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Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
UDELAR
Facultad de Ciencias
Petrología
Ígnea y Metamórfica 
Sofía Nóvoa Meikle
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Montevideo, Uruguay. 2014
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Magmas y Rocas Ígneas
Magmas
Definición: 
Fundido de composición predominantemente silicatada, sin estructura ordenada 
(sus cationes juegan entre esas redes silicatadas, hasta que debe formarse un 
cristal), producto de la fusión parcial de rocas de la corteza y/o del manto 
superior con la intervención de todas o sólo algunas de las fases presentes.
Por tanto, es una roca en estado de fusión, cuya T de inicio de fusión dependerá 
de la composición química de la misma, la P vigente, y la presencia o no de 
componentes volátiles.
La roca sufre fusión de acuerdo a un índice de fusibilidad, los minerales más 
fusibles asumen el estado líquido primero, y por último los más refractarios. Por 
tanto existe una gran diferencia de temperatura entre el punto en que la roca 
comienza a fundir y aquel en el que se vuelve completamente líquida. 
Naturaleza composicional de los magmas
 Porción liquida de composición silicatada, en algunos casos hay 
magmas con otros iones dominantes como sulfurosos y carbonosos.
 Fragmentos sólidos en suspensión: elementos refractarios o silicatos de 
cristalización a altas temperaturas. La litósfera se funde pero quedan 
minerales sin fundir dependiendo de las temperaturas en las que la 
litósfera se esté “reciclando”.
Por ejemplo, un granito con nódulos que no corresponden a su litología: 
los nódulos son los restos refractarios que vinieron con el magma. Gracias
a estos nódulos es que se habla de fusión parcial de los magmas.
 Volátiles: gases disueltos en el fluído parcial (H2O, CO2, SO2, y otros). 
Los volátiles tienen papeles importantes durante la fusión: bajan los 
puntos de fusión de los distintos minerales. También afectan propiedades 
físicas del magma, en particular la viscosidad, el agua despolimeriza las 
estructuras silicaticas haciendo que se formen estructuras simples que 
como resultado hacen que el magma sea menos viscoso, mientras que el 
dióxido de carbono ayuda a formar estructuras complejas. Factor 
importante en zonas de subducción donde se procesa el ingreso de la 
litósfera oceánica hacia el manto.
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Origen del magma
Factores
Generación del magma = Fusión Parcial/Total
Temperatura: las rocas de la corteza inferior y manto superior están cercanas a su 
T de fusión, cualquier incremento en la T (proveniente del material descendiente 
al manto o del propio manto) induce la fusión parcial. 
Presión: los incrementos de la Pconfinante causan aumentos en la T de fusión, si 
la P confinante baja entonces hay una baja en la T de fusión de los materiales. 
Cuando la P baja, entonces ocurre la fusión por desompresión.
Volátiles: provenientes de la litósfera (agua estructural de los minerales) que se 
va deshidratando, facilitan la fusión a T más bajas (sobre todo el H2O), influyen 
sobre la viscosidad del magma. Los volátiles son un factor muy importantes en 
zonas de subducción.
Propiedades químicas de los magmas
Composición: silicatada, carbonatada, sulfurosa y óxido-fosfatados.
Elementos químicos, iones: Ca, Fe, Mg, Na, K, Al, Ti, Si.
Elementos menores y traza: P-Mn
Elementos formadores del retículo (grupos aniónicos): Si, Al, P.
Elementos modificadores de retículo: Mg, Ca, Fe2+, Na, K, (Ti, Fe). Son los 
elementos que van a influir en si se forma un piroxeno, un olivino, etc.
También podemos identificar al Ti4+ y Fe3+ como elementos de comportamiento 
doble, que pueden participar tanto en la formación del retículo como de 
modificarlo.
Volátiles
Composición del magma: polímeros de SiO4+ líquido de composición similar al 
estado cristalino (entropía).
Propiedades físicas
Densidad, que se estima a partir de vidrio volcánico (g/cm3). La densidad varía 
entre 2.8 y 2.2 g/cm3. Magmas que acarrean cristales tienen mayor densidad, pero
las variaciones más importantes son las que ocurren en magmas con burbujas de 
volátiles en las cuales la densidad puede llegar a ser 0.05 g/cm3.
Pequeñas variaciones de densidad en un gran masa rocosa puede tener 
consecuencias importantes. La densidad tiene un papel importante en la 
generación y diferenciación magmática: la incorporación física y asimilación 
química de pedazos de pared-roca al magma dependen de el contraste de 
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densidades, magma mixing y la convección en cuerpos magmáticos involucran 
diferencias en las densidades.
Temperatura: desde 1200°C a 700°C, medidos en lavas por suspuesto.
Viscosidad: relación con composición, estructura, temperatura, % de volátiles. 
(Cuanto más viscoso, de mayor complejidad son sus estructuras). La viscosidad 
es la resistencia del fundido a fluír, un magma básico será más fluído que uno 
ácido, ya que cuanto más SiO2 haya en el fundido mayor será la viscosidad 
debido a las redes de tetraedros. La presencia de volátiles disminuye la 
viscosidad de los magmas bajo condiciones isotérmicas.
El magmatismo en general representa un proceso de transferencia de masa y 
energía desde zonas sumamente profundas hacia la superficie de la tierra (o 
quedar en la corteza superior), esto implica a largo plazo una diferenciación 
química irreversible.
Dónde se originan la mayoría de los magmas
Los magmas se generan mediante la fusión parcial o total de la corteza o del 
manto superior por la fusión de las rocas preexistentes, con la intervención de 
todas o sólo algunas de las fases minerales presentes. La teoría de tectónica de 
placas da un excelente marco para la discusión de los diferentes estilos y 
características geoquímicas de la actividad ígnea actual, lo que nos permite 
inferir sobre los eventos del pasado.
La corteza está compuesta por minerales silicatados de baja densidad. El manto 
es una mezcla de alta densidad de 2 fases minerales silicatadas, olivita y Opx. El 
núcleo: Fe-Ni.
El Manto conforma 2/3 del planeta, y tiene una gran influencia en la composición
del fundido de roca. Según Ringwood la composición aproximada sería la de una 
“Pirolita”, en su explicación del movimiento de las ondas a través del planeta.
 
Composición del Manto- Reología (rama de la física de medios continuos que 
estudia la deformación y el fluír de la materia): distintas composiciones se van 
dando en distintas partes del manto. El manto no es homogéneo, por lo tanto 
importa cuánto manto funde y de qué parte proviene.
El Manto Primitivo es aquel manto que aún no ha evolucionado.
La fusión parcial del manto (peridotítico), lleva a generar un fundido silicatado 
con un contenido de SiO2 en torno al 45 a 50% = magma primario o parental. 
Implica T altas, y es un magma muy fluído (máfico a ultra máfico).
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La fusión siempre genera “líquidos” con menor densidad que la roca que fue 
fundida. Por tanto, la densidad del líquido es menor que la del ambiente rocoso 
en el que está contenido.
Qué le ocurre a ese magma primario
Flota, por lo tanto asciende.
Si hay suficiente empuje desde abajo llega a la superficie (lava). Las lavas muy 
viscosas ascienden gracias a los volátiles (las livianas también).
A medida que asciende por la corteza puede detenerse y formar cámaras 
magmáticas variando sucesivamente su composición.
Este magma ascendente se sirve de lugares de menor presión, como fracturas y 
cizallas, para subir haciéndole frente a lafuerza gravitatoria.
 
Fuentes potenciales
Manto y corteza (puede ser sólo del manto, sólo corteza o mezcla de ambos).
Factores que inciden en el mecanismo de fusión: zonas de perturbaciones 
significativas de P, T y X-volátiles = dependerá del Ambiente 
Geotectónico.
Cada magma primario estará asociado a determinado Ambiente Geotectónico.
Fuentes y mecanismos de génesis de magmas primarios
1. Fusión Selectiva del Manto Superior Peridotítico a través de la 
Descompresión Adiabática = magmas de composición basáltica =
Dorsales. Dorsal Oceánica: al separar las placas, por descompresión el
manto superior se funde. Este mecanismo implica que el material fuente se
funde en forma diferencial a T, P y % de volátiles determinadas.
2. Fusión Parcial de Corteza Oceánica y Manto Subyacente por ∆T y 
aumento en la P de volátiles = magmas intermedios = zonas de 
subducción oceánica y margen continental activa.
3. Fusión Parcial de Corteza Continental (también hay casos de oceánica) 
por ∆T y aumento en la P de volátiles = magmas de composición granítica
(en continentales) = margen continental activa/ colisión 
continental.
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Tectónica de Placas y Actividad Ígnea
Están íntimamente asociadas, la distribución global de actividad ígnea no es 
aleatoria.
Las rocas basálticas son comunes en ambientes oceánicos y continentales, 
mientras que las graníticas son poco comunes o raramente encontradas en 
ambiente oceánico.
Tipos de Bordes de Placas
Divergentes: donde nueva corteza es generada a medida que las placas se 
separan.
Convergentes: destrucción de corteza al encontrarse dos placas. Por ejemplo en 
las zonas de subducción.
Transformantes: no forman magmas, las placas se deslizan horizontalmente.
OJO!!! Algunos volcanes o génesis de magma No aparecen en bordes de placa. 
Hay ∆T puntuales, locales o anómalas → PLUMAS. Las celdas de convección 
son de diferentes tamaños, por lo tanto hay zonas dentro de la astenósfera con 
concentraciones anómalas de transferencia de calor. Esto hace que el manto suba 
y se funda llegando a fundir la corteza también.
Tectónica de Placas – Petrogénesis Ígnea
1. Mid-Ocean Ridges (magmas primarios más simples en cuanto a 
composición química = depleted mantle).
