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Universidad Nacional de Cajamarca
TEMA: Petrografía de Rocas Igneas
Facultad de Ingeniería
Docente:
Ing. Percy Sonco
Integrantes:
CUEVA SALZAR, Percy
DÁVILA CUBAS, Willy
GARCÍA NECIOSUP, Alejandra
SPELUCÍN ESTELA, Jhennyfer
SPELUCIN LEON, Cristhian
VERGARA REBAZA, Bertha
CABRERA QUIROZ, Santiago
Rocas originadas en los procesos endógenos existentes en la corteza terrestre. Están constituidas por una asociación mineral formada a partir de la cristalización magmática, consecuencia de su progresivo enfriamiento en el proceso de ascenso magmático. El enfriamiento magmático puede producirse en zonas profundas de la corteza de forma lenta y progresiva, o bien en superficie de forma brusca e instantánea (donde recibe el nombre de lava), cuyos resultados finales se presentan muy distintos, aun partiendo de magmas con idéntica composición. Las rocas formadas en el primer caso se denominan rocas plutónicas y el fenómeno plutonismo, mientras que las generadas en el segundo caso reciben el nombre de rocas volcánicas o extrusivas y el fenómeno en sí vulcanismo. Al conjunto de fenómenos por los cuales se generan las distintas rocas a partir de un magma, se conoce con el nombre de
magmatismo.
INTRODUCCION
Rocas Plutónicas
Rocas Hipoabisales
Rocas Volcánicas
Rocas Ígneas
Estas variaciones dependen de las condiciones físicas (P y T) bajo las cuales el magma se ha solidificado. De este modo un mismo magma, con una composición química dada, dará lugar a diversas texturas bajo diferentes condiciones físicas.
La consolidación nos indica sobre la historia del magma: enfriamiento y tipo de magma(densidad, viscosidad, etc.). Si el enfriamiento es lento hay suficiente tiempo para que los átomos e iones se combinen, dando lugar a que los minerales sean cristalizados de granos grueso. Otras veces, el enfriamiento es un poco rápido; parte de los minerales pueden cristalizarse en granos gruesos y otros en granos finos. Por último, si el enfriamiento ha sido violento, los minerales no han podido cristalizarse, presentando una apariencia amorfa.
Es entonces, el factor de la velocidad de enfriamiento un factor muy importante en el tipo de textura resultante.
TEXTURA Y ESTRUCTURA
DIFERENCIAS ENTRE TEXTURA Y ESTRUCTURA
Rasgos de las rocas
determinadas por el
tamaño, forma y arreglo
de los componentes
mineralógicos.
Se refiere a las
características de las
masas rocosas tomadas
como unidades
constituyentes de la
corteza terrestre; tales
como bandeamiento,
junturas o esféricas.
Sin embargo existen ciertas características que de acuerdo a las
definiciones anteriores, no se pueden englobar, rigurosamente, como
texturas ni como estructuras, como son las cavidades llamadas
vesículas por ejemplo.
TEXTURA ESTRUCTURA
Distribución y
tamaño de los
cristales
Velocidad de
enfriamiento y
emplazamiento del
magma
Grado de Cristalización
Textura Holocristalina
Textura Holohialina
Textura Hialocristalinas
Anortrosita
Granito
Obsidiana
Pórfido
Granítico
Piedra
Pómez
Tamaño de grano: Textura Fanerítica o Fanerocristalina
GRANO TAMAÑO IMAGEN
Muy grueso > de 30 mm
GRANITO
Grueso 30 - 5 mm
Medio 5 - 2 mm
Granito Horbléndico.
Fino < 2mm, pero son visibles
ANORTROSITA
Textura Microcristalina
Textura Afanítica
Micrograníto
Textura Criptocristalina
Traquita
Ol
Cpx
Plg
VOl
Cpx
Plg
V
Andesita
Las rocas con textura vítrea se originan durante algunas erupciones volcánicas en las que la roca fundida es expulsada hacia la atmósfera donde se enfría rápidamente; ello que ocasiona que los iones dejen de fluir y queden desordenados antes de que puedan unirse en una estructura cristalina ordenada. La obsidiana es un vidrio natural común producido de este modo.
Obsidiana
Euhedrales Subhedrales Anhedrales
Forma de los cristales
Equigranular:
Forma de los cristales:
EUHEDRAL: Posee forma definida. : Textura Panidiomorfica
SUBHEDRAL: mezcla de euhedral + anhedral: Textura Alotriomorfica
ANHEDRAL: no posee forma definida. : Textura Hipidiomorfica
Inequigranular:
En la roca existe una distribución de tamaños de grano muy amplia.
Porfíritica
Textura y estructura de rocas
Plutónicas
Textura Granular
• Subhedralgranular o Granitoide
Diorita
• Anhedrogranular o Graboica:
Gabro
Textura gráfica
Es un rasgo especial de las rocas plutónicas, tales como las
pegmatitas y los granofiros. Los granos grandes del feldespato encierran muchos pequeños
cristales de cuarzo imperfectamente desarrollados.Se disponen a manera
de letras.
Pegmatita
Pegmatitas
El término pegmatita refiere a una textura, como ya hemos visto, pero también a la roca que presenta esa textura. Son cristales muy grandes.
Estructura fajeada o Gneisica
Demuestran una disposición paralela de sus minerales
constitutivos. La mayoría de la trama fajeada puede deberse
al flujo del magma parcialmente cristalizado durante el emplazamiento
Estructura Orbicular
Algunas rocas plutónicas contienen orbículos; estos
ocurren como segregaciones de forma esférica que consta
de capas concéntricas de composición mineral y textura
diferente.
Granito Orbicular
•Son cavidades granulares repartidas en forma escasa en algunos tipos de rocas plutónicas las cuales se denominan “Miarolas”, dentro de algunas de ellas salen pequeños cristales tales como cuarzo, turmalina, rutilo y fluorita.
•Son rayaduras obscuras, confusas y mal definidas que se presentan en rocas graníticas y pueden ser el resultado de una mezcla incompleta de fragmentos asimilados de origen extraño, aunque algunas pueden deberse al movimiento tardío del magma.
Schlieren
Vesícula Miarolítica
Sienita
•Reciben el nombre de xenolítos los fragmentos de la roca de caja (roca que se aloja el magma) que son incorporados al magma sin fundirse totalmente, y que luego quedan como testigos del proceso intrusivo en la roca cristalizada.
• Son inclusiones que quedan como vestigios en una roca cristalina. Se diferencian de los xénolitos debido a que no son bloque derrumbados de la roca techo si no simples vestigios de roca de la región
Xenolítos
Esquialito
DIQUES:
En geología, un dique es una formación ígnea intrusiva y discordante de forma tabular. Su espesura es generalmente mucho menor que sus restantes dimensiones y puede variar de algunos milímetros hasta muchos metros, mientras que su extensión lateral puede alcanzar muchos kilómetros.
Un dique atraviesa capas o cuerpos rocosos preexistentes, lo que implica que un dique es siempre más reciente que la roca en la cual está contenido. Casi siempre presentan una gran inclinación o una inclinación próxima a la vertical, pero la deformación de origen tectónica puede provocar la rotación de los estratos atravesados por el dique de tal forma que este puede volverse horizontal.
