico y continúa en la actualidad. 
 
En este tema abordaremos el estudio de las características geodinámicas que condicionan la formación y 
evolución de los rift continentales, los tipos de productos volcánicos emitidos y su evolución en el tiempo 
y algunasde las consideraciones que se pueden establecer acerca de su petrogénesis. Desde el punto de 
vista de la composición, nos restringiremos a las rocas típicamente alcalinas, que son las características 
en este ambiente geodinámico. Las rocas ultrapotásicas (lamproitas, lamprófidos ultraalcalinos y kimber-
litas) y carbonatitas, en ocasiones asociadas a las rocas alcalinas constituyen por sus peculiares caracterí-
ticas composicionales y petrogenéticas un grupo independiente cuyo estudio no se abordará en esta la 
asignatura. 
Figura 11.1: Localización de los principales sistemas de rift activos durante el Cenozoico (modificado de Wilson, 1989). 
 Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental 
11.1. Desarrollo de rifts intracontinentales: contexto geodinámico. 
Según Olsen y Morgan (1995), un rift continental es una depresión tectónica alargada, asociada a la 
cual, el conjunto de la litosfera ha sido modificada por extensión. La formación de un rift continental 
supone, por tanto, el desarrollo de procesos de extensión de la litosfera, que llevan asociados un ascenso 
de la astenosfera y un aumento del flujo térmico. Este proceso puede ser explicado mediante dos meca-
nismos claramente diferentes (Segor y Burke, 1978; Keen, 1985): 
 Rifting activo: el modelo de rifting activo está condicionado por un ascenso de la astenosfera, 
relacionado con la presencia de una anomalía térmica en el manto y el desarrollo de movimientos 
ascensionales del mismo, en forma de “pluma” (Fig. 11.2). Según White y McKenzie (1989), es-
tas plumas astenosféricas presentan una temperatura superior en 100-150º C a la del manto cir-
cundante, lo que condiciona 
su menor densidad y, en 
consecuencia, el desarrollo 
de un movimiento ascensio-
nal de la astenosfera. En es-
te modelo de rifting, la ele-
vación de la astenosfera 
provoca una elevación re-
gional de la corteza, for-
mando un domo (con un ra-
dio de 200-800 km y una 
elevación 0,5 a 3 km) que 
condiciona un estado de es-
fuerzos extensional radial, 
cuya evolución indicaremos 
posteriormente en este tema. 
 
 
 
 Rifting pasivo: por el contrario
Figura 11.3: Modelos de rifting activo y pa
1989) 
 