2. Intracontinental Rifts
3. Island Arcs
4. Active Continental Margins
5. Back-Arc Basins
6. Ocean Island Basalts
7. Miscellaneous Intracontinental Activity (kimberlitas, carbonititas, 
anortositas….)
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Descompresión Adiabática en Dorsales Meso-Oceánicas
Descenso de la P confinante = disminución de la densidad y de la T de fusión, 
provocando una curvación del manto, haciendo que comience a fundirse 
progresivamente, formando un perfil adiabático.
Ascenso de material mantélico como pluma o domo.
Gradiente de T desde el centro de una celda convectiva posee hacia arriba un 
perfil adiabático. La relación entre este perfil y el solidus del manto es lo 
que determina el inicio de la fusión.
Hay dorsales rápidas y dorsales lentas (¿?)
Gradiente Adiabático: αT/αr = αgT/Cp siendo α el coeficiente de expansión 
térmica, g la aceleración gravitatoria, T temperatura absoluta, r profundidad, Cp 
capacidad calorífica.
La T del manto a lo largo de un perfil adiabático desciende menos que la T de 
fusión (ésta baja con la disminución de P), o sea que la fusión mantélica se 
produce por descompresión adiabática en vez del calor interno del manto.
Bordes de Placa Divergentes: márgenes constructivas
La mayoría de estos límites de placas se encuentran en ambiente oceánico. 
Incluyen sistemas de dorsales meso-oceánicas y centros de apertura en cuencas 
de back-arc.
 Ej.: Dorsal Meso-Atlántica, los basaltos de fondo oceánico ocupan el 60% de la 
superficie terrestre. En Islandia la dorsal “sale a la superficie”. El Rift del E 
Africano es un ejemplo de rifteamiento continental que se encuentra en las etapas
iniciales de una futura expansión oceánica.
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Bordes de Placa Convergentes: márgenes destructivas
Margen Continental Activo y Arco de Islas Oceánico.
La mayoría de los volcanes en tierra están asociados a zonas de subducción.
Fusión parcial de corteza oceánica y del manto subyacente.
Si se cierra la zona de subducción → Orógeno → fusión parcial de corteza 
continental.
En el Océano Pacífico se encuentra la zona conocida como el “anillo de fuego”, 
ya que el Pacífico está contorneado por zonas de subducción con volcanismo 
asociado.
Variaciones incrementales de T (∆T)
 Decaimiento de isótopos
 Compresión de rocas con la profundidad (gradiente adiabático)
 Deslizamiento litosférico en Manto superior
 Flujos de cizallamiento
 Transferencia de masa por material magmático
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Variaciones composicionales / volátiles
Variación en la PH2O = baja el solidus de los sistemas silicáticos.
Cuña mantélica = local favorable.
Por deshidratación de las rocas.
VOLCANES DE ZONAS DE SUBDUCCIÓN
El volcán típico son los estratovolcanes, cuya explosividad puede ser 
extremadamente alta y su composición es altamente variable: desde basaltos 
hasta riolitas.
Pueden tener explosiones de tipo Pliniana (o Vesubiana), que son explosiones 
altas. Pero también hay otros tipos. 
Bordes de Placa Transformantes
Volcanismo no tipicamente asociado.
Volcanes Intraplaca Oceánicos: puntos calientes
Un ejemplo de estos volcanes son los Hawaianos, que son volcanes escudo 
debido a que la baja viscosidad de la lava les da esa forma.
La progresión de las edades puede ser explicada por el crecimiento de los 
volcanes a partir de un punto o fuente profundo estacionario en la Tierra 
(“hotspot”) a medida que la placa del pacífico se desliza con una dirección y 
sentidos determinados.
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Generación de magmas mantélicos
Fusión parcial del manto superior peridotítico ( Ol + Opx ± gr ± sp)
Lherzolita= (Ol+Opx+Cpx±gr)/FUSIÓN
Residuo refractario y fundido de composición basáltica.
Concentraciones de H2O → despolimerizador de sistemas silicáticos → 
fundidos ricos en sílice.
 CO2 → polimerizador de sistemas silicaticos → reduce 
campo de estabilidad de la olivita y aumenta el del Opx → fundidos pobres en 
sílice.
Consideraciones importantes:
1) En el caso de sistemas peridotíticos anhidros, con el aumento de la presión
se reduce la estabilidad del gradiente haciendo que el olivino se funda 
generando magmas básicos a altas presiones.
2) Si el aumento del grado de fusión es progresivo, hay mayor disolución de 
las fases cristalinas de la peridotito parental.
3) Las concentraciones presentes de H2O y CO2. El H2O es un 
despolimerizador de los sistemas silicáticos generando fundidos más ricos 
en sílice. Mientras que el CO2 polimeriza los fundidos silicáticos, 
reduciendo el campo de estabilidad del olivino y aumentando el del 
ortopiroxeno, generando fundidos pobres en sílice.
A) Baja P confinante y baja X-H2O
Manto superior peridotítico = fundidos ricos en SiO2 (grandes volúmenes).
Da lugar a:
 Basaltos Tholeíticos: dorsales meso-oceánicas, intraplaca continental, 
arcos de isla oceánicos inmaduros (OIA).
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 Andesitas (exclusivamente en zonas de subducción con serie calco-
alcalina): arcos de isla oceánicos, margen continental activa.
Intraplaca continental:
Incluye provincias toleíticas continentales, zonas de rift continental, ocurrenciasde magmatismo potásico y ultr-potásico no relacionado a rift.
B) Alta P y alta X-CO2
Con bajas tasas de fusión y poco volumen = producción de fundidos 
subsaturados en SiO2, da lugar a:
Basaltos subsaturados: intraplaca continental y oceánico (rifts y OIB). Y Basaltos
alcalinos.
Generación de magmas graníticos
Margen continental activa
Mecanismos: ∆T
 Presencia de volátiles
Fusión parcial a bajas T = magmas graníticos Peraluminosos
Fusión parcial a altas T = magmas graníticos Metaluminosos
Los granitos provenientes de magmas peraluminosos presentan minerales ricos 
en Al como Moscovita, Feldespatos y Corindón, mientras que los que provienen 
de magmas metaluminosos tienen minerales como Hornblenda que muestran 
abundancia de elementos distintos al Al.
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Tipos de Fusión Parcial
Es el proceso por el cual se forma un líquido a partir de un sólido prexistente con 
la intervención de todas o algunas de las fases que lo constituyen. Existen cinco 
tipos de fusión parcial: en equilibrio, fraccionada, continua, por zonas y en 
desequilibrio. 
El parámetro crítico que determinará la naturaleza del proceso de fusión parcial 
será la habilidad del líquido formado (magma) de separarse del residuo sólido. 
Esta habilidad de separarse del sólido residual dependerá del umbral de 
permeabilidad del sólido parcialmente fundido.
Fusión Parcial en Equilibrio
Al tener lugar durante un período de tiempo largo, este tiempo es suficiente para 
que, hasta el momento en que se produzca la segregación, haya un equilibrio 
entre el fundido y el sólido residual. Se llega, por lo tanto, a establecer un 
equilibrio entre el material que está fundido y el que no lo está. En este momento 
se puede pensar que la densidad de ambos es similar lo que les permite mantener 
el contacto y llegar al equilibrio.
Fusión Parcial Fraccionada
El fundido está en un equilibrio instantáneo con las fases residuales, pero se 
separa de ellas a medida que progresa la fusión de forma continua y completa.
Fusión Parcial Continua
Es un proceso intermedio entre la fusión parcial en equilibrio y la fraccionada, se 
produce la separación de fracciones de fundido de forma continua pero no 
fraccionada a medida que va progresando la fusión.
Fusión Parcial por Zonas
El fundido pasa a través de un sólido y cada cristal individual interacciona y se 
equilibra con el fundido.
Fusión Parcial en Desequilibrio 
Está determinada por los coeficientes de difusión de los elementos traza en los 
minerales, y el fundido no se equilibra con todo el sólido residual.
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Consideraciones generales:
 Para algunos magmas basálticos la fusión fraccionada es el mecanismo
por el cual se explica la extracción de magma desde el manto.
 Magmas más viscosos (félsicos) se ajustan mejor a la fusión en equilibrio.
 En la fusión parcial la composición del líquido inicial es idéntica en lo que
concierne a elementos mayores, cualquiera sea la proporción en la que se
encuentran las fases en el material original, e independientemente de que
la fusión sea en equilibrio o fraccionada.
 La abundancia en elementos traza de los líquidos producidos está
controlada por el tipo de fusión y por las fases presentes en el material
originario.
Fraccionamiento de los Elementos Traza
Las concentraciones de elementos traza durante la fusión parcial puede variar 
mucho en los fundidos parciales, por esto nos dan importante información sobre 
los mecanismos de formación de los magmas. Muestran una marcada preferencia 
por una fase respecto a otras existentes en el sistema: D, coeficiente de 
distribución o reparto, el cual varía con la temperatura, presión, composición del 
líquido y del sólido y fugacidad de O. 
Los elementos traza están altamente dispersos y en baja concentración, por esto 
se considera a la ley de Henry aplicable para los elementos traza. Su actividad es 
directamente proporcional a su concentración.
Evolución Magmática 
Formación de cámaras magmáticas
Como se ha mencionado anteriormente los magmas son generados por la fusión 
parcial, influyendo como condicionantes para ello cambios en la composición, en
la presión y en la temperatura.
Generalidades:
 El fundido migra por flotación a través de poros y fracturas.
 El fundido tiene menor densidad que el entorno sólido. Los minerales de 
baja densidad tienden a ser los primeros en fundirse.
 El resultado es una mezcla de sólidos, material fundido y gases.