Los diques frecuentemente ocurren en enjambres radiales o concéntricos (raramente se presentan aislados) alrededor de intrusiones plutónicas o junto a zonas de alimentación de volcanes el enjambre las grande del mundo es el Enjambre del dique de Mackenzie en Territorios del noroeste, Canadá.
En términos de su composición y textura los diques se pueden clasificar en:
diabásicos, basálticos, graníticos o riolíticos. Los diques pegmatíticos son constituidos por rocas graníticas extremadamente grandes, y se encuentran a menudo asociados con los últimos estados de una intrusión granítica o con segregaciones metamórficas. Los diques aplíticos son formados por una roca de grano fino con composición granítica.
Diques diabásicos: Es máfico, holocristalino, compuesto por basalto. Los diques y los travesaños diabásicos son cuerpos intrusos típicamente bajos y exhiben, a menudo, grano fino a afanítico en algunos casos puede presentar márgenes enfriados y presentar tachylite (cristal máfico oscuro).
Textura visible euhedral, listones formados por cristales de plagioclasas (el 62%) fijos sobre una matriz más fina de clinopiroxenos, típicamente augita (20-29%), con menor porcentaje en olivinos (el 3% el hasta 12% ), magnetita (el 2%) y ilmenita (2%). Minerales accesorios y alterados son hornablenda, biotita, apatita, pirrotina, calcopirita, serpentina, clorito, y calcita.
Diques Basálticos: Está conformado principalmente por los mismos componentes del basalto: piroxeno, olivino y altos contenidos de hierro, y en menores cantidades cuarzo y feldespatos.
Diques graníticos Aunque las estructuras conformadas por granito se llaman batolitos, existen diques que tienen la misma composición del granito: cuarzo, feldespato y mica.
Diques riolíticos: Las riolitas son rocas ígneas que se forman por el enfriamiento rápido del magma y contienen los mismos componentes que el granito pero el tamaño de sus cristales es muy pequeño, por lo cual no se puede ver a simple vista.
Las rocas que constituyen los diques tienen texturas muy variadas, que abarcan desde texturas porfíricas con pastas afaníticas, propias de las rocas volcánicas, hasta texturas granulares, propias de las rocas plutónicas
En cuanto a la composición de los diques, prácticamente están representadas todas las rocas ígneas, pero la abundancia relativa depende de la viscosidad del magma. Los diques máficos, poco viscosos, son mucho más frecuentes que los silícicos, que tienen mayor viscosidad.
Los espesores de los diques tienen un amplio rango de variación. En general, el espesor aumenta con la viscosidad del magma y esta propiedad se relaciona con la facilidad del fluido para escurrirse a través de las fracturas. Los diques máficos, cuyos magmas tienen bajas viscosidades, pueden llegar a tener delgados espesores, de solamente unas pocas decenas de centímetros. Los diques silícicos tienen en promedio un espesor mayor que los máficos, y si bien no se ha establecido espesores promedios, sus valores más frecuentes oscilan entre 2 y 15 m, alcanzado en algunos casos hasta 20 y 25 m.
Los diques según su presentación fue clasificado Hoek (1991) en:
Un dique consta de las siguientes partes:
Contacto con la roca de caja
Borde externo de grano fino
Parte central o núcleo
El contacto del dique con la roca de caja: En los diques con mayor resistencia a la erosión que la caja, la erosión deja expuesta la superficie del contacto del dique, donde es posible observar la presencia de surcos o protuberancias de diferente grosor, algunas de ellas de hasta varios centímetros. Son las marcas que producen las irregularidades de la roca de caja en el flujo laminar del magma. Se pueden equiparar con una grosera lineación, la cual también indica la dirección del movimiento del magma y en numerosos casos también el sentido del movimiento. En algunos casos se llega a observar pequeños fragmentos de roca caja de formas irregulares y angulares incrustados en el contacto .
El borde de grano fino: es la parte externa del dique y la que se encuentra en el contacto con la roca de caja. Se denomina de grano fino por tener casi siempre un tamaño de grano menor que en el centro del dique. El contacto entre el borde de grano fino y el centro del dique es bastante neto, con una delgada faja de transición entre ambos del orden de milímetros a unos pocos centímetros.
El espesor del borde de grano fino varía desde unos pocos centímetros hasta alrededor de 30 cm. Con frecuencia el espesor es 10-15 cm o aún menor.
Las texturas y estructuras del borde de grano fino varían de acuerdo con la viscosidad del magma.
Silícios (viscosos): tamaño de grano menor, poseen una foliación paralela al contacto, éstas texturas, que marcan el flujo del magma, son fáciles de observar debido a la elevada tasa de cizalla que tienen estos diques en el contacto con la caja. En algunos casos, como p.ej. en algunos diques riolíticos, esta foliación es tan marcada que la roca se fragmenta en forma similar a una filita o pizarra.
Basálticos: la foliación no es tan visible porque la tasa de cizalla es mucho menor.
Frecuentemente el borde de grano fino y se cree que representaría la parte mas primitiva del magma, aunque no lo sea y por lo tanto no representaría la composición más primitiva del magma en el dique. De acuerdo con Carrigan y Eichelberg (1990) el borde de grano fino podría haberse formado por un proceso de segregación viscosa durante el flujo, por el cual la porción menos viscosa, que es la menos silícica, se concentra contra los bordes del dique donde la tasa de cizalla es mayor. De acuerdo con estos autores, el borde de grano fino actuaría como lubricante, facilitando el movimiento del magma dentro de la fractura, desplazándose el centro en forma masiva, comparable a un tapón (plug).
En los planos de foliación es posible observar lineaciones que indican la dirección del movimiento del magma.
Durante la etapa final de la cristalización del dique, cuando el magma se ha detenido, en los bordes de grano fino se produce un reordenamiento de la textura, e incluso se pueden producir modificaciones en la composición. La magnitud de este proceso está estrechamente relacionada con el tiempo de enfriamiento del dique.
En los diques que se enfrían con rapidez, las texturas producidas durante el flujo se conservan en su totalidad, pero en los diques de mayor espesor, que se enfrían lentamente, se desarrollan venillas y crecimientos tardíos irregulares. Los últimos minerales en cristalizar reemplazan parcialmente a los primeros, formados durante la etapa de flujo activo, generando texturas subsólidas.
El centro o núcleo constituye más de las 2/3 partes del dique. Está constituido por una roca masiva con un tamaño de grano más grueso que el del borde de grano fino. En general presenta texturas de flujo menos marcadas, debido a que la tasa de cizalla en el centro del dique es menor que en el borde de grano fino, y por lo tanto no se desarrolla una textura fluida fácilmente observable.
Durante el flujo del magma en un dique, las partículas sólidas tienden a concentrarse en el centro del mismo. Esta distribución es un fenómeno relativamente común durante el flujo de cualquier substancia líquida que se desplaza por un canal o un conducto. El ejemplo más popular de este proceso es el de los troncos transportados por un río, que tienden a concentrarse en el centro del mismo. También es relativamente frecuente en los diques, y los ejemplos más notables se dan en los diques que contienen partículas sólidas (xenolitos) de varios centímetros de lado
Thompson y McBirney (1985) y Marsh y Maxey (1985) explicaron esta redistribución sobre la base de las diferencias en las velocidades de las láminas de flujo en el interior del dique. En los bordes del dique las altas tasas de cizalla implican un fuerte gradiente de velocidad, mientras que en el centro el gradiente de velocidad disminuye considerablemente hasta ser nulo. Las partículas sólidas son empujadas desde las zonas de alta tasa de cizalla a las de baja tasa de cizalla. Este proceso se conoce como efecto Bagnold, y su eficiencia aumenta en forma proporcional al tamaño de las partículas y a la tasa de cizalla.