Figura 11.2: Modelo de pluma astenosférica propuesta por White y McKenzie
(1989) para el manto subyacente a las islas de Cabo Verde. Las temperaturas
se expresan en grados centígrados respecto a la temperatura media del manto
superior (1340 ºC). 
, el modelo de rifting pasivo (Fig 11.3) está condicionado por el 
desarrollo de un estado de 
esfuerzos distensivo en la 
litosfera, que conduce a su 
adelgazamiento y a la ele-
vación posterior de la as-
tenosfera. Esta elevación 
de la astenosfera puede 
producir un ligero movi-
miento ascensional de la 
corteza, que genera un 
abombamiento local (ligera 
elevación de los márgenes 
del rift). 
sivo (según Keen, 1985 y Wilson, 
La secuencia de eventos esperable 
según cada uno de estos modelos 
de rifting es netamente distinta; así, 
un rifting activo presentaría: 
 abombamiento regional → 
volcanismo → formación de una 
depresión central 
en el caso de un modelo de tipo 
pasivo, la secuencia sería, por el 
contrario: 
 formación de una depresión 
3
Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental. 
central → abombamiento local → volcanismo 
La adscripción de los rifts activos actualmente a uno u otro de estos modelos es, no obstante, compleja. 
Mientras en numerosos casos los datos geofísicos (Fairhead, 1979; Green et al., 1991; Davis et al., 1993; 
Gao et al., 1994a y b; Ritsema y Van Heijst,2000) permiten inferir la existencia de anomalías en el manto 
subyacente y favorecen la hipótesis del rifting activo, en otros casos (p.e. el graben del Rhin; Glahn et al., 
1993) tales anomalías no parecen existir tratándose probablemente de rifts de tipo “pasivo”. Por otra 
parte, nada impide que en los rift de mayor desarrollo temporal, el mecanismo de rifting pueda variar en 
el tiempo o de unos a otros segmentos del rift. Así, en el rift del Este de África, el registro sedimentario 
indica una fuerte subsidencia precediendo al abombamiento regional (p.e. Baker et al, 1972; Carson y 
Curtis, 1989; Mohr, 1982), sugiriendo un mecanismo de tipo rift pasivo, al que sigue una activación del 
manto infrayacente pasando a un modelo de tipo activo. Desde el punto de vista de la petrogénesis, las 
mayores diferencias entre uno y otro mecanismo de rift afectan al tipo de manto implicado en la genera-
ción del magmatismo, que en el modelo del rifting activo debe de corresponder a un manto profundo, 
(manto astenosférico) en tanto que en el modelo de rifting pasivo debe representar niveles más superficia-
les del manto (parte superior del manto astenosférico o incluso manto litosférico). 
11.2. Estadios en la evolución temporal de los sistemas de rift intraconti-
nental. 
La evolución temporal del proceso de rifting puede 
considerarse dividida en tres etapas (Gass, 1972; 
McKenzie, 1978; Burke y Wilson, 1979)) 
Figura 11. 4: Las tres etapas clásicas en la evolución de 
un rift intracontinental (modificado de Burke y Wilson, 
1979). 
etapa pre-rift: la etapa pre-rift está caracterizada, 
desde un punto de vista tectónico, por el inicio de la 
extensión de la corteza (en términos reales, del con-
junto de la litosfera); dicha extensión, en el caso de 
los rifts de tipo “activo”, está relacionada con el 
abombamiento de la corteza, al que acompaña una 
fracturación difusa, de tipo radial y con cierta fre-
cuencia un volcanismo bimodal de tipo toleítico 
(flood basalts en los estadios iniciales y riolitas e 
ignimbritas en las etapas finales), tal como han descri-
to Kampunzu y Mohr (1991) en la rama este del rift 
africano. En otros casos, este abombamiento no resul-
ta acompañado por emisiones volcánicas (p.e. en el 
área del Lago Tanganika, Dautria y Girod, 1987). En 
el caso de los rifts de tipo “pasivo”, esta etapa está 
caracterizada por una fracturación difusa, frecuente-
mente con desarrollo de fallas de bajo ángulo y no se 
presenta volcanismo asociado. 
etapa sin-rift: La evolución de los procesos extensi-
vos conduce a un fracturación muy destacada de la 
corteza, mediante fracturas lístricas que inicialmente 
suelen afectar a uno de los bloques de corteza, con 
desarrollo de un semi-graben, pero que posteriormen-
te, afectan a los bloques previos, configurando una 
depresión central con desarrollo en graben. La fractu-
ración radial que acompaña al desarrollo de un rift de 
tipo activo, suele tender a concentrarse según las 
direcciones más favorables estructuralmente, dando 
origen a puntos triples (Fig. 11.4). 
 Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental 
 En las cuencas sedimentarias formadas por mecanismos de rift, el registro sedimentario muestra un 
aumento de la tasa de subsidencia durante esta etapa (McKenzie, 1978). La etapa sin- rift presenta típi-
camente el desarrollo de volcanismo alcalino, que puede ir precedido por una etapa de basaltos transicio-
nales. En zonas concretas, en las que la dinámica extensiva de la corteza es más importante, como por 
ejemplo en el norte del rift Este africano (Etiopía), los basaltos transicionales pueden ser el tipo litológico 
predominante de la etapa sin-rift (Wilson, 1989). 
Etapa post-rift: la evolución de un rift, tras el desarrollo de la etapa sin-rift, puede conducir a dos tipos 
de situaciones netamente distintas. 
 continuación de la extensión y actividad magmática: esta situación se produce en aquellas ramas 
de las uniones triples con una mayor actividad magmática, que va asociada normalmente a un 
comportamiento más extensivo. Estas líneas pueden continuar su evolución hacia estadios en los 
cuales se comienza a producir corteza oceánica, pasando a convertirse por tanto en límites verda-
deros de placa. En esta evolución, los productos emitidos van haciéndose cada vez menos alcali-
nos y pasan a tener características similares a las de los basaltos MORB. 
 cese de la actividad magmática y periodode reposo: las ramas de las uniones triples con una me-
nor actividad magmática y comportamiento menos extensivo, pueden quedar abortadas, generan-
do lo que tradicionalmente se ha denominado como aulacógeno (Burke y Wilson, 1976). Esta 
situación es, por otra parte, la que se produce de modo más común en los rift de tipo pasivo. 
11.3. Productos del magmatismo en las zonas de rift continental 
El magmatismo en las zonas de rift continental presenta una elevada variedad de productos, tanto intrusi-
vos como volcánicos. Los primeros son raramente observables en las zonas de rift activas y su estudio se 
puede abordar en los complejos alcalinos antiguos, expuestos por los procesos erosivos (p.e. Oslo Gra-
ben- Noruega-, Gardar Province, -Groenlandia-, Complejo de Abu Khruq –Egipto- ), donde se encuen-
tran representados por afloramientos con composiciones variadas: sienitas, sienitas feldespatoídicas (ne-
felínicas, sodalíticas, etc), granitos de feldespato alcalino y una amplia variedad de foiditas (Sørensen, 
1974; Faure, 2001). 
Respecto a los productos volcánicos, cuatro líneas composicionales aparecen representadas en las zonas 
de rift con actividad reciente: 
• rocas de afinidad alcalina 
• rocas transicionales 
• rocas toleíticas 
• rocas ultrapotásicas y carbonatíticas 
En este tema nos centraremos en el estudio de los tres primeros grupos composicionales. Dado que la 
mayor parte del magmatismo de rift intracontinental activo se sitúa geológicamente en relación con el rift 
Este africano, abordaremos la descripción de los principales tipos litológicos y series representados ba-
sándonos en los datos existentes sobre este sistema de rift. 
El Rift Este africano: contexto geológico 
El continente africano está constituido geológicamente por varios cratones de edad Arcaica, separados por 
cinturones orogénicos de edad Proterozoica. El sistema de rifts desarrollado en su extremo oriental aprove-
cha las zonas de mayor debilidad de la corteza, relacionadas con estos cinturones orogénicos (Nyblade et al, 
1996). Desde el punto triple situado en la conjunción del Triángulo del Afar con el Mar Rojo y el Golfo de 
Adén (Fig. 11.5) el rift se continúa hacia el sur, con edades progresivamente más modernas en igual direc-
ción. Su velocidad de avance es de unos 2,5 a 5 cm/año. Cerca de la frontera sur de Etiopía, el rift se divide 
en dos ramas que bordean el Cratón Tanzano: 
la rama Este, que continúa hacia el sur, terminando en una zona de fracturación difusa; esta rama del rift, 
con una amplitud de 40-80 km, presenta una elevada productividad magmática y predominio de las compo-
siciones sódicas. La actividad de la rama Este comenzó en Etiopía en el Eoceno (~43 Ma) y en Kenya en el 
 5
Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental. 
Oligoceno basal (33-30 Ma), con la 
emisión de extensas coladas de tipo 
flood basalt. Las etapas más tardías del 
volcanismo basáltico fueron acompa-
ñadas de la emisión de riolitas e ig-
nimbritas riolíticas. La estructuración 
del estadio sin-rift comenzó con una 
etapa de semigraben hace 15 Ma y con 
el desarrollo de un graben hace 3-4 
Ma. 
la rama oeste, con una menor ampli-
tud, menor productividad y predominio 
de las composiciones potásicas, se 
extiende más hacia el sur, dividiéndose 
de nuevo para bordear el cratón de 
Zimbabwe. Su actividad comenzó en 
el Mioceno (~14 Ma) con la emisión 
de basaltos transicionales que dieron 
paso a basaltos alcalinos. Desde hace 
unos 3 Ma, la actividad en la rama 
oeste ha evolucionado hacia términos 
más alcalinos, mas infrasaturados y 
más potásicos. 
Desde el inicio de la actividad volcáni-
ca, ésta se ha producido de modo 
episódico hasta nuestros dias, afectan-
do no solo a las zonas intra- rift sino 
que algunas etapas emisivas han des-
bordado los límites del rift, siendo 
especialmente reseñables las coladas 
fonolíticas (17-8 Ma) e ignimbritas 
traquíticas (<4 Ma) en Kenya central. 
( p.e el Monte Kenya, el Kilimanjaro ). 
Figura 11.5: Mapa simplificado del rift Este africano. Según Kampunzu 
& Mohr (1991). 
 