 Aquellos minerales que son félsicos funden a menores T que los minerales
máficos (Ol,Px)
 El incremento de la P aumenta los puntos de fusión
 El aumento del contenido en agua baja los puntos de fusión.
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La serie de Bowen explica la susceptibilidad de los minerales a ser fundidos.
Diferenciación o Evolución Magmática 
(procesos modificadores de magmas)
Proceso por el cual diferentes elementos o componentes son separados de una 
mezcla originalmente homogénea, formando cristales de diferentes 
composiciones a partir de un magma parental de composición uniforme, dando 
como resultado gran diversidad de rocas ígneas. Es lo que explica la diversidad 
de RI, y ocurre a través de diferentes mecanismos y debido a que los minerales 
cristalizan en diferentes intervalos de temperatura (opuesto a la fusión parcial).
Diferenciación a Sistema Abierto
Asimilación Magmática
Proceso por el cual el magma funde total o parcialmente material perteneciente al
entorno e incorpora, en consecuencia, el producto fundido a su porción líquida 
residual. Se evidencia por la presencia de Xenolitos, procesos de difusión. La 
roca contaminada se ubica en la interfase entre el material magmático padre y la 
roca caja no modificada.
Luego de abandonar su fuente, el magma primario asciende y se puede encontrar 
con una pared de roca de diferente composición, especialmente magmas 
basálticos de fuentes mantélicas ascendiendo hacia rocas silicáticas de la corteza 
continental y cualquier magma silícico que se encuentra con calizas (Ca-rich 
limestones) o lutitas ricas en Al o su equivalente en metamórficas. Estos magmas
interactúan con su entorno en un intento de lograr un equilibrio químico-térmico, 
especialmente cuando están en un ascenso lento o cuando paran en una cámara 
de “almacenamiento” subterránea.
Mezcla de Magmas
Magma Mingling: es la mezcla incompleta de dos magmas generando un 
producto heterogéneo. Se da cuando ambos tienen diferencias marcadas de T o P 
o composición. También sucede cuando los magmas se enfrian rápidamente, sin 
dar oportunidad a que se mezclen dando un producto homogéneo. Se evidencia 
en la presencia de enclaves.
Magma Mixing: mezcla de dos magmas generando un producto homogéneo, de 
composición intermedia a ambos.
Diferenciación a Sistema Cerrado
Al entrar en un sistema cerrado se asume que se está a Pcte (adiabática), y lo que 
va variando en la cristalización es la T. La observación petrográfica y los 
sistemas experimentales indican que la cristalización de un magma se da en 
general por la aparición de una fase mineral seguida de otra, sucesivamente, en la
medida en que continúa la cristalización. Debido a que los cristales que se van 
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formando no tienen la misma composición, el equilibrio del líquido residual se va
modificando durante la cristalización.
La cristalización puede ser en equilibrio o fraccionada. 
Cristalización en equilibrio
Las rocas generadas son iguales al magma padre.
Cristalización fraccionada:
Implica que los cristales formados tempranamentese separan del líquido (sin 
reaccionar con él) dejando un residuo con composición química diferente a la 
inicial. Se da por diferentes mecanismos:
 Segregación gravitacional: en un cuerpo magmático estático, los cristales
más densos se hundirán mientras que los menos densos flotarán. Este 
proceso fue aceptado como un medio viable de la cristalización 
fraccionada, sin embargo, excepto por los fundidos máficos más calientes 
y cristales más grandes, el rendimiento de la fuerza plástica de los 
fundidos puede impedir el movimiento de los cristales aislados.
 Segregación por flujo: en cuerpos magmáticas que se mueven, la presión 
dispersiva de grano empuja a los cristales y otras partículas sólidas al 
interior del fluido magmático lejos de las paredes del conducto donde hay 
fuertes gradientes de velocidad. Este fenómeno se ha documentado en 
muchos diques, sills y extrusiones. 
 Filtrado por compresión: el fundido residual en magmas parcialmente 
cristalizados puede ser filtrado de la red cristalina debido a gradientes de 
presión locales. En el piso de una cámara magmática en cristalización, el 
peso de los cristales que se van acumulando puede presionar algo de 
fundido atrapado haciendo que salga de los cristales que se están 
compactando hacia el magma que está arriba. 
 Separación de fases del fluido: el fundido se enriquece en agua, 
reduciendo su viscosidad, y si se sobresatura en agua esto provoca que una
fase fluida se exsuelva. El incremento de la presión del fluido puede 
provocar regiones de menor presión.
En las etapas finales de la cristalización fraccionada el residuo está 
enriquecido en elementos incompatibles, LILE y elementos no litófilos, los 
cuales se concentran mayormente en la fase de vapor. 
Los volátiles remanentes aumentan la T líquidus lo que lleva a texturas 
Porfiríticas.
Puede aumentar la P lo que lleva a que se fracture el techo rocoso, lo que 
puede dar lugar al escape de vapor y residuos como diques: residuo silicatado 
= cuarzo y feldespato/diques pequeños de aplitas; fase de vapor silicatada = 
diques o pods de pegmatitas.
Cristalización teórica de magmas máficos
Bowen en 1929 resumió el enfriamiento de magmas máficos o mantélicos, a 
través de una generación que llamó “El principio de reacción”. Con el 
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enfriamiento del magma se genera un arreglo sistemático de los iones según 
patrones ordenados. Los minerales silicatados resultantes de la cristalización se 
forman en un orden predecible. Las texturas, tamaño y arreglo de los cristales en 
las rocas estarán relacionadas con dos factores: la tasa de nucleación y la 
velocidad de enfriamiento.
NUCLEACIÓN Y CRECIMIENTO DE LOS CRISTALES
Forma de un cristal: sumatoria de las caras presentes en un cristal. Está dada 
por la clase cristalográfica a la que pertenece el cristal.
Hábito de un cristal: aspecto del mineral en función de las caras más 
desarrolladas con el crecimiento de un mineral durante la cristalización, la 
tendencia es la formación de hábitos con formas cada vez más simples.
La NUCLEACIÓN es el inicio de todo proceso de crecimiento mineral. Es 
necesaria la saturación del líquido en los componentes formadores de núcleos y 
depende de la T.
La nucleación de un cristal involucra la adición de un número de pares de 
cationes y aniones a una estructura desordenada o poco ordenada.
Se habla de nucleación homogénea cuando estos agregados no muestran luego 
una tendencia a deshacerse, fenómeno que ocurre de forma general a una T 
inferior al líquidus (cuando la Glíquido es mayor a la Gnucleo). La nucleación estable 
es un proceso dinámico en el cual hay un intercambio constante de cationes y 
aniones entre el núcleo y el líquido. Mientras tanto el tamaño del núcleo 
permanece aproximadamente constante al mantenerse la T constante.
La nucleación heterogénea se da cuando un cristal se nuclea en la superficie de 
otro cristal.
Factores que influyen en la Nucleación:
 Tensión superficial del líquido magmático, puede impedir el desarrollo del
cristal. Se debe vencer la cohesión interna del líquido.
 Diferencia de energía libre (Gibbs) entre el estado sólido y el líquido.
 Temperatura
 Viscosidad: regulará la velocidad de nucleación y crecimiento.
El crecimiento del cristal si bien es independiente de la nucleación, necesita un 
núcleo (un racimo embriónico de iones) que posee todas las características del 
cristal.
La nucleación y el crecimiento de cristales son procesos de difusión 
(movimientos de masa espontáneos tendientes al equilibrio químico del sistema). 
Dependen del gradiente composicional, viscosidad y T.
El fenómeno de nucleación ejerce un control mayor sobre las texturas de las 
rocas magmáticas, particularmente su tamaño de grano cristalinidad y 
vesicularidad. El fenómeno de crecimiento influencia mucho en la forma 
cristalina, en rocas magmáticas.
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Hay una relación estrecha entre el tamaño del núcleo de un cristal y la densidad 
de nucleación, por un lado, y el grado de enfriamiento o supersaturación del 
magma, por otro. A la T de fusión del mineral de interés no hay núcleos estables 
prácticamente. Con 10°C de enfriamiento (10° menos de la T de fusión) el 
tamaño del núcleo es bastante grande. Con 50°C de enfriamiento, la nucleación 
se vuelve espontánea y la densidad y velocidad de nucleación son altas.
La figura nos ayuda a entender cómo la velocidad de enfriamiento afecta el 
tamaño de grano de las rocas. El sobreenfriamiento tiene lugar cuando las 
temperaturas caen por debajo del punto de fusión y antes que la cristalización 
tenga lugar.
TA: si la relación de enfriamiento es lenta, sólo escaso sobreenfriamiento será 
posible, ya que el nucleamiento es muy lento y la relación de crecimiento es muy 
alta: pocos cristales se formarán, pero serán cristales de gran tamaño. Común en 
rocas plutónicas.
TB: si son sobreenfriadas, la relación de nucleamiento excede al crecimiento por 
lo que, muchos cristales pequeños serán formados. Típico de rocas volcánicas.
TC: cuando hay muy alto grado de sobreenfriamiento puede ser insignificante las 
relaciones de nucleación y crecimiento, tal como ocurre en los líquidos 
solidificados a vidrio.
En el punto donde se cruzan la curva de nucleación y crecimiento, se da lugar a 
rocas intermedias o hipoabisales, se dan en diques, con texturas finas y cristales 
de 2 a 3mm.
Serie de Bowen
Los minerales cristalizan en un orden sistemático basado en sus puntos de fusión.