De acuerdo con al diseño de la distribución en el terreno, se los describen como diques anulares, diques radiales, y diques longitudinales.
Diques longitudinales
Los enjambres de diques longitudinales tienen una distribución paralela coincidente con una estructura mayor. Se encuentran comúnmente en el interior de las placas continentales, en estrecha asociación con rifts, y en margenes continentales divergentes, en particular en las dorsales oceánicas. También se los encuentran en los márgenes convergentes, donde están relacionados con los batolitos del arco magmático. Los enjambres de diques máficos de las dorsales oceánicas son los que tienen mayor desarrollo y se los puede observar en los complejos ofiolíticos.
Los enjambres de diques máficos longitudinales asociados a los márgenes divergentes de placas forman parte de la capa intermedia de la corteza oceánica. Esto se debe a que se forman en las dorsales, que es donde se genera la corteza oceánica. Se los puede observar en los complejos ofiolíticos adosados tectónicamente a la corteza continental. Son verticales, paralelos al eje de la dorsal.
Los enjambres de diques longitudinales relacionados a batolitos de fajas orogénicas son también relativamente comunes, aunque no tienen un desarrollo de tanta envergadura como en los rifts intracontinentales o en las dorsales oceánicas.
En general son subverticales y el rumbo es coincidente con el rumbo del batolito . Sus composiciones son variables, pero comúnmente tienen características calcoalcalinas, acompañando la composición del batolito.
En el batolito de la costa de Perú, donde predominan las composiciones tonalíticas a granodioríticas, la composición predominante de los diques es mesosilícica y están formados por microdioritas, andesitas y rocas con texturas intermedias.
Diques radiales y anulares:
Los diques radiales y anulares exhiben diferentes diseños en su distribución, normalmente están en estrecha vinculación con cuerpos ígneos globosos. No siempre ambos sistemas de diques se presentan en forma conjunta, predominando unos u otros.
Los diques radiales son rectilíneos y tienen una distribución radial a partir de un centro que se denomina punto focal. Son subverticales y la distribución de los diques no siempre abarca los 360°, dependiendo de las estructuras previas de la roca de caja y de la distribución de los esfuerzos residentes en ella. El clásico y ampliamente estudiado ejemplo es el sistema radial de Spanish Peak, Colorado, USA
Los diques se disponen en un arco de 360° y abarcan un área de casi 1000 km2
El espesor promedio de los diques es de 3 a 5 m y su mayor distancia del centro focal es de 24 km
Los diques anulares:
tienen un recorrido curvilíneo, con diseño anular. Se encuentran estrechamente asociados a cuerpos ígneos y en aquellos casos que estos no están aflorando, los diques anulares son indicadores de su presencia en profundidad.
En el batolito de la Costa de Perú se han descripto diques anulares con espesores de 1 km, compuestos por granitos, microgranitos y granodioritas. El plutón central es al cual están relacionados es de granodiorita (Bussell et al., 1976). En este caso los diques anulares están asociados a plutones circulares que se intruyeron durante la fase final de un pulso magmático.
En los complejos ígneos de intraplaca los diques anulares están estrechamente relacionados con cada periodo de intrusión. Cada plutón tiene su propio sistema de diques anulares y esta es una característica que diferencia a estos batolitos anorogénicos de los orogénicos. En estos sistemas, los diques radiales están ausentes o son raros.
LACOLITO:
Los lacolitos son cuerpos ígneos emplazados en rocas estratificadas cuyas relaciones de contacto son, en su mayor parte, concordantes.
Generalmente el piso es plano, mientras que el techo es convexo hacia arriba, conjuntamente con las capas de la roca de caja que acompañan su convexidad.
En planta tienen secciones groseramente circulares o en forma de lengua. Se emplazan preferentemente en los niveles superiores de la corteza, ya sea en rocas sedimentarias o volcánicas. En numerosos casos los lacolitos forman parte del aparato volcánico.
El magma que alimenta un lacolito asciende a través de un conducto o canal alimentador. Al llegar a un cierto nivel de la corteza interrumpe su ascenso vertical y comienza a escurrirse lateralmente. En este aspecto, los lacolitos son similares a los filones capa.
El magma que alimenta un lacolito asciende a través de un conducto o canal alimentador. Al llegar a un cierto nivel de la corteza interrumpe su ascenso vertical y comienza a escurrirse lateralmente. En este aspecto, los lacolitos son similares a los filones capa. Pero se diferencian de ellos por la presión que ejerce el magma sobre la roca de caja, que se traduce en una forma con tendencia a ser globosa. En la siguiente figura se muestran en forma idealizada los esfuerzos que se desarrollan en el entorno de un lacolito durante su intrusión (Kerr y Pollard, 1998). Para que el lacolito pueda crecer, los esfuerzos magmáticos deben superar a la carga y flexionar hacia arriba las capas de la roca de caja.
Un lacolito puede ser identificado con precisión cuando se puede reconocer el piso. En los casos que el piso no se encuentra expuesto, se lo puede identificar, en forma indirecta, al considerar el conjunto de cuerpos ígneos a los cuales está asociado. Si predominan filones capa y/o lacolitos de menores dimensiones es altamente probable que el cuerpo en cuestión sea un lacolito. Otra de las características distintivas de los lacolitos es el curvamiento de las capas por encima del techo, y que es causado por la intrusión del cuerpo.
Con cierta frecuencia en el interior de los lacolitos se conservan tabiques de la roca de caja, los cuales mantienen el mismo rumbo e inclinación que afuera del lacolito.
los filones y lo lacolitos son parecidos y es importante establecer criterios para diferenciarlos. Los criterios que han empleado algunos autores para distinguir lacolitos de filones capa se basan en:
El espesor
El tamaño del cuerpo
La forma del techo.
Billings (1972) separó a los lacolitos de los filones capa por la relación del diámetro respecto al espesor. Según este autor si la relación es < 10 el cuerpo es un lacolito y si es mayor es un filón capa. De acuerdo con Corry (1988) los lacolitos tienen espesores mayores a 30 m, mientras que en los filones capa es menor a 10 m. A los cuerpos con espesores intermedios comprendidos entre 10 y 30 m los llamó protolacolitos. Otra forma de distinguir a los lacolitos de los filones capa ha sido postulada por Jackson y Pollard (1988) y se basa en el diámetro del cuerpo. Cuando este es mayor que 6 km se puede considerar que es un lacolito.
El desarrollo de las aureolas de contacto y de la formación de hornfels de los lacolitos depende del volumen de los cuerpos. En los lacolitos con texturas volcánicas, que indican un rápido enfriamiento, las aureolas no se traducen en la formación de hornfels, provocando solamente cambios de color en la roca de caja. En la mayoría de los casos, este cambio se debe a la oxidación del hierro.