11.4. Series magmáticas en el Sistema de rift Este africano 
Las rocas de la serie toleítica aparecen normalmente asociadas a rocas de tipo transicional, respecto 
a las cuales son menos importantes en desarrollo volumétrico. Desde el punto de vista de la evolución del 
sistema de rift, las rocas toleíticas (basaltos principalmente), aparecen en los estadios iniciales del proceso 
(etapas pre-rift) o bien en etapas tardías (estadio de oceanización). La composición de las rocas toleíticas 
pre-rift es similar a la de los basaltos de tipo CFB (flood basalts) en tanto que los basaltos que aparecen 
en la etapa de oceanización, presentan las características propias de los basaltos MORB. 
Las rocas transicionales, así denominadas por presentar caracteres intermedios entre los propios de la 
serie alcalina y los de la serie toleítica, aparecen en dos etapas netamente diferenciadas: 
 1) postdatando a los basaltos toleíticos pre-rift, sobre los que habitualmente predominan en volumen; en 
este caso, representan una variación composicional de los términos toleíticos a los alcalinos. Las rocas 
transicionales pre-rift muestran con frecuencia una marcada bimodalidad, apareciendo tanto basaltos 
transicionales como traquitas riolitas e ignimbritas con igual afinidad (p.e en la rama Este del sistema de 
rift de África oriental), si bien este carácter depende de la tasa de productividad del segmento de rift que 
se considere (ver infra). 
 2) precediendo a los basaltos de tipo MORB, en cuyo caso, muestran una transición composicional de la 
serie alcalina a la toleítica. 
 Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental 
 