Durante la cristalización, la composición de la porción líquida del magma cambia
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continuamente: produciéndose la remoción de elementos por parte de los 
minerales que fueron formados en las etapas iniciales de la cristalización, el 
fundido residual va enriqueciéndose en SiO2 a medida que la cristalización 
avanza y, además, los minerales formados pueden reaccionar químicamente con 
el líquido residual y ser modificados.
Distribución de los elementos químicos en la cristalización
Como herramienta para interpretar la historia evolutiva de las rocas ígneas.
Los diferentes elementos tienen diferentes afinidades en cuanto a ambientes de 
residencia. Por ejemplo, el Si en residuos tardíos, el Mg en los fundidos recién 
formados, etc.
Recordando a Goldschmidt:
 Algunos elementos metálicos “Siderófilos”: Fe, Pt, Mo.
 Algunos elementos sulfuros “Calcófilos”: S, Cu, Zn.
 Algunos elementos silicatados “Litófilos”: Si, K, Ca, REE.
Los Elementos Traza ocurren en muy bajas concentraciones (ppm/ppb), no 
controlan la aparición de una fase mineral, pero entran en diferentes fases por 
sustitución, e identifican el tipo de fusión parcial.Reglas de Goldschmidt:
1) Dos iones de igual valencia y radio pueden intercambiarse fácilmente y 
entrar en solución sólida en cantidades equivalentes (PI= carga/radio).
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2) Si dos iones tienen radios similares e igual valencia (o carga), el menor 
será incorporado preferencialmente a la fase sólida antes que el líquido.
3) Si dos iones tienen radio similar pero diferente valencia, el ión con mayor 
carga ( >PI) será incorporado preferencialmente a la fase sólida sobre la 
fase líquida.
4) Regla de Ringood: la sustitución puede ser limitada cuando los iones que 
compiten tienen electronegatividades diferentes y forman enlaces con 
caracteres iónicos diferentes, aún cuando los criterios de tamaño y carga 
se cumplen.
Para elementos traza:
 Es muy importante el coeficiente de distribución o reparto, el cual se calcula 
como D = [moles sólido] / [moles líquido]. Si D > 1, elementos compatibles (los 
traza que tienden a incorporarse a los cristales en etapas tempranas de 
cristalización). 
Si D < 1, elementos incompatibles (elementos traza tienden a continuar en la 
porción líquida hasta etapas finales de la cristalización). Pueden ser pequeños de 
alta carga: HFS (REE, Th, U, Ce, Pb, Zr, Hf, Ti, Nb, Ta), o de baja carga y radio 
(K, Rb, Cs, Ba, Pb, Sr, Eu) LILE de alta movilidad (Large Ion Litophile 
Elements).
Se incorporan a los minerales o a los sólidos por: camuflaje, captura y admisión.
Camuflaje: el elemento menor tiene carga y radio similares a las del elemento 
mayor al que sustituye. Ej: Ga3+ (0.62 A) por Al3+ (0.51 A) y Ge4+ (0.53 A) por 
Si4+ (0.42 A) en los silicatos.
Captura: el elemento menor entra a un cristal preferencialmente porque tiene
mayor potencial iónico que los iones del elemento mayor. Ej.: Ba2+ (1.44 A) o
Sr2+ (1.21 A) por K+ (1.46 A) en los cristales de feldespatos con una sustitución
conjunta de Al3+ por Si+4.
Admisión: entrada de un ión foráneo que tiene un potencial iónico menor que
el del ión mayor, ya sea porque tiene menor carga o mayor radio iónico, o
ambos. Ej.: Rb+ (1.57 A) por K+ (1.46 A) en los feldespatos; Ca2+ (1.08 A) al Sr2+
(1.21 A) en la calcita; Cl- (1.72 A) por Br- (1.88 A) en los cloruros.
La concentración de elementos traza y su actividad varía en relación directa 
con su concentración dentro del sistema.
K/Rb: suele utilizarse. La importancia del anfíbol en un material fuente: el K y 
Rb se comportan de forma similar, por tanto K/Rb debería ser constante. Si en 
una roca hay anfíbol, casi todo el K y Rb deberían residir en él. 
Sr/Ba: elementos incompatibles. El Sr está excluído de la mayoría de los 
minerales excepto la Plagioclasa. Ba igual excepto en feldespatos alcalinos.
Ejemplos con elementos compatibles:
Ni fuertemente fraccionado = olivino > piroxeno
Cr y Sc = piroxenos >> olivino.
Ni/Cr o Ni/Sc permiten distinguir los efectos de la olivita y augita en la fusión 
parcial o la suite de rocas generadas por cristalización fraccionada.
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Diagramas de variación de Harper y diagramas ternarios 
Los diagramas geoquímicas de variación parten de la base de que ellos ilustran el
curso de la evolución química del líquido magmático.
A partir de éstos se pueden observar las tendencias de los distintos elementos 
químicos durante la cristalización únicamente fraccionada.
En el diagrama de Harper se ilustra el % en peso de algún óxido contra el % en 
peso del SiO2 en el eje de las x. Al SiO2 se le denomina índice de diferenciación, 
es un compuesto que muestra una evolución.
Si las rocas son co-magmáticas entonces aparece en los diagramas una tendencia 
química.
Provincias y series magmáticas
Judd (s.XXVIII) establece asociaciones de roca con relaciones de “parentesco”.
Harper (1897) y Becke (1903)
Principio Comagmático o de Consanguineidad
Existe una relación comagmática o de cosanguineidad entre las rocas cuando a 
través de determinados parámetros (químicos, isotópicos, etc.) se verifica que el 
conjunto estudiado deriva de un magma primario o parental, el cual durante la 
cristalización sufrió determinados procesos de diferenciación.
Magma Primario: aquel cuya composición química prácticamente no varió 
desde su origen (desde que se formó), y tiene derivación mantélica directa. 
Cuando NO tiene derivación mantélica directa, se denomina Magma Primitivo.
Magma Parental: aquel magma que una vez formado fue afectado por procesos 
de diferenciación magmática, dando lugar a magmas derivados. Puede ser 
primario o no.
Provincia Magmática: conjunto de rocas pluto-volcánicas de ocurrencia 
restricta en el espacio (distribución espacial definida) y en el tiempo (edad 
geológica restringida) con características mineralógicas, químicas, estructurales y
metalogénicas específicas.
Serie Magmática: manifestación plutono-volcánica que recorre el tiempo y 
espacio, con características mineralógicas, químicas y evolutivas bien definidas.
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Una Serie es un conjunto o asociación de rocas genéticamente relacionadas por 
procesos de diferenciación magmática (son co-magmáticas o cosanguíneas). Las 
rocas que forman una Serie comparten un lugar, tiempo y evolución. Igual 
contexto geodinámico, período de tiempo y procesos de diferenciación.
A través de la definición de SERIE MAGMÁTICA es posible rescatar los 
procesos evolutivos que generan el parentesco entre las diferentes rocas: 
fraccionamiento (FC), Asimilación y fraccionamiento (AFC), etc.
Series Magmáticas: 
 Tholeítica
 Calco-alcalina
 Alcalina
 Shoshonítica 
 Komatítica/Anortítica (arqueano?)
Serie Tholeítica
Alto contenido en FeO y Fe2O3. Aumento del hierro en los miembros 
intermedios durante la diferenciación, siguiendo la tendencia de Frenner. En la 
diferenciación magmática en lugar de aumentar el SiO2 aumenta el hierro.
No sigue a Bowen.
Predominan los basaltos.
Baja relación K2O+Na2O/SiO2, o sea pobre en álcalis.
Sobresaturación el SiO2 (hipersteno y cuarzo normativos).
Pigeonita característica de la serie.
Olivino en fenocristales y con evidencias de reacción con el líquido que lo 
transforma en ortopiroxeno.
En los miembros intermedios el olivino está ausente, pero en las lavas ácidas se 
lo puede encontrar como fayalita.
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Miembros: basalto picrítico (oceanita), toleíta de olivino, toleíta de cuarzo, 
andesita basáltica (islandita), dacita, riolita. 
Característica de MORB, OIB..
Serie Calco-alcalina
Rica en Al2O3 . Aumenta el SiO2 con la diferenciación. Presentan más Ca y Na 
que potasio. Predominan las andesitas. Bajo contenido en FeO+Fe2O3. Siguen la
tendencia de Bowen durante la diferenciación. En un diagrama álcalis / sílice se 
sitúan en un campo intermedio entre las series toleítica y alcalina en donde Na2O
> K2O. No hay enriquecimiento en Fe en los miembros intermedios, debido a la 
cristalización precoz de los óxidos de Fe y Ti, Hiperstena característica, tanto en 
cristales como en la matriz, Olivino en fenocristales, a menudo inestables, que se 
transforman a piroxénos. Lavas intermedias y básicas con frecuencia porfídicas, 
Plagioclasa y clino piroxeno en fenocristales a menudo con zoneamiento 
marcado. Presencia frecuente de hornblenda y biotita, es decir minerales 
hidratados. Miembros: Basaltos ricos en alúmina - Andesitas - Dacitas – Riolitas.
Ejemplo; Vulcanismo Circumpacifico.
Se dan exclusivamente en zonas de suducción: OIA y MCA (márgenes 
continentales activos).
Serie Alcalina
Rica en álcalis (K, Na) Aumenta el SiO2 en la diferenciación Predominan los 
basaltos Enriquecimiento variable en Fe en los miembros intermediosSe 
distinguen dos sub series: Moderadamente alcalina, Contenido de Ne normativa 
es < 5% Fuertemente alcalina, si su contenido en Ne normativa es mayor de 5 %.