Corry (1988) ha clasificado a los lacolitos en árbol de Navidad (Christmas tree laccoliths) y en punzantes (punch laccoliths). Estos últimos son equivalentes a los denominados bismalitos por Iddings (1898). Los lacolitos en árbol de Navidad son los más frecuentes y los más fáciles de reconocer. Están caracterizados por un conjunto de lacolitos superpuestos, con sus techos convexos hacia arriba y conectados por diques que representan los canales alimentadores.
Los lacolitos punzantes o bismalitos son cuerpos aislados, con techos planos y con fracturas a ambos lados que los limitan. Son menos comunes que los anteriores y son difíciles de diferenciar de los pequeños plutones emplazados por stoping en los niveles superficiales de la corteza, por lo cual no han tenido una aceptación universal.
La formación de un lacolito, o en su lugar de un filón capa, depende de la cantidad de magma disponible y de la viscosidad del mismo. Cuanto mayor es la cantidad de magma que ingresa por el conducto alimentador, mayor es la probabilidad que se forme un lacolito. Asimismo, cuanto mayor es la viscosidad del magma, mayor es la probabilidad que se forme un lacolito. Esto se debe a que la presión ejercida por el magma es proporcional a la viscosidad, la cual dificulta el escurrimiento. En general, magmas con baja viscosidad (= alta fluidez), tienden a formar filones capa en lugar de lacolitos. Esto explica la abundancia de filones capa entre las rocas básicas y la menor proporción de lacolitos con esta composición.
Los magmas intermedios a silícicos, que son mucho más viscosos que los anteriores, tienden a formar con mayor frecuencia lacolitos.
El emplazamiento de los lacolitos, así como el de los filones capa, se atribuye a la equiparación de la densidad del magma con la de la roca de caja. En estos casos se dice que la capacidad boyante o flotabilidad del magma tiende a cero (buoyancy = 0). Son muchos los autores que sostienen que la fuerza que induce el ascenso del magma se debe al contraste de densidad entre el magma y la roca de caja (Turcotte, 1982; Corry, 1988). La fuerza que favorece la capacidad boyante positiva del magma se expresa como:
Donde:
son las densidades del magma y de la roca de caja respectivamente; g es la aceleración de la
gravedad y b es la profundidad
LOPOLITOS
Los Lopolitos provienen del griego:
lopos: hondonada o cuenca.
lithos: roca
Definición: Son cuerpos intrusivos de forma de embudo que
ocupan una cuenca tectónica.
Su espesor puede alcanzar el kilómetro y su extensión
muchas veces es mayor; se encuentran intercaladas entre
los estratos de una serie sedimentaria igual al Lacolito
estratiforme.
LOPOLITO
Características:
Su piso no es plano debido a que su sector
central es cóncavo hacia arriba (por esto se
diferencias de los lacolitos).
Pueden tener la forma de domo, ser sinclinal,
de plegamiento leve, u horizontal.
Masas grandes generalmente concordantes.
Presentan un hundimiento en su parte central.
Ejemplos de lopolitos:
El lopolito Duluth: este término fue acuñado por Grout (1918); presenta una extensión aproximada de 240km y se estima que su espesor máximo es de 16km.
El lopolito de Busheveld (Sudáfrica): este término ha sido utilizado para caracterizar a unidades máficas estratificadas de extensión gigantesca; cubre 400 km. de Este a Oeste y 240 km. De Norte a Sur; En todo el alrededor del margen de este complejo intrusivo, las rocas sedimentarias buzan hacia dentro, formando una cuenca en la que yacen las rocas ígneas.
LOPOLITO ESTRATIFORME
BATOLITOS
Etimológicamente proviene del griego:
bathos = profundo
lithos = roca
Origen: Se originan por el enfriamiento y solidificación del magma en el interior de la corteza terrestre ; la acción de la lluvia y el viento pueden causar que estas rocas queden al descubierto en forma de masas rocosas.
Los Batolitos abarcan un área mayor a 100 km cuadrados.
BATOLITO
Definición: Un batolito es una gran masa de rocas
intrusivas ígneas. Su manifestación en superficie puede
ser en forma de un simple plutón, aunque frecuentemente
son varios plutones diferentes unidos en profundidad.
Los batolitos son discordantes en general, y la mayoría
constan de múltiples intrusiones.
Los Batolitos se han cristalizado a una profundidad
considerable bajo la superficie de la tierra (en la raíces de
las cadenas de montañas)
Características:
Presentan paredes de inclinación muy acentuada.
Falta de piso visible.
Forma irregular.
Su relación generalmente discordante con la roca
regional.
Su alargamiento es paralelo a los ejes tectónicos de las
grandes cadenas montañosas en la que se presentan.
Composición:
Los batolitos están compuestos típicamente por rocas
ricas en cuarzo, como el granito y las rocas afines.
En nuestro país se destacan el batolito de Achala, en la
provincia de Córdoba, y diversos cuerpos de gran
extensión que en su conjunto pertenecen al batolito
andino.
FACOLITOS
Los facolitos son cuerpos ígneos de
pequeñas dimensiones, que se ubica
concordantemente en las charnelas de los
pliegues. Los tamaños varían desde unos
pocos metros cuadrados hasta unos escasos
kilómetros cuadrados. Los ejemplos más
característicos se dan en las rocas
metamórficas inyectadas, donde los cuerpos
ígneos ocupan las charnelas de los pliegues
adelgazándose los flancos hasta
desaparecer
En estos casos el tamaño del facolito
depende de la longitud de onda del
pliegue. En plegamientos con
diversos órdenes de magnitud, el
tamaño es variable de acuerdo con
esta variación
En el basamento metamórfico de la sierra de San
Luis los facolitos son muy comunes. Se tratan de
intrusiones de pequeño tamaño, con bajo
contraste reológico y térmico respecto a la caja, y
muchos de ellos son contemporáneos con la
deformación
Están compuestos por :
Leucogranito
El facolito situado en el puesto de
Gendarmería de Los Morros, camino a Las
Leñas, en el sur de Mendoza(Argentina), es
uno de los más bellos ejemplos de este tipo
de cuerpo ígneo
LÁMINA O MANTO
En geología, una lámina[] o
manto, (en inglés sill)[ es una masa tabular de roca ígnea, con frecuencia horizontal, que ha sido intrusionada lateralmente entre dos capas antiguas de roca sedimentaria, capas de lava volcánica o toba volcánica, o incluso a lo largo de la foliación en rocas metamórficas
Las láminas están siempre paralelos a las capas de rocas naturales de la región. Pueden ser confundidos con frecuencia con flujos de lava cuando son vistos desde un punto de vista geológico
LOPOLITOS
Los Lopolitos provienen del griego:
lopos: hondonada o cuenca.
lithos: roca
Definición: Son cuerpos intrusivos de forma de embudo que
ocupan una cuenca tectónica.
Su espesor puede alcanzar el kilómetro y su extensión
muchas veces es mayor; se encuentran intercaladas entre
los estratos de una serie sedimentaria igual al Lacolito
estratiforme.
LOPOLITO
Características:
Su piso no es plano debido a que su sector
central es cóncavo hacia arriba (por esto se
diferencias de los lacolitos).
Pueden tener la forma de domo, ser sinclinal,
de plegamiento leve, u horizontal.
Masas grandes generalmente concordantes.
Presentan un hundimiento en su parte central.
Ejemplos de lopolitos:
El lopolito Duluth: este término fue acuñado por Grout (1918); presenta una extensión aproximada de 240km y se estima que su espesor máximo es de 16km.