Las rocas de la serie alcalina presentan una enorme variedad litológica, que comprende desde términos de 
basanitas y basaltos alcalinos con nefelina normativa (>5%) a tefritas, fonolitas y traquitas, junto con una 
amplia variedad de foidolitas. De modo general son el tipo de afinidad predominante en los productos 
emitidos durante la etapa sin-rift. 
 
11.5. Tipos de rift intracontinentales según su tasa de emisión 
La actividad emisiva de los rift intracontinentales no es, en absoluto, homogénea, pudiendo diferenciarse 
dos tipos principales (Barberi et al, 1982) (Fig. 11.6): 
• -los rift de baja a moderada productividad magmática (p.e. el rift del lago Baikal, el del Rhine-
graben o la rama occidental del rift este africano), caracterizados por un volcanismo intermitente, de 
escaso volumen, en el que predominan las emisiones de lavas básicas y con frecuencia, marcada-
mente alcalinas (nefelinitas, basanitas, leucititas, etc). Este tipo de rifts está caracterizado por una 
baja tasa de extensión litosférica. 
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
Rhinegraben E África (W) E África (E) Etiopía
%
 e
n 
vo
lu
m
en
 d
e 
pr
od
uc
to
s
Básicos
Intermedios
Ácidos Figura 11.6: Comparación de los volúmenes relativos 
de rocas básicas, intermedias y ácidas emitidos en los 
rift intracontinentales de baja (Rhinegraben, 
E.Africa(W)) y alta (E. África (W)) productividad 
magmática. Modificado de Barberi et al (1982). 
• los rift de elevada productividad magmática (p.e. la rama oriental del rift este africano), se carac-
terizan por un volcanismo relativamente constante en el tiempo, de elevado volumen y alcalinidad 
moderada y que, como característica más significativa, muestra una marcada bimodalidad con pro-
porciones volumétricas similares de composiciones ácidas y básicas (Fig. 11.6). 
 
11.6. Composición química elemental de las rocas volcánicas del rift Este 
Africano 
 En la Tabla 11.I se indican algunas composiciones seleccionadas de rocas volcánicas del rift Este 
africano, correspondientes a las series alcalina, toleítica y rocas transicionales (datos de Kampunzu y 
Mohr, 1991), en las que se puede identificar la marcada bimodalidad de los productos. 
Desde el punto de vista de la composición normativa esdestacable como carácter distintivo, que las rocas 
transicionales y las de la serie toleítica presentan cuarzo normativo, característica que, como es lógico no 
aparece nunca en las rocas alcalinas, donde si es común la presencia de nefelina en la norma. 
 7
Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental. 
En un simple gráfico K2O frente a 
Na2O, se puede apreciar como algu-
nas de las asociaciones alcalinas 
intracontinentales más significativas 
(rama Este del rift africano, Absoroka 
Mounts, Hébridas muestran una 
evolución muy similar a la de las 
series intraplaca oceánica (banda 
sombreada). Las series potásicas y 
ultrapotásicas, son por el contrario, 
casi exclusivas del ambiente intrapla-
ca continental y muestran evoluciones 
composicionales en ocasiones com-
plejas. 
 