Serie muy alcalina: Ankaramita-Basanita-Nefelinita oAnalcitita o Leucitita 
Serie moderadamente alcalina: De acuerdo con la relación Na2O / K2O se 
distinguen otras dos sub series: Una sódica con ( Na / K > 1) Otra potásica pero 
( Na / K < 1)
Sub serie Sodica: Ankaramita-Basanita-Hawaiita Mugearita-Benmoreíta Fonolita
de nefelina o Traquita
Sub serie Potasita: Ankaramita-Basanita Traquibasalto-Tristanita Fonolita de 
leucita o Traquita rica en K.
Rocas Peralcalinas: Valor alto de la relación álcalis / sílice. Pantelleritas y 
Commenditas: Olivino y feldespatoides normativos. Olivino estable en 
fenocristales y en la matriz. Presencia de feldespatoides. Ausencia de piroxenos 
pobres en calcio. Miembros intermedios raros Presencia de augita, a menudo 
titanífera. Feldespato alcalino presente en todos los miembros, incluyendo los 
máficos. Frecuencia de xenolitos ( nódulos) peridotíticos y eclogíticos. Ejemplos:
Rifts de África Oriental y Oriente de México Sierra San Carlos y Sierra de 
Tamps.
Se da en OIB y OIA.
Serie Shoshonítica
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Serie rica en K, aparece solo en zonas de subducción. Contenido elevado en K 
( K2O / Na2O cercano a 1). Contenido relativamente bajo en TiO2. 
Comportamiento variable del Fe. Grado variable de saturación en sílice (q ó ne 
normativos). Abundancia de feldespato potásico en todos los miembros. 
Fenocristales zoneados de olivino, plagioclasa y ortopiroxenos. Olivino rico en 
hierro en la matriz. Presencia de flogopita, analcima, leucita o tridimita. 
Miembros: Basaltos shoshoníticos ( absarokitas ) - Shoshonitas – Latitas. 
Ejemplos; Volcanes Absaroke (Wyoming) y Stromboli (Italia).
La Serie shoshonitica (o alcalina) representa las ultimas manifestaciones 
volcánicas de la zona de subducción cuando la placa es continental. Algunas 
veces es reemplazada por la serie alcalina. Las shoshonitas son lavas básicas, en 
su mayoría semejantes a los basaltos calco alcalinos, excepto que su contenido en
K2O es anormalmente elevado y más o menos igual al del Na2O.
Exclusiva de ZS= OIA y MCA.
Etapas de consolidación magmática
Etapas sucesivas en la consolidación de los magmas. Paul Niggli (1938) 
consideró a la Litósfera como un complejo polifacético al cual es posible 
aplicarle la regla de las fases. Para ello construyó varios diagramas que intentan 
explicar las cinco etapas sucesivas de la consolidación de los magmas en las 
rocas ígneas y en los yacimientos minerales relacionados con ellas, a las que 
denominó de la siguiente forma: ortomagmática, pegmatítica, neumatolítica, 
hidrotermal y solfatárica.
Etapa Ortomagmática
Durante esta etapa cristalizan los silicatos que van a formar la roca principal del 
macizo plutónico, desde el olivino hasta el cuarzo, y minerales de importancia 
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económica, como la pentlandita, nicolita, cromita, ilmenita, magnetita y 
diamante, así como los metales nativos del grupo del platino. 
Al final de esta etapa la roca se ha consolidado, quedando en solución los 
volátiles y la parte más soluble de los refractarios.
Etapa Pegmatítica
Durante esta etapa el líquido residual se infiltra en las fracturas de la roca ígnea y
de las rocas encajonantes. 
LOS VOLÁTILES QUE LLEVAN LOS REFRACTARIOS DAN LUGAR A LA 
FORMACIÓN DE GRANDES CRISTALES (MAYORES DE 32MM) QUE 
CONSTITUYEN LAS ROCAS, POR LO GENERAL FILONIANAS, QUE SE 
DENOMINAN “PEGMATITAS”. 
Algunas de ellas se explotan por su contenido en litio, berilio, niobio, tántalo, 
torio, tierras raras, micas, feldespatos para cerámica, cuarzo piezoeléctrico y 
piedras preciosas como el zafiro y rubí (variedades del corindón), la esmeralda, 
aguamarina, heliodoro y morganita (variedades del berilo), así como el topacio.
Etapa Neumatolítica
En la etapa neumatolítica el material intersticial es gaseoso y al circular a través 
de los poros de las rocas se comportará sobre todo como agente destructor. En su 
presencia los feldespatos son seudomorfizados por: 
La turmalina (turmalinización) 
Las werneritas (escapolitización), o bien por 
Una mezcla de cuarzo y mica blanca (greisenización) 
En la aureola peri plutónica se individualizan, además filones de cuarzo que 
pueden contener elementos explotables, como el Sn, W, Mo y Bi, a partir de la 
casiterita, wolframita, molibdenita y bismutinita, respectivamente, denominada la
tetralogía neumatolítica.
Etapa Hidrotermal
En la etapa hidrotermal el vapor de agua se condensa, dando lugar a líquidos que 
pueden contener diversos minerales solubles. El enfriamiento de las soluciones 
produce la precipitación de dichos minerales, dando origen a yacimientos de: 
Cobre, Oro, Plomo, Zinc, Plata, Antimonio, etc. La roca puede sufrir las 
siguientes alteraciones hidrotermales: 
Caolinización de los feldespatos potásicos 
Sericitización de las plagioclasas 
Cloritización de la biotita y hornblenda 
Uralitización de los piroxénos 
Serpentinización del olivino, y la 
Propilitización, fenómeno que da lugar a la formación de rocas verdes 
compuestas de epidota, actinolita y clorita, acompañadas de sericita, calcita, 
albita y pirita, que con frecuencia son indicios de una mineralización sulfurosa 
hidrotermal.
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Etapa Solfatárica
Finalmente, en la etapa solfatárica se escapan gases como el SO3, CO2 y 
H2BO3. En algunos lugares se llegan a explotar el bórax y el azufre nativo, 
generados en esta etapa.
Diagramas de Fase
Para explicar la diversidad y variación de RI se deben entender los procesos 
ígneos, debido a que el único caso en que se puede estudiar de forma directa es 
con los derrames de lava, es necesaria la geoquímica petrológica experimental 
(química+termodinámica) en las que se simulan composiciones y condiciones 
distintas que permiten modelar lo que sería la cristalización y formación de 
magmas.
La cristalización implica la separación sucesiva de varios sólidos a partir de un 
líquido, y esto es lo que representan los Diagramas: muestran los estados de 
equilibrio estables en función de variables intensivas (presión, temperatura, 
composición, etc.) siendo T y composición las que más importan en petrología.
Regla de las Fases
Es la que nos dice cuántos sólidos podrán formarse a partir de un fundido.
Es un principio termodinámico (a partir de Gibbs) que relaciona las fases que 
pueden coexistir en un sistema con las variables y componentes que tenga ese 
sistema.
Su representación gráfica son los diagramas.
Fase: cualquier fracción, incluyendo la totalidad, de un sistema que es 
físicamente homogéneo en si mismo y unido por una superficie que es 
mecánicamente separable de cualquier otra fracción. Una fracción separable 
puede no formar un cuerpo continua, por ejemplo un líquido disperso en otro. Un
sistema compuesto por una fase es homogéneo, uno compuesto por dos o más es 
heterogéneo.
Componentes: es el menor número de constituyentes químicos, 
independientemente variables, necesarios y suficientes para expresar la 
composición de cada fase presente en cualquier estado de equilibrio.
De los componentes de un magma por lo menos el 90% son óxidos de elementos 
mayores: 9 ó 10, esto nos da muchas posibilidades.
F=C-P+X, siendo C los componentes del sistema, P las fases que tiene dicho 
sistema, X las variables que considero y F el número de grados de libertad del 
sistema (número de condiciones que pueden ser arbitrariamente modificadas).
Para la mayoría de los problemas geológicos se reduce a F=C-P+2 (PyT), y para 
la cristalización magmática F=C-P+1 que sería T suponiendoP constante para 
simplificar.
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
En la cristalización magmática los fundidos silicáticos tienen: una fase líquida y 
una o más fases sólidas (minerales), el número de componentes es de 9 ó 10 
constituyentes mayores, por lo que el número máximo de grados de libertad del 
sistema es F=9 considerando una sola fase. Para representar un sistema con 
nueve grados de libertas se necesitan 9 dimensiones, no es viable en papel, pero 
como la cristalización se va dando en etapas “independientes y sucesivas”: cada 
una involucra sólo algunos de los muchos componentes, de esta forma se va 
viendo cada etapa por separado en los experimentos que son una simplificación 
de la realidad y no pueden contradecir lo que se observa en la roca.
Diagrama para: sistema a un componente
El componente será una variable fija. En este caso elegimos el agua para 
explicarlo.
Si estoy en un campo, por ejemplo H2Oliq, y hago un pequeño cambio en una de 
mis variables, seguiré estando en ese campo.
 Si estoy en un campo y hago un gran cambio en una de mis variables entonces el
sistema reacciona modificando la fase para acomodarse a las nuevas condiciones.
Para mantener el equilibrio:
Cuando estoy en un campo tengo dos grados de libertad. Cuando estoy sobre el 
punto triple tengo 0 grados de libertad. Cuando estoy sobre las líneas tengo 1 
grado de libertad.
En condiciones superficiales hay agua en estado líquido y en estado gaseoso en 
atmósfera, pero es un sistema abierto, o sea que estaría sobre la línea líquido-
vapor.
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Sistema a dos componentes o binario
Caso 1- cristalización de dos sustancias distintas en equilibrio
En el punto A tenemos una composición de 80% Diópsido – 20% Anortita, la 
cual sobre la línea líquidus forma un líquido coherente. Cuando llega al punto del
líquidus (a 1360° aprox), comienza a cristalizar Diópsido, de esta forma el íquido
se va enriqueciendo en composición anortítica. Cuando llega al punto E todo 
cristaliza (puede llevar miles de años si se mantiene es esa temperatura del E). 