El lopolito de Busheveld (Sudáfrica): este término ha sido utilizado para caracterizar a unidades máficas estratificadas de extensión gigantesca; cubre 400 km. de Este a Oeste y 240 km. De Norte a Sur; En todo el alrededor del margen de este complejo intrusivo, las rocas sedimentarias buzan hacia dentro, formando una cuenca en la que yacen las rocas ígneas.
LOPOLITO ESTRATIFORME
BATOLITOS
Etimológicamente proviene del griego:
bathos = profundo
lithos = roca
Origen: Se originan por el enfriamiento y solidificación del magma en el interior de la corteza terrestre ; la acción de la lluvia y el viento pueden causar que estas rocas queden al descubierto en forma de masas rocosas.
Los Batolitos abarcan un área mayor a 100 km cuadrados.
BATOLITO
Definición: Un batolito es una gran masa de rocas
intrusivas ígneas. Su manifestación en superficie puede
ser en forma de un simple plutón, aunque frecuentemente
son varios plutones diferentes unidos en profundidad.
Los batolitos son discordantes en general, y la mayoría
constan de múltiples intrusiones.
Los Batolitos se han cristalizado a una profundidad
considerable bajo la superficie de la tierra (en la raíces de
las cadenas de montañas)
Características:
Presentan paredes de inclinación muy acentuada.
Falta de piso visible.
Forma irregular.
Su relación generalmente discordante con la roca
regional.
Su alargamiento es paralelo a los ejes tectónicos de las
grandes cadenas montañosas en la que se presentan.
Composición:
Los batolitos están compuestos típicamente por rocas
ricas en cuarzo, como el granito y las rocas afines.
En nuestro país se destacan el batolito de Achala, en la
provincia de Córdoba, y diversos cuerpos de gran
extensión que en su conjunto pertenecen al batolito
andino.
En las rocas volcánicas también suelen presentarse texturas
porfidíticas con fenocristales rodeados por una pasta de grano
generalmente microscópico y a menudo con la presencia de vidrio a
causa del enfriamiento muy rápido.
Es frecuente, además, que muestren textura fluidítica y burbujas
producidas por el escape de gas. En la medida en que aparezcan
minerales alineados, la roca tendrá una mayor ortotropía.
Se dice que las rocas son extrusivas o
efusivas si se derraman sobre la superficie
terrestre antes de solidificar completamente.
Independientemente de su composición
mineralógica, los materiales volcánicos se
pueden clasificar en:
Volátiles (gases).
Coladas
Piroclastos
Una colada. Es un manto de magma emitido por
un volcán durante sus erupciones.
el derrame de magma puede formar extensos
campos o mantos de lava.
Las lavas muy ricas en escorias adquieren al
solidificarse un aspecto rugoso.
Esta estructura es la más característica de las
rocas extrusivas.
Tiene forma angosta y larga, es de espesor
reducido que puede sin esfuerzo asimilarse a
la de un río de lava solidificada. Estas coladas
pueden superponerse unas a otras para
formar los volcanes. Sin embargo algunos
volcanes no están formados por coladas de
lava solidificada sino por la acumulación de
capas de piroclastos.
Piroclastos. Es el material que es lanzado al
aire durante la actividad volcánica. Los
piroclastos una vez cementados pueden
forman rocas como las ignimbritas, formadas
por depósitos de avalanchas ardientes; las
tobas, piroclastos soldados menores de 2 cm,
o el aglomerado, cuando son mayores de 2
cm. Un caso particular, es la piedra pómez o
pumita, una roca formada por solidificación de
la espuma de la lava y que se caracteriza por
tener gran cantidad de huecos originados por
gases.
Durante sus erupciones, sobre todo en el caso de aquellas más explosivas, los volcanes arrojan al aire partículas de material que se solidifica antes de tocar el suelo y se acumula en mantos de diferente espesor. Resulta confuso clasificar estos depósitos, porque por una parte son rocas ígneas que acaban de ser lanzadas por el cráter, pero a su vez, también son rocas sedimentarias pues han sufrido un transporte aéreo de relativa magnitud y se han acumulado por efecto de la gravedad. Su composición es ígnea, su origen volcánico, su acumulación sedimentaria. Este problema se resuelve creando una categoría especial, las rocas piroclásticas
Derrames lávicos. Son Materiales más o menos continuos formados tras el enfriamiento de la lava que fluye desde el cráter (lavas solidificadas). Existen varios tipos según su morfología: lavas cordadas o pahoehoe, que recuerdan a trenzas, escoriáceas o aa, formadas por bloques afilados y rugosos; almohadilladas o pilowlavas, formadas al entrar la lava en contacto con el agua. La lava al enfriarse pueden dar lugar a columnas poligonales (disyunción columnar).
Lavas columnares. En donde las columnas son
perpendiculares a la dirección del flujo .
durante el enfriamiento de un flujo lávico se desarrollan centros de
enfriamiento a intervalos regulares generando prismas columnares
de 4, 5 o 6 lados.(es decir tienen seccion pentagonal o hexagonal
preferntemente )
Se explica la disposición de las columnas debido a que las
disyunciones de contracción son perpendiculares a la onda térmica
de enfriamiento del flujo.
Lavas cordadas. Las generan las lavas fluidas. El
retorcimiento del flujo y el temprano endurecimiento de
su superficie explican las arrugas externas. Dando
lugar a formas "cordadas" de lava que se amontonan
unas sobre otras.Endurecida la costra el interior del
flujo aún caliente, la lava en su movimiento,
abandonará la costra favoreciendo la formación de
túneles.
Lavas almohadilladas.
La lava viscosa obtiene una corteza sólida
de forma inmediata al entrar en contacto
con el agua, la cual se rompe y rezuma más
almohadas según llega más lava de la
colada
Estas superficies vítreas formada por el
enfriamiento súbito de la superficie por el
agua no son lisas, presentan grietas,
arrugamientos y estrías lineares, muchas de
las cuales se cortan en ángulo recto.
Los espacios intersticiales dejados entre las almohadillas están
rellenados comúnmente con sedimentos del fondo del mar o con
fragmentos o brechas desprendidas de las mismas almohadillas.
Estas lavas de almohadillas con espacios cavernosos peculiares
entre ellas son comunes y a una estructura de esta clase se le
llama estructura almohadillada
Las lavas en almohada pueden encontrarse con una enorme
variedad de formas, incluyendo bulbosas, esféricas, achatadas,
alongadas y tubulares, variando su diámetro de varias decenas de
centímetros a varias decenas de metros: No obstante, su tamaño
típico va de 0,5 a 1 metros. El interior de las lavas en almohada se
enfría más lentamente que la cobertura exterior vítrea y por ello es
más cristalino. La cristalización de tasas de crecimiento
progresivamente más lentas en dirección al interior produce una
considerable variedad de texturas en las rocas.
Presentan una fina capa de vidrio volcánico que rodea cada
uno de los elipsoides y los separa entre sí.
TEXTURAS Y ESTRUCTURAS DE LAS
ROCAS VOLCANICAS
Se sabe que cuando el magma cristaliza
cerca o sobre la superficie terrestre, se
enfría rápidamente y origina rocas con:
cristales microscópicos (textura afanítica);
cristales relativamente grandes, rodeados
de una matriz de microcristales o de vidrio
(porfídica), o solo vidrio (vítrea).