 
 
 
 
Esta similitud composicional se pue-
de apreciar también si consideramos 
las pautas normalizadas multielemen-
tales (Fig. 11.8), donde se evidencian 
también los valores más reducidos en 
elementos incompatibles que presen-
tan las rocas transicionales y algunas 
de las rocas alcalinas (línea inferior). 
0 2 4 6 8 1
2
4
6
8
10
Na O2
K O2
Series 
ultrapotásicas
Series 
potásicas
Series 
sódicas
Le
uc
it
e 
H
ill
s
Sh
on
kin
-Sag
A
fr
ic
a 
(r
am
a 
W
)
Héb
rid
as
Absoro
k
t
a M 
s
Figura 11.7: Variación de la relación de álcalis en diversas series alcalinas 
intracontinentales y relación respecto a las series intraplaca oceánicas. 
Según McBirney (1993). 
0
La variación de las composiciones en elementos del grupo de las tierras raras (REE) (Fig. 11.9), presenta 
una pauta similar a la que se observa en los diagramas multielementales. Así, las composiciones fuerte-
mente alcalinas, muestran pautas con una elevada pendiente y un marcado enriquecimiento en los ele-
mentos ligeros, que son por otra parte los más incompatibles. Tal como se puede apreciar, en la figura 
11.9, existe toda una transición desde los términos más alcalinos hasta los puramente toleíticos. 
 
 
 
 
 
 
Tabla 11.I: Composiciones representativas de rocas volcánicas con distintas afinidades geoquímicas 
en el Rift Este Africano (Datos de Kampunzu y Mohr, 1991). 
 
 Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental 
 Serie Alcalina Rocas transicionales Serie Toleítica 
 Nefelinita Fonolita Basalto Basalto Basalto Basalto Pantelleri-
ta 
Comendi-
ta 
Basalto Basal-
to 
SiO2 41.4 51.7 48.6 46.7 50.5 47.6 70.3 72.5 50.8 51.1
TiO2 2.5 0.9 3.4 2.8 3.0 2.0 0.3 0.2 1.4 1.8
Al2O3 9.2 19.3 15.1 15.0 14.2 16.1 7.6 10.3 14.9 14.9
FeO* 11.9 5.9 10.7 12.4 11.9 11.4 8.4 4.0 10.1 10.6
MnO 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.3 0.1 0.2 0.2
MgO 13.6 1.1 4.2 6.7 5.5 6.4 0.0 0.0 6.9 6.1
CaO 13.5 4.1 8.5 10.5 9.6 11.5 0.4 0.2 9.8 9.7
Na2O 3.4 8.9 4.1 3.3 3.0 2.7 7.3 5.9 2.6 2.7
K2O 1.4 4.6 2.4 1.2 1.0 0.8 4.3 4.4 0.4 0.4
P2O5 0.5 0.3 0.8 0.7 0.1 0.3 0.0 0.4 0.3
Total 97.6 97.0 98.0 99.6 98.9 99.0 98.8 97.6 97.4 97.8
Sc 40 4 14 31 31 37 24 25
Cr 155 107 197 239
Ni 240 11 44 2224 31 86 133 132
Co 36 12 34 49 41 45 45 54
Zr 244 840 396 261 264 116 1608 2018 80 114
Hf 5.3 6.1 3.0 34.0 61.0 2.0 2.9
Ta 6.5 15.0 4.6 3.0 2.0 1.5 21.0 49.0 
Nb 21 20
Th 8.2 25.0 9.8 4.6 3.0 2.5 33.0 124.0 3.2 2.9
U 3.5 1.1 0.8 7.3 25.0 
Rb 42 130 52 25 22 14 208 637 7 12
Sr 1190 1073 718 521 453 1 298 281
Ba 1240 882 390 3 234 260
Y 29 28 38 300 296 26 33
La 63 93 78 39 28 22 246 153 23 21
Ce 145 163 20 463 310 44 40
Nd 53 54 69 44 195 151 18 
Sm 10.5 10.0 13.1 5.4 44.4 36.8 4.2 4.6
Eu 2.5 2.2 3.7 2.6 3.2 2.0 3.7 0.5 1.4 1.6
Gd 
Tb 2.0 0.9 1.2 0.8 8.1 8.2 0.7 0.8
Dy 
Yb 2.3 2.2 2.3 2.3 25.1 34.6 1.9 2.2
Lu 0.4 3.5 4.3 0.3 0.4
 9
Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental. 
Esta relación entre el grado de alcalinidad 
y el contenido en elementos incompatibles 
es una característica común del magma-
tismo en zonas de rift continental; pero, 
por otra parte, también lo es que las rela-
ciones entre los contenidos en determina-
dos elementos incompatibles se mantienen 
constantes para los productos emitidos en 
una determinada área. 
b,
K
,
El origen de los enriquecimientos en ele-
mentos incompatibles observados en se-
ries alcalinas ha sido interpretado como 
resultado de diferentes factores: 
/C
a) como resultado de las bajas tasas 
de fusión implicadas en la gene-
ración de fundidos alcalinos 
b) como resultado de la fusión de 
una fuente enriquecida en estos 
elementos incompatibles 
c) como resultado de la fusión de 
una fuente metasomatizada. 
La relación entre la generación de mag-
mas alcalinos y procesos de fusión con 
baja tasa es conocida desde el desarrollo de trabajos clásicos (p.e. Harris, Epígrafe VI.1a en Sørensen 
1974); de igual modo, la participación de componentes de manto enriquecido, bien sea manto astenosfé-
rico o bien manto litosférico enriquecido 
por procesos de metasomatismo o reciclaje 
de material cortical, han sido hipótesis 
propuestas por diversos autores en el estu-
dio del magmatismo en el contexto del rift 
intracontinental (sintetizadas en Wilson, 
1989 y Coulon, 1993). Winter (2001) 
Ba Rb Th K Nb Ta La Ce Sr Nd P Sm Zr Hf Ti Tb Y Tm Yb
500
200
100
50
20
10
5
R
oc
a
on
dr
ito
 (e
xc
 R
P)
OIB
Alcalinos
Transicionales
Figura 11.8: Composiciones normalizadas a condrito (salvo Rb, K y 
P, normalizados a manto primitivo) de rocas alcalinas de dominio 
intraplaca oceánica (OIB)(Thompson et al, 1984; Clague y Frey, 
1982), rocas alcalinas (Price et al 1985, Baker et al, 1977) y basaltos 
transicionales (Davies y McDonald, 1987) . Modificado de Wilson 
(1989) 
La identificación más concreta de los tipos 
de fuentes implicadas en el magmatismo 
en los rifts intracontinentales ha sido abor-
dada mediante el estudio de las relaciones 
isotópicas de lavas y xenolitos peridotíti-
cos incluidos en ellas. 
 