Quedan cristales de Di en una matriz Di-An, cada uno cristaliza puro (un Di no 
va a tener un Al metido).
En el punto B tenemos 20% Di – 80% An, sobre el liquidus forma asimismo un 
líquido coherente. Luego, cuando llega al líquidus comienza a cristalizar Anortita
y el líquido se enriquece en composición diópsiditica. Sigue enfriándose hasta 
llegar al punto E donde cristaliza la matriz An-Di en que estarán inmersos los 
cristales de An formados.
El punto E o eutéctico indica la Tmin que por debajo de ella todo está sólido.
Mientras que va evolucionando mi composición por el gráfico me deslizo por la 
superficie del líquidus.
También sirve para analizar la fusión.
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Caso 2- solución sólida en equilibrio
Plagioclasa
La composición inicial de mi fundido es m, y empieza a cristalizar una 
plagioclasa en el punto a1: la leo en b1 y tiene composición 80% An. Sobre el 
líquidus veo la composición del líquido y su evolución (a), mientras que en 
sólidus veo la de los cristales (b). En a3 encontramos la úlima gotita del líquido 
que reacciona con el penúltimo cristal, dando en b3 el último cristal de 
composición igual a m. Esto en un caso ideal de cristalización en equilibrio: se 
forma un cristal → reacciona con el líquido → forma un cristal…….
Si durante la cristalización el sistema no estuvo en equilibrio el cristal se puede 
presentar zoneado (indica momentos de desequilibrio: signos de crist. 
Fraccionada): el cristal no estuvo en todo momento en interacción con el líquido.
 
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Caso 3- Eutéctico Doble
En el punto azul la nefelina comienza a cristalizar a aprox 1200°, sigue su 
evolución por la superficie del liquidus y cuando llega a E reacciona la nefelina 
con el cuarzo formando albita. Quedan cristales de Ne en una matriz Ne-Ab.
En el punto naranja el resultado son cristales de Ab en una matriz Ab-sílice.
En el punto verde, cristales de sílice quedan en una matriz Ab-silícea.
Caso 4- Eutéctico con fusión Incongruente
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Las texturas micrográficas se relacionan con fusión incongruente.
Un punto de fusión incongruente es aquel en el que el sólido que funde lo hace 
dando, por un lado, un fundido y por otro, dejando atrás un residuo sólido, ambos
de distinta composición a la del sólido inicial.
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Caso 5- Solución sólida con punto de fusión mínimo
Solvus – una fase mineral se separa de la otra (dentro del otro: pertitas). Si el 
sólidus y el solvus están pegados en la gráfica los cristales ya de entrada quedan 
en dos fases.
Pertitas, exsolución….
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Caso 6- sistema ternario con eutéctico
Si comienzo a enfriar el fundido de una determinada composición iré bajando 
perpendicularmente a las isotermas.
La isoterma más cercana al eutéctico ternario es la de menor temperatura.
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Regla de la Palanca
% en peso de fase sólida = (W0 – Wl)/ (Ws – Wl)
% en peso de fase líquida= (Ws – W0)/ (Ws – Wl)
Precauciones del uso de diagramas:
Los magmas naturales son químicamente más complejos que los simulados en el 
laboratorio (estos son hipotéticos e ideales).
No todas las rocas magmáticas representan la composición del magma del cual 
cristalizaron. Ej.: la dunita es una acumulación mecánica de olivino, no es un 
magma de composición olivínica.
Algunas rocas magmáticas resultan de mezclas heterogéneas de dos magmas de 
composiciones distintas.
Diversidad y clasificación de Rocas
Ígneas
La clasificación de las rocas ígneas se separa en dos grupos: química y 
mineralógica-textural.
En función del ambiente de cristalización/ 
consolidación
Rocas Plutónicas e Hipoabisales
Identificación textural: texturas gruesas a medias.
Estructuras primarias: enclaves, diques, nódulos.
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Rocas Volcánicas
Identificación textural: texturas finas a vítreas.
Estructuras primarias: flujo, escape de gases.
Criterios químicos:
 Acidez: % en peso de SiO2
Indica el grado de evolución de la roca.
 Rocas ácidas: > 66%
 Rocas intermedias/neutras: 66 – 52%
 Rocas básicas: 52 – 45%
 Rocas ultrabásicas: < 45%
Estas cuatro categorías no tienen una relación directa con la cantidad de cuarzo 
modal en la roca, aunque como regla general las rocas ácidas contienen cuarzo y 
las básicas no. Dos rocas que tengan idénticas concentraciones de sílice pueden 
tener una gran diferencia en la cantidad de cuarzo, y dos rocas de similar 
contenido en cuarzo pueden tener concentraciones en sílice distintas, 
dependiendo de la composición y la cantidad de otros minerales en la roca.
Saturación en sílice
Se basa en la presencia de fases minerales estables o no con el grupo de la SiO2. 
Los minerales NO estables con el grupo de la sílice son: feldespatoides (foides), 
piroxenos titaníferos, olivinos magnesianos, corindón.
Minerales estables con el grupo de la sílice: feldespatos, piroxenos pobres en 
Al2O3 y TiO2, anfíboles ricos en Fe, esfeno, circón, turmalina, magnetita, 
ilmenita, rutilo. 
A partir de esto las rocas se clasifican en:
 Sílice-sobresaturadas: contienen cuarzo o sus polimorfos (cristobalitay 
tridimita), un ejemplo es el granito.
 Sílice-saturadas: contienen Hy (hipersteno), pero no Qz, Ne (nefelina) u 
Ol. O sea, no cuarzo, ni feldespatoides, ni olivino. Por ejemplo: diorita y 
andesita.
 Sílice-subsaturadas: contienen Ol y posiblemente Ne (Mg-olivina y 
posiblemente feldespatoides, analcima, perovskita, granate melanita, 
melilita). Por ejemplo una sienita nefelínica.
La siguiente afirmación no es cierta:
“Una roca supersaturada equivale a una roca con cuarzo modal y por lo tanto se 
trata de una roca ácida. Asimismo, una roca subsaturada sería implícitamente una
roca básica.”
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La saturación en sílice se basa en el SiO2 modal de la roca (qzo,trd,crs), mientras 
que la acidez se basa en el % en peso de sílice proveniente del análisis químico, 
por lo tanto no siempre una roca con cuarzo modal es ácida, y no siempre una 
roca que no tiene cuarzo es básica. Por ejemplo una sienita nefelínica no tiene 
cuarzo modal y tiene foides, por lo tanto es insaturada pero no es básica sino 
intermedia/neutra.
Aluminosaturación
Se basa en la distribución relativa de Al2O3 entre los minerales. Es una 
clasificación basada en la relación molar 1:1 presente en los feldespatos.
Al2O3 : (K2O-Na2O-CaO)
Distribución de Al2O3 en la formación de minerales máficos aluminosos:
Al2O3/álcalis+CaO = índice de aluminosaturación
Rocas Peraluminosas: índice de aluminosaturación es mayor a 1,
 Al2O3 > álcalis+CaO. Rocas con turmalina, moscovita, corindón, sillimanita, 
andalucita, cordierita, granate, topacio.
Rocas Metaluminosas: índice de aluminosaturación es menor a 1,
Al2O3 < álcalis+CaO. Rocas con anfíboles y piroxenos sódicos (advfersonita, 
riebeckita, glaucófano), anfíboles cálcicos (hornblenda), titanita, biotita pobre en 
Al.
Rocas Peralcalinas: en las cuales la relación molar entre el Al2O3 y únicamente 
los álcalis da: Al2O3/Na2O+K2O < 1. En estas rocas se encuentran: aegirina 
(Px), riebeckita-richterita (An) y aenigmatita.
IUGS
Se basa en el % de minerales esenciales (>10%) presentes en una roca (MODA), 
requiere datos modales precisos obtenidos a partir de láminas delgadas en un 
microscopio. Presenta un modelo para el conjunto de rocas con M < 90 (tanto 
plutónicas como volcánicas) y varios grupos para rocas con M>90.
M = suma de minerales máficos (micas, anfíboles, piroxenos, olivinos), opacos y 
accesorios (circón, apatito, titanita, epidoto, alanita, granate, carbonatos 
primarios, etc).
La clasificación IUGS expresa:
 La incompatibilidad entre el cuarzo y minerales insaturados
 Línea AP es el límite de rocas saturadas. Triángulo QAP: rocas saturadas, 
triángulo FAP rocas insaturadas.
 Concepto de mineral esencial y accesorio
 Importancia de la relación entre los Fd.
 Variabilidad composicional entre familias.
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Normativa CIPW
Se convierte la composición química (expresada en % en peso) de una roca 
ígnea, en una roca con la composición química ideal de un conjunto de minerales
normativos. 
Limitaciones: no se tiene en cuenta el orden de cristalización, no se tiene en 
cuenta minerales hidratados, los minerales formados pueden no estar en la roca, 
no sigue una secuencia de cristalización mineral.
Índice de color
Es una clasificación basada en el % en volumen de minerales oscuros, máficos, 
presentes en la roca (se incluyen minerales máficos, silicatados, opacos, etc). De 
acuerdo con este criterio las rocas pueden ser clasificadas como:
 Leucócratas: índice de color entre 0-35% (claras)
 Mesócratas: índice de color entre 35-65%
 Melanócratas: índice de color mayor al 65% (oscuras)
Por su textura
Hace referencia a la relación de forma y tamaño de los componentes de una roca 
(cristales, vidrio o una combinación de ambos) y de la manera que se encuentran 
en contacto entre sí. Está determinada por las condiciones de cristalización del 
magma: un magma que cristaliza rápidamente formará cristales muy pequeños, 
mientras que un magma que cristaliza lentamente formará cristales grandes 
reconocibles a simple vista.