Descripción de estructuras y texturas volcánicas
Afanítica. (Microgranular, a-phaneros-no visible) Es aquélla roca en la que los cristales no pueden reconocerse a simple vista y es necesario una lupa o un microscopio. Una textura afanítica siempre indica que el proceso de enfriamiento se produjo de forma más o menos rápida. También típica de rocas subvolcánicas. Se pueden distinguir dos clases dentro de este grupo:
Microcristalinas, cuando los cristales son reconocibles con el microscopio
Criptocristalinas, cuando los cristales no son reconocibles con el microscopio
Es un ejemplo la riolita
Vítrea. Es una textura propia de rocas extrusivas que
han tenido un enfriamiento muy rápido en la superficie,
lo cual determina que se formen vidrios y no
cristales.(masas amorfas).
Las rocas con textura vítrea se originan durante
algunas erupciones volcánicas en las que la roca
fundida es expulsada hacia la atmósfera donde se
enfría rápidamemte; ello que ocasiona que los iones
dejen de fluir y queden desordenados antes de que
puedan unirse en una estructura cristalina ordenada.
La obsidiana es un vidrio natural común producido de
este modo.
Llamada también textura holohialina
obsidiana
Perlítica: la mayoría de las rocas vítreas
exhiben diminutas grietas curvadas, a veces
parcialmente concéntricas, debidos a la
contracción del vidrio durante el enfriamiento
dando lugar a este tipo de estructura.
exsolución de Albita en Ortosa.
Estructura esferolitica. Cuando algunos
minerales (fibras del feldespato, dispuestas
radialmente en torno a un centro común )
forman cuerpos esféricos llamados
esferolitas.
La mayoría de estas estructuras son
pequeñas, pero se ha informado sobre la
observación de unos compuestos gigantes
de unos 3cm, de diámetro o mayores en la
riolita de silver Cliff.
La mayoria se encuentran en los vidrios
silícicos, y ellos consisten generalmente en
intercrecimientos radiales de fibras o agujas
de cuarzo y feldespato. Las esferolitas
representan crecimientos rápidos en una lava
o materia vítrea sujeta a enfriamiento rápido;
consecuentemente, por lo general son de la
misma composición que las rocas en las
cuales se formaron. La desvitrificación de un
vidrio, al estar expuesto a temperaturas
ordinarias, da con frecuencia por resultado
estructuras esferolíticas
Estructura Vesicular o pumicea: se refiere a
la roca caracterizada por la presencia de
huecos vacíos (“burbujas”) que pueden ser de
forma de almendra, redondeadas, elipsoidales
o aun tabulares, las cuales estuvieron
ocupadas por gases durante el enfriamiento del
fundido. Ejm piedra pómez (lava silicea con
aspecto de espuma que se produce en una
etapa extrema del escape de gases. Como la
piedra pómez contiene innumerables cavidades
aisladas unas de otras, es suficientemente
ligera como par flotar en el agua.)
Escoriacea termino aplicado a la lava
basáltica, en la cual las vesículas u
oquedades dejadas por el gas son
numerosas y de forma irregular. Que le dan
un aspecto de escoria.
Estructura Amigdaloide: se refiere a las rocas que
presentan vesículas rellenas por diferentes
minerales (ópalo, calcedonia, cloritas, calcita,
zeolitas, etc.). Típica de basaltos (roca volcánica).
Estructura fluidal o de corriente
Muchas rocas volcánicas muestran una tendencia al alineamiento paralelo o subparalelo de los diversos elementos en la trama (minerales y vesículas lenticulares). Esto se debe al movimiento a corriente que tiene lugar en la lava aun liquida.
Ejemplos de la estructura de corriente son los alineamientos paralelos de fajas vítreas y cristalinas alternadas o de estrias en la obsidianapomácea y en la riolita de fajeado fino. La riolita y la fonolita muestran la estructura corriente en su máxima perfección.
(Riolita de textura fuidal)
Muchas rocas extrusivas
muestran una textura orientada,
de acuerdo de un flujo
magmático. Algunos minerales
marcan una fuerte deformación.
Estructura traquítica se refiere especialmente a
una masa de listones de sanidina en
alineamientos subparalelos, como un cardumen
de peces pequeños. Como el término lo indica
la estructura es más común en la traquita, la
traquidacita y la traquiriolita.
Estructura Porfirítica.(textura inequigranular).
resulta de un cambio en la velocidad de
enfriamiento. A un período muy lento, en el que
crecen los fenocristales, sigue un período más
rápido, que produce cristales más pequeños, o
brusco, que genera una matriz vítrea.
Los grandes cristales (fenocristales) se encuentran
embebidos en la matriz, que puede incluso ser de
naturaleza vítrea.
Una roca con esta textura se conoce como pórfido.
hialocristalinas, típico de las rocas volcánicas
lávicas y de las rocas hipoabisales o filonianas ,
En muchas rocas porfiríticas la diferencia de tamaño entre los
cristales y el grano de la pasta no es siempre brusca sino más bien
gradual, lo cual da origen a la textura seriada. En este caso no hay
transición súbita ni cambio discontinuo de las condiciones durante el
enfriamiento del magma. Los fenocristales pueden continuar
creciendo y quedar asi en posibilidades de encerrar algo del material
de la pasta (magma) a lo largo de su margen. En tal caso, los
minerales con moléculas constitutivas en exceso presentes en el
magma deben ser tan favorables a la cristalización como a crecer en
forma de cristales grandes para formar fenocristales.
La estructura porfiritica puede desarrollarse cuando los fenocristales
comienzan a cristalizar bien antes de la producción principal de los
demás minerales, pudiendo asi crecer a tamaños grandes, mientras
los otros minerales están aun en disolución. El olivino y el piroxeno
de los basaltos y la andesina u hornblenda de la andesita son los
ejemplos típicos de esta clase de fenocristales.
PORFIROIDE
Textura piroclástica. Algunas rocas ígneas se forman por la consolidación de fragmentos de roca (cenizas, lapilli, gotas fundidas, bloques angulares arrancados del edificio volcánico, etc.) emitidos durante erupciones volcánicas. Dado que las rocas piroclásticas están compuestas de partículas o fragmentos individuales antes de cristales interconectados, sus texturas son más parecidas a las rocas sedimentarias que a las ígneas. La toba volcánica es un ejemplo de este tipo de roca.
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IGNEAS
En la tabla, las rocas están ordenadas atendiendo a su modo de ocurrencia natural en el campo, es decir, considerando que las rocas plutónicas ocurren a profundidad, mientras que las volcánicas se forman a poca profundidad o sobre la superficie de la tierra. Por esta razón debe leerse la tabla de abajo arriba. También la tabla determinativa está dividida toscamente en seis porciones, a saber, P-1, P-3 y V-5 (P para las rocas plutónicas y V para las rocas volcánicas) separadas por la línea divisoria del cuarzo de las porciones P-2, P-4 y V-6. Esta disposición permite al estudiante hacer su primera elección sobre la roca bajo investigación.
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Ahora bien; la primera cosa que hay que
hacer al tratar de identificar una roca es
identificar el cuarzo y su cantidad relativa.