11.7. Composición isotópica 
de las rocas volcánicas del 
rift Este Africano 
La composición isotópica de Sr y Nd de 
las rocas volcánicas básicas del rift Este 
africano muestra una amplia variación 
(Fig. 11.10). Esta distribución de los valo-
res isotópicos es muy similar a la obtenida para las rocas alcalinas intracontinentales en numerosas regio-
nes (Wilson, 1989; Faure, 2001), de modo que podemos considerar que las composiciones isotópicas 
Figura 11. 9: Diagrama normalizado a condrito de las composiciones 
típicas de las cuatro series representadas en el rift Este africano. 
Según Kampunzu y Mohr ,1991) 
 Tema 11: Magmatismo en zonas de rift intracontinental 
mostradas por las rocas volcánicas 
del rift Este africano pueden consi-
derarse representativas de las com-
posiciones de este tipo de actividad 
magmática. Como se aprecia en la 
gráfica, las composiciones de las 
distintas rocas volcánicas reprodu-
cen, de modo preciso la pauta 
composicional típica del manto 
(mantle array), con composiciones 
enriquecidas respecto a MORB y 
más similares a las composiciones 
típicas de los OIB. Solamente los 
basaltos de tipo transicional, rela-
cionados con una tasa de fusión algo 
mayor y una emisión más importan-
te en volumen se aproximan a las 
composiciones de tipo MORB. Es 
destacable, por otra parte, la simili-
tud existente entre las composicio-
nes de las lavas y las de sus encla-
ves. Esta situación no es exclusiva 
de las lavas básicas sino que tam-
bién se produce en las rocas ácidas. 
Por otra parte, las composiciones en 
algunas rocas ultraalcalinas y sus 
enclaves peridotíticos alcanzan valores de 87Sr/86Sr de 0.713, que indican la elevada heterogeneidad 
composicional del manto implicado en su génesis. 
Figura 11.10: Composición isotópica de Nd y Sr para las lavas (tramas grises) y 
sus xenolitos (zonas bordeadas por líneas de puntos) del rift Este africano. Según 
Kampunzu y Mohr (1991). 
 
A modo de resumen, podemos indicar que los datos isotópicos disponibles para el rift Este africano, junto 
con otras zonas de rift con actividad