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La textura es un parámetro puramente descriptivo de gran utilidad a la hora de 
analizar el origen de las rocas y sus condiciones de formación.
Grado de Cristalinidad
Expresa la porción relativa entre cristales y materiales vítreos presente en una 
roca. Puede ser:
 Holovítrea: roca compuesta totalmente por vidrio.
 Hipovítrea: el material vítreo domina sobre la fracción 
cristalina.
 Hipocristalina: la fracción cristalina domina sobre la 
fracción vítrea.
 Holocristalina: la roca compuesta totalmente por 
cristales.
Grado de Visibilidad
Expresa la cantidad de cristales presentes en una roca que puede ser identificada 
a ojo desnudo o con la ayuda de una lupa de mano:
 Fanerítica: todos los cristales son reconocidos 
individualmente.
 Sub-fanerítica: sólo parte de la roca está formada por 
cristales que pueden ser reconocidos individualmente.
 Afanítica: los cristales pueden ser identificados sólo con 
la ayuda de un microscopio.
La textura fanerítica se puede observar en rocas intrusitas, cristalizadas a partir 
del enfriamiento lento de un magma dentro de la corteza terrestre. Ej.: granitos.
La textura afanítica aparece en rocas extrusivas, cristalizadas a partir de un 
enfriamiento rápido del magma extraído sobre la superficie de la Tierra como 
lavas. Ej.: riolitas, basaltos.
Tamaño de los cristales
a) tamaño relativo:
 Equigranulares: todos los cristales de dimensiones 
aproximadamente iguales. 
 Porfiríticas: fenocristales de gran tamaño en una matriz fina.
 Inequigranular: los cristales presentan dimensiones diferentes.
b) tamaño absoluto:
 Gigantes: cristales mayores a 10cm.
 Muy grueso: cristales entre 3 y 10cm.
 Grueso: cristales entre 1 y 3cm.
 Medio: cristales entre 1mm y 1cm.
 Fino: cristales entre 0,1 y 1mm.
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 Denso: cristales entre 0,009 y 0,1mm.
 Vítreo: sin cristales, material vítreo.
Forma de los cristales
Característica textural basada en la proporción entre minerales euhédricos 
(delimitaciones por caras externas cristalinas), subhédricos (parcialmente 
delimitadas por cara cristalinas) y anhédricos (sin caras cristalinas) presentes en 
la roca.
Panidiomórfica: predominan minerales euhédricos (Ol, Px, Fd).
Hipidiomórfica: predominan minerales subhédricos (Px, Anfíbol, micas, Pg).
Alotriomórfica: predominan minerales anhédricos (cuarzo, fd K, foides).
Contactos entre los cristales
Cada cristal que constituye una roca ígnea presenta contactos estrechos con los 
cristales vecinos, originando una trama extremadamente fuerte. Las superficies 
de contacto pueden ser:
 Planar: los contactos son por yuxtaposición.
 Irregular: los contactos son por imbrincamiento mineral.
Trama Mineral
En la disposición espacial relativa de las diferentes especies minerales 
constituyentes de las rocas. Son muy variadas destacándose:
 Textura Intersticial: granítica, intersertal, subofítica, intergranular, etc.
 Texturas Equigranulares: sal y pimienta, aplítica, intergranular, etc.
 T. Inequigranular y Porfirítica: ofítica, poiquilítica, spinefex.
 T. de Intercrecimiento: mirmequítica, granofírica, gráfica, etc.
 T. de Reacción: coronítica
 T. de Escape de Gases: vacuolar, amigdaloide, etc.
 T. Cumulática: ortocumulática, mesocumulática, adcumulática.
 T. de Flujo
 T. de Desvitrificacion: esferulitas.
 T. de Hidratación: perlítica.
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Volcanismo,asociaciones volcánicas y
contexto geotectónico
Minerales y productos volcánicos
Los volcanes son le geometría característica que representan formas topográficas,
negativa o positivas, pueden ser de forma lineal a través de fisuras, así como 
también pueden ser de tres estados diferentes:
 Activo: volcán en erupción o que ha estado en erupción en períodos 
históricos.
 Adormecido: volcán que no está en erupción pero puede estarlo, es 
esperada.
 Extinguido: volcán apagado que ya no entrará en erupción.
Los volcanes pueden o no ser destructivos, además de brindar información sobre 
cómo funciona la Tierra también tienen importancia económica (depósitos 
minerales, energía geotérmica, agricultura, etc).
Los materiales y productos volcánicos son: magma (intrusito) y lava (extrusivo).
Cuando el magma llega a la interfase corteza-atmósfera puede fluir como lava, en
la cual el material fundido sale como material entero, no fragmentado, o puede 
fragmentarse produciendo la separación de la fase volátil del fundido. 
El magma es quien forma el edificio volcánico o volcán. La forma de los 
volcanes estará dada por la viscosidad de la lava y el magma (por lo tanto de su 
composición: mayor viscosidad a mayor SiO2).
Los magmas ricos en SiO2 (+ de 65%) y baja temperatura (700°C) típicamente 
forman riolitas. Los intermedios (50-65%) y 900°C típicamente forman 
andesitas. Y los magmas pobres en SiO2 (- de 50%) y alta temperatura (1200°C) 
típicamente forman basaltos.
Productos volcánicos
Lava: magma que alcanza la superficie, ya sea subaérea o subacuática, por 
procesos volcánicos.
Flujos de lava: tienen formas tabulares, los flujos basálticos son los que tienen un
comportamiento fluido. La lava puede tener un flujo tipo pahoe-hoe, de textura 
cordada (la costra superior se va estirando a medida que el flujo de abajo se 
mueve, el efecto es como si se viera una cuerda siempre en la capa superior del 
derrame), o tipo AA, de apariencia rugosa y textura en bloque (son especies de 
brechas o lavas en bloques, con un avance más lento pues las costras se rompen y
quedan bloques englobados por lava de apariencia más rugosa).
Piroclastos: fragmentos de roca resultantes de la rápida cristalización asociada a 
una erupción explosiva. De tamaño ceniza hasta bloque y bomba. Los flujos 
piroclásticos son densos, pues son una mezcla de gases con fragmentos de roca. 
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Los bloques son partículas sólidas o de lava enfriada, mientras que las bombas 
son eyectadas como lava y solidifican luego de la erupción.
Gases: comúnmente encontrados en lavas, incluye vapor de agua, CO2, SO2, H2S,
HCl.
Texturas volcánicas típicas
 Vidrio (obsidiana)
 Textura Porfírica
 Vesículas y vacuolas: escoria (basalto con alto % vacuolar) y pómez (lava 
silícica con alto % vacuolar).
 Piroclastos (partículas tamaño ceniza hasta bloques y bombas): ceniza y 
polvo; pómez; lapilli (tamaño nuez); bloques (sólidos o de lava enfriada); 
bombas (eyectadas como lava)
 Disyunción columnar: fracturas de tensión generadas en materiales 
basálticos por contracción-expansión debida al enfriamiento y 
solidificación, fracturas paralelas verticales, de base hexagonal regular.
 Pillow-lavas: ocurren en derrames subacuáticos, con forma de almohadilla
casi circular. La capa externa es de vidrio volcánico y la interior tendrá 
cristales más grandes. No pasan los 2m de espesor. 
Tipos de erupciones volcánicas
Los estilos eruptivos son de diversa naturaleza y su amplia variedad se debe a 
diversos factores que controlan la violencia o explosividad. La temperatura del 
magma (lava), composición del mismo y los gases disueltos en él son los factores
que controlan la viscosidad, capacidad de movimiento o fluidez del magma.
A medida que aumenta el contenido en sílice aumenta la viscosidad. Los magmas
más calientes son menos viscosos. Los gases afectan la movilidad del magma, se 
expanden dentro de éste a medida que se aproxima a la superficie (debido a la 
disminución de la presión).
La capacidad de escape de los gases es controlada por la viscosidad de la lava, 
por lo tanto un magma más viscoso como el riolítico, retendrá más los gases y 
cuando salgan causarán una explosión más violenta que un magma basáltico.
Erupciones Hawaianas
Caracterizadas por elevada proporción de lava respecto a productos piroclásticos.
Composición predominantemente basáltica. Son tranquilas, muy poco 
explosivas, constituidas por lavas muy fluidas. La salida de material piroclástico 
es reducida y se circunscribe a los alrededores de la salida o boca del conducto, 
donde forma un cono de escasa altura de bloques y bombas cementados por lava. 
La forma de volcán asociada es la de escudo, de escasa altura y gran extensión 
lateral. Cámaras magmáticas profundas, en el manto.
Erupciones Estrombolianas
Se producen por la vesiculación y la fragmentación de magmas poco viscosos,
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de composiciones basálticas a andesíticas. Como consecuencia de la baja 
viscosidad, el magma posee alta ductilidad, por lo cual las burbujas pueden 
crecer fácilmente. Esta propiedad permite que varias burbujas se unan entre sí, 
adquiriendo un gran tamaño, de hasta varios metros de diámetro. Por este motivo 
la fragmentación afecta a grandes volúmenes de magma generando una erupción 
parcialmente explosiva, con emisión de abundantes lavas y con gran cantidad de 
bombas y bloques. El material piroclástico de grano fino es escaso. La altura de 
la columna es baja y la trayectoria de las bombas es de tipo balística, por lo cual 
se acumulan en un área restringida. Las erupciones estrombolianas pueden 
corresponder a erupciones provenientes de cámaras profundas o semiprofundas 
(no menos de 6 km de profundidad). Sus características de explosividad y 
erupción son intermedias entre las del estilo hawaiano y las vulcanianas. En 
consecuencia, la morfología de los volcanes es también intermedia.