Todas las rocas silíceas con 10 por ciento, o
más, de cuarzo se encuentran al lado
izquierdo de la línea divisoria del cuarzo.
Todas las demás, con menos del 10 por
ciento o nada de cuarzo, se encuentran del
lado derecho de la línea divisoria del cuarzo.
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El cuarzo se reconoce por su lustre grasoso y vítreo, por su color blanco o gris ahumado, dureza de 7 y su carencia ordinaria de forma de cristal, ya que es el ultimo mineral que cristaliza a partir de un magma fundido y por ser obligado a rellenar las cavidades interespaciales que quedan entre los minerales ya formados. Toma muy poco tiempo determinar si la roca en cuestión debe situarse en el lado izquierdo o en el derecho de la línea divisoria del cuarzo.
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Supóngase ahora que la roca contiene más de 10 por ciento de cuarzo: la roca se encuentra en el lado izquierdo de la línea divisoria. Ahora que se ha hecho la decisión respecto al lugar en que se encuentra la roca, se ha eliminado casi la mitad de la tabla. El segundo paso es estudiar la trama de la roca. Si la trama de la roca es granular, se encuentra en P-1, y hay solo cinco rocas en este compartimiento.
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Si la cantidad de cuarzo es aproximadamente 10 por ciento, la roca puede ser cualquiera de las cuatro excepto el granito; el factor decisivo está en la relación de ortoclasa a plagioclasa, como se indica claramente en la tabla. Si la cantidad de plagioclasa y ortoclasa es poco más o menos igual, la roca es monzonita cuarzosa. ( si no hubiera cuarzo en absoluto, la roca seria, por supuesto, monzonita o latita.)
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Si hay mas plagioclasa que ortoclasa, la roca es granodiorita. En la tonalita o diorita de cuarzo, la plagioclasa sobrepasa con mucho ala ortoclasa. Si la cantidad de cuarzo fuera considerable, por ejemplo, de 20 hasta 40 por ciento, no cabria duda de que la roca es granito, cualquiera que fuera el color y la relación de ortoclasa a la plagioclasa.
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En la rocas ígneas, los feldespatos tienden a formar cristales de forma más o menos perfecta, e invariablemente presentan una dureza cercana a la del cuarzo, por ejemplo, H = 6, cruceros bien desarrollados. La distinción entre la ortoclasa y la plagioclasa se logra mejor observando, con la ayuda de un lente y a la luz brillante, la presencia de líneas paralelas diminutas (estriaciones de maclacion) sobre ciertas caras de crucero en la plagioclasa, o su ausencia en la ortoclasa. Además, la ortoclasa es de color carne o rojiza, y la plagioclasa en numerosas ocasiones es gris.
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Si la textura es porfirítica con abundancia de fenocristales, por ejemplo, 50 por ciento, o más, en una pasta granular, la roca es un pórfido encontrado en P-3. Si la cantidad de fenocristales fuera mucho menos impresionante, se usaría el termino porfirítico como adjetivo calificativo, como, por ejemplo, granito porfirítico, monzonita de cuarzo porfirítica, y asi sucesivamente. Determinando los feldespatos puede identificarse uno de los cinco pórfidos.
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Cuando la roca es de textura pegmatítica o aplítica, es encontrada nuevamente en P-3. La textura pegmatítica es inequigranular, y está formada por cristales pequeños y cristales muy grandes. La presencia de minerales que contienen elementos volátiles raros, tales como la lepidolita, la espodumena, la turmalina, la ambligonita, el berilio y el topacio, ayuda al reconocimiento de las pegmatitas.
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La textura aplítica es azucarada, sacaroide y equigranular, y tiene grano de fino a mediano. Contiene muy pocos minerales máficos, por lo que la aplita es frecuentemente de color claro. En consecuencia, para determinar la pegmatita o la aplita basta determinar la textura.
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La presencia de vidrio no solo asegura el origen ígneo de la roca, sino que también indica su carácter volcánico. Así, si la textura es de vítrea a afanítica (de grano fino) o pórfiro – afanítica, la roca es volcánica y se encuentra en V-5. En general, las rocas volcánicas están mal cristalizadas; se deben estudiar e identificar todos los fenocristales disponibles críticamente para obtener alguna idea de la roca en cuestión. El numero de fenocristales puede ser grande, o bien apenas unos cuantos, pero aunque así sea, la identificación de los fenocristales es de gran ayuda en la determinación de las rocas volcánicas. Al identificar las rocas volcánicas es mejor dar al ejemplar un nombre correcto más o menos generalizado que uno más específico que puede ser erróneo. Se puede nombrar a la roca por su color más bien que suponer la presencia de minerales. El termino general felsita es de valor para referirse a todas las rocas volcánicas de color claro.
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Ahora vuélvase al lado derecho de la línea divisoria del cuarzo, de la tabla, en el cual ninguna de las rocas contiene cuarzo. Aquí de nuevo hay tres compartimientos, a saber, P-2, P-4 y V-6. Del estudio de la trama de la roca se puede restringir la elección a uno de los tres. Una vez decidido cual, se proseguirá con la investigación de los minerales esenciales.
Si la roca es granular y está compuesta de feldespatos, pero no tiene feldespatoides, dicha roca es intermedia o máfica, y se encuentra en P-2.
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La roca puede ser sienita, diorita, gabro o anortosita, dependiendo del feldespato predomínate. En la anortosita domina la plagioclasa cálcica, hasta 90 por ciento, o más. Si la roca es feldespatoide, es una roca alcalina. Si la roca está compuesta enteramente por minerales máficos, la roca es ultramáficas; la determinación de los minerales máficos prominentes debe permitir decidir de cuál de las cinco rocas ultramáficas se trata.
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Cuando la roca es porfirítica, se encuentra en P-4; verifíquese el feldespato para determinar el pórfiro en cuestión. La diabasa que se caracteriza por la textura diabasica es intermedia respecto a su ocurrencia en el campo, entre los derrames basálticos y el gabro plutónico.
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Aunque se incluyen en la tabla las composiciones mineralógicas de las variedades más comunes del lamprófiro, son difíciles de clasificar en el ejemplar de mano, y deben ser estudiadas en el campo; así sucede con todas las piroclasticas, como la toba, la brecha volcánica y el conglomerado. La brecha volcánica consiste principalmente en restos expelidos angulosos, mientras que el conglomerado está formado por trozos expelidos redondeados o subredondeados, cuya forma es producida durante la erupción por rozamiento dentro de la chimenea volcánica.
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Por último, si la textura y los minerales presentes sugieren definitivamente una roca volcánica, dicha roca se encuentra en V-6. Aquí la roca es vítrea y de grano fino; los minerales de alta temperatura hacen su aparición, como la sanidina en el feldespato y la leucita en el feldespatoide. Con frecuencia son indistinguibles el basalto y la andesita. La diferencia principal radica en la composición de la plagioclasa, conteniendo la andesita la variedad mas sódica. La presencia de hornblenda y biotita indica por lo general andesita, puesto que estos minerales se asocian más comúnmente con la plagioclasa sódica. También, el color de la andesita es claro, mientras que el del basalto es obscuro.
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Todas las rocas volcánicas pueden ser porfiriticas, como la dacita porfirítica o pórfido dacítico, o la riolita porfirítica o pórfido riolítico, dependiendo de las cantidades de fenocristales.
Cuando se ha reconocido una roca, el mineral característico prominente debe incluirse en el nombre de la misma, tal como granito muscovita, diorita de hornblenda, andesita de hornblenda, basalto de olivino y basalto de leucita. Con esto, la determinación macroscópica de la roca es completa.
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Por lo anterior, es claro que el cuarzo y los feldespatos, juntos con las tramas de las rocas, son dos factores que ayudan a situar la roca bajo investigación en alguno de los seis compartimientos de la tabla. El procedimiento completo toma muy poco tiempo. Debe ponerse énfasis en que cada paso hay que tomarlo con actitud crítica. Por razones de práctica, el alumno debe estudiar primero las rocas plutónicas de grano grueso, porque en dichas rocas pueden determinarse tanto las tramas como los minerales con mayor certidumbre. Después de haberse familiarizado con ellas, puede proceder a estudiar las rocas volcánicas de grano fino.
AUSENCIA DE
CUARZO
Roca volcánica producida por la
violenta salida del magma hacia
el exterior, de textura afanítica.
Consta de remolinos de cristal y
sustancias vítreas.
Presenta franjas que se forman
al momento del recorrido de las
lava por la superficie terrestre.
La mayor concentración se halla
en Nueva Zelanda.
Riolita
Tipo de roca: Roca ígnea
Origen: Extrusivo
Formación: Volcánica
Tamaño del grano: Fino
Color: Marrón - Rojizo
Muestra de Riolita
Roca volcánica similar a las
monzonitas.
Consta de material mineralógico
como fenocristales de
plagioclasas, biotitas, piroxenos,
cuarzos y feldespatos.
Muestra de Latita.
Roca volcánica con alto contenido de hierro.
Su composición se encuentra a intermedias entre la andesita y la
riolita.
Compuesta principalmente por feldespatos, plagioclasas, biotitas,
horblenda y piroxenos al igual que la andesita.
Posee una textura entre afanítica y porfida.
Muestra de distintos tipos de Dacita.
Roca volcánica compuesta
mayormente de piroxenos y
olivino, con alto contenido de
hierro y cantidades menores de
feldespato y cuarzo.
De coloración gris oscuro; con
textura, mayormente, vesicular .
Característica principal de
presentarse en forma columnar
de grano fino debido al rápido
enfriamiento del magma.
Basalto columnar, Turquía.
Roca volcánica compuesta
generalmente por plagioclasas,
piroxenos y/u horblenda.
Asociados frecuentemente a
biotita, cuarzo, magnetita y
esfena.
De coloración variada, desde un
negro azabache hasta un verde
plomizado según su constitución.
La clasificación de la andesita
puede definirse según el
fenocristal mas abundante.
Muestra de Andesita con vesículas
amigdaloides rellenas por zeolita.
Roca efusiva (volcánica)
afanítica, casi siempre porfirica y
con textura raquítica.
Compuesta por feldespatos
alcalinos y uno o mas minerales
máficos.
Se origina a partir de magmas
semíticos.
Es muy ligera, dura, de
superficie áspera y de coloración
blanquecina, utilizada como
material de construcción.
Muestra de Traquita.
Roca efusiva rara, de composición
intermedia (entre félsicos y máficos)
con textura entre afanítica y pórfida.
Se forma a partir de contenidos de
sílice con rocas alúminas de la corteza
inferior.
Su aparición esta asociado a procesos
geológicos y eventos tectónicos.
Asociado a abundantes feldespatoides
como: nefelina, sodalita, hauynita,
leucita y analsita; feldespatos alcalinos
y plagioclasas sódicas.
Muestra de Fonolita aergirina.
Los fragmentos prismáticos
oscuros son de aegirina.
¿Es lo mismo matriz, cemento y vidrio?
La matriz: es el material detrítico incluido entre los clástos de diámetros mayores.
El cemento: es el material de precipitación que rellena los huecos entre los granos permitiendo su transformación en roca. Suele formarse durante la diagénesis
Vidrio: es material producto del enfriamiento violento de magma en la superficie (lava), donde los átomos no tuvieron tiempo de ordenarse y no se formo estructura cristalina.
¿Diferencias entre Xenolíto y esquialito?
El xenolito es un fragmento incluido
en la roca cristalizada como testigo de
la roca caja o techo; mientras que el
esquialito es un fragmento incluido en
roca cristalizada, pero de una roca de la
región transformada por metasomatismo
metamórfico.
¿Cuáles son las principales características para
poder diferenciar un Lacolito de un Filón
capa?
•El espesor •El tamaño del cuerpo
•La forma del techo.
Pero principalmente se lo puede reconocer por el
domamiento que se observa en la superficie al
formarse el Lacolito
¿De que depende el desarrollo en espesor
de un Dique con respecto al tipo de
magma?
Depende de la viscosidad del magma ya que a mas viscoso menos fluidez y eso permite elevar el espesor del dique
¿Cuál es la diferencia entre un Facolito y un
Lacolito?
La diferencia es que el facolito se ubica en las
charnelas de los pliegues y por ende su piso es
convexo a diferencia que los Lacolitos que se ubican
concordantes en los estratos y debido a que no existe
un plegamiento su piso es horizontal.
¿Como diferenciar entre un flujo de lava y un
manto en los estratos?
La diferencia esta en que el flujo de lava a calentado solo a un lado de
la roca donde se distribuye, en cambio el manto como es un cuerpo
intrusivo calienta ambos lados de la roca encajonante
¿A que se debe la diferencia de resistencia en los distintos tipos de rocas ígneas, plutónicas y volcánicas?
En general si se puede afirmar que las rocas con minerales de tamaños heterogéneos son más resistentes que las de tamaños homogéneos. Las rocas de textura granular son más resistentes que aquéllas que presentan minerales laminares (micas) y fibrosos alineados (anfíboles). Si la roca es plutónica, los minerales son resistentes y entrabados y su fallamiento a la acción de los esfuerzos se presenta progresivo porque la resistencia de sus componentes varía. Si la roca es volcánica, los poros disminuirán su resistencia y rigidez pero ganará plasticidad.
¿Las lavas almohadilladas son exclusivas del
vulcanismo submarino?
No. Es también producto del vulcanismo sub aereo, en
donde la lava expulsada puede llegar a un medio
acuoso (mares, lagos, etc.)
Describa usted el tipo de roca abundante
en la corteza terrestre.
El tipo de roca con abundancia en la tierra, viene a ser el “basalto”, con una textura micro cristalina y casi sin presencia de
cristales en su seno. Compuesta principalmente por plagioclasas cálcicas y ferromagnesianos (piroxeno y olivino).
En nuestro país, la presencia de basalto es nula; sólo podemos
encontrar andesitas basálticas en la formación del volcánico
submarino Casma (Lima) de textura almohadillada.
Defina usted diferencias entre una andesita y
un basalto
La principal diferencia de la andesita es que ésta posee una
textura porfídica, a diferencia del basalto (con una textura
afanítica). Además de diferenciarlo en la presencia de anortita en
las plagioclasas, pues un basalto debe tener entre un 50% - 90% de anortita (difícil de estimar).
¿Cuál es la difenecia entrte plagioclasa y ortoclasa?
¿Qué son los minerales maficos?
¿Qué tipo de roca presentan los estratos horizontales
mas altos de un lopolito?
¿Qué es un batolito?