Erupciones Vulcanianas
Son erupciones explosivas de muy alta velocidad (400 m/s) que se suceden a 
intervalos de corto tiempo. La columna eruptiva está constituida por piroclastos, 
abundantes litoclastos, bombas, gases y vapor de agua. Estas columnas son de 
mediana altura, 10Km, aunque pueden alcanzar hasta 20Km. Su elevada 
explosividad se explica por la interacción con cuerpos de agua. Estas erupciones 
se asocian también al colapso de domos en crecimiento, que taponan el conducto 
permitiendo la concentración de presiones elevadas en el conducto volcánico. La 
ruptura del domo provoca la inmediata libración de esa presión. Las erupciones 
vulcanianas son propias de magmas de composición intermedia, andesitas y en 
menor proporción algunos basaltos, y las rocas son ignimbritas, tobas, depósitos 
de oleadas piroclásticas, coladas, e incluso lahares.
Erupciones Plinianas
Erupciones con alta proporción de material piroclástico, producto de una fuerte 
explosión, que forma una columna eruptiva de gran altitud. Asociadas a viscosos,
con composiciones desde andesítica a riolítica. Tienen duración de horas hasta un
par de días, y pueden extruir grandes cantidades de magma. La columna alcanza 
entre 27 a 33Km de altura, y tiene la forma de un pino acostado. Los volcanes 
asociados son los estratovolcanes, que poseen laderas de 30 a 40° y están 
constituidos por la superposición de flujos piroclásticos, depósitos de caída y 
lavas.
Las erupciones subplinianas son similares a las plinianas pero de menor 
intensidad eruptiva. Están asociadas a la formación de domos y oleadas 
pirocláscticas, y representan un estilo intermedio entre las vulcanianas y 
plinianas.
Ambos estilos, Pliniana y sub-pliniana, son catastróficas y muy destructivas. Su 
peligrosidad se debe al carácter exlosivo y al granvolumen de material arrojado a
la atmósfera en un corto período de tiempo.
Erupciones Surtseyanas
Muy explosivas, catastróficas, que se producen con el contacto del magma con 
grandes volúmenes de agua.
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Erupciones Freatomagmáticas
Muy violentas, de alta explosividad, muy corta duración y un poder destructivo 
enorme. Se producen cuando el cuerpo magmático se intercepta con un lago o 
depósito de agua. Son típicas de ambientes continentales, y por su interacción 
con el agua se denominan freatomagmáticas o hidromagmáticas. Forman los 
volcanes denominados maares. 
Volcanes
Características generales
Orificios en el tope del volcán:
Cráter: depresión abrupta en el tope, generalmente menor a 1Km de diámetro.
Caldera: depresión mayor, superior a 1Km, producida por el colapso de las 
paredes y seguida por una erupción masiva.
Conducto: conexión con la cámara magmática. 
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Volcanes Monogenéticos
Son edificios volcánicos que se construyen en un solo ciclo eruptivo de poca 
duración (algunos meses hasta algunos años). De acuerdo a su morfología pueden
ser clasificados como:
a) Cinder cone o conos de escoria: construidos a partir de fragmentos de 
lava eyectados, tamaño ceniza. Ángulos de pendiente bien marcados, de 
pequeño tamaño, es frecuente su ocurrencia en grupos, llamados también 
conos estrambolianos o de piroclastos. 
b) Maares: se distingue de los conos de escoria por tener paredes internas 
abruptas, una pared exterior más suave y su base bajo la cota exterior. 
Normalmente, puesto que cortan el nivel de tabla de aguas, contienen un 
lago en su interior. Son manifestaciones volcánicas principalmente 
freatomagmáticas. Caracterizados por: presencia de figuras de impacto 
debajo de los bloques grandes; una pendiente suave menos a 10°; una 
estratificación bien marcada; por la gran abundancia de material fino.
c) Anillos de toba (tuff rings): morfología caracterizada por paredes 
abruptas, tanto internas como externas, asociados a erupciones 
surtseyanas, violentas, como resultado entre el magma y el agua de mar o 
un lago, dando lugar a un material volcánico sumamente fraccionado. El 
vidrio volcánico se hidrata y se vuelve color caramelo, palagonitización. 
Poseen una estratificación muy marcada y cruzada ( en depósitos tipo 
Columna
Eruptiva
Zona de 
convección
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oleadas basales = base surge). Marcas de impacto, grado de fragmentación
importante.
d) Domos de lava: característico de magmas viscosos ricos en volátiles, que 
no pueden tener una extensión lateral muy importante y tienden por lo 
tanto a acumularse alrededor del punto de salida dando morfologías del 
tipo domo (cuando tienen una forma con cierto desarrollo vertical) o tipo 
galleta (cuando son formas más aplastadas). 
e) Fisuras volcánicas: las erupciones ocurren a lo largo de una zona de 
fractura que se reactiva periódicamente, a través de diversos puntos. La 
actividad volcánica de tipo erupción Hawaiana se manifiesta a través de 
una serie de formas. Al iniciarse la erupción en el Mauna Loa, una cortina 
de fuego se activa a lo largo de toda la fisura en el flanco del volcán a una 
altura de 2900m.
Volcanes Poligenéticos
Son volcanes que se construyen durante varias erupciones, por un período 
típicamente superior a los 100.000 años, presentando volúmenes superiores a 
100Km3 de magma. De acuerdo con su morfología pueden ser clasificados como:
a) Tipo Escudo: extensos, con formas levemente dómicas, compuestos 
dominantemente por lavas basálticas, cubren grandes extensiones y son 
producidos por erupciones calmas sin explosiones, con grandes volúmenes
de lava. Ej.: Mauna Loa, Hawaii. 
b) Estratovolcán: cono compuesto, localizados en su mayoría en zonas 
adyacentes al océano Pacífico. Importantes en tamaño, compuestos por 
capas intercaladas de derrames de lava y debris de materiales 
piroclásticos. Son los de erupción más violenta ya que sus lavas son muy 
viscosas, asociados a la etapa de expulsión de gases. Frecuentemente 
generan nubes ardientes (o flujos piroclásticos) de gases, cenizas y otras 
partículas, que se mueven pendiente abajo del volcán alcanzando 
velocidades de más de 200Km/h. Pueden producir lahares (flujos de barro 
volcánico) que pueden ocurrir debido a la lluvia intensa, a la fusión de un 
glaciar en lo alto del volcán, al vaciado de un lago hospedado en su 
cumbre o al desplome de una ladera, y colectan materiales de todo tipo. 
Las erupciones de estos volcanes pueden ser vulcanianas o plinianas. 
La distribución principal de la actividad volcánica se da en el cinturón circum-
pacifico o “anillo de fuego” y en el cinturón mediterráneo.
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Geometría Plutónicos
Evidencia para su formación:
Los cuerpos ígneos presentan parcelas de magma que ascienden a través de la 
litósfera y quedan atrapadas en la corteza al enfriarse y cristalizar.
Una de las características que presentan todas las intrusiones es que en los bordes
se enfrían rápidamente, formando aureolas cuyos tamaños de grano son 
diferentes (menores) a los que se formaron en el fundido. Ésta aureola dependerá 
de las características del magma (P, T, etc.). La evidencia clara son los xenolitos.
Los atributos más importantes para un cuerpo intrusito son:
a) Forma y dimensión del cuerpo
b) Variación de las estructuras y texturas, y su distribución en el interior del 
cuerpo (sirve para entender la estructura regional).
c) Variación de la composición, distrución, abundancia y dimensiones de las 
segregaciones tardías de los diferenciados magmáticos.
d) Presencia de enclaves, bloques y pendants (pendientes como la roof-
pendant).
e) Naturaleza y geometría de los contactos con la roca caja y sus 
características reológicas.
f) Concordancia o discordancia con las estructuras de la roca caja.
g) Distribución y magnitud de la aureola térmica.
h) Profundidad de formación, nivel de emplazamiento de la intrusión.
Tipos de estructuras o geometrías ígneas
Cuerpos ígneos Laminares Cuerpos Ígneos Globosos
Tienen un comportamiento pasivo 
respecto al campo de esfuerzo regional, y 
los esfuerzos propios del magma no 
alcanzan para modificarlo, adaptándose a 
las estructuras de la roca caja.
El magma desarrolla esfuerzos propios, 
interactuando con los esfuerzos residentes 
en la roca caja, hasta pueden llegar a 
superar a los de la caja imponiendo 
formas propias.
Tienen elevada relación sup/volumen, y 
por tanto, son más propensos a una rápida 
pérdida de calor por conducción, 
enfriándose rápidamente.
Tienen menor relación superficie/ 
volumen, conservan mejor el calor, 
prolongando la actividad del magma.
Tipos de cuerpos: diques, filones capa; 
enjambres de diques o filones.
Caracterizados por estar constituidos por 
dos superficies planas, paralelas entre si.
Tipos de cuerpos: plutones y batolitos.
Cuerpos ígneos laminares
Diques: generalmente se agrupan constituyendo enjambres. Se los puede 
describir de forma: anular, radial y longitudinal, dependiendo de cómo se 
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distribuyan. Lo que lo diferencia de un filón es el contacto con la roca caja, es 
discordante, además de que está casi siempre rellenando fracturas.
Filones: se diferencian de los diques por su concordancia y por su no asociación 
con fracturas. Están relacionados con planos de estratificación de rocas 
sedimentarias o secuencias volcánicas estratificadas. Forman enjambres.
Lacolitos: son cuerpos emplazados en rocas