• Author / Uploaded
• Jesus Martin Briones Inciso

Citation preview

PETROGRAFÍA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

Capadocia, Turquía

TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS INGEAS Las disposiciones espaciales, las asociaciones, el aspecto externo y demás características mineralogenèticas; determinan las texturas y estructuras (Ver información de practica sobre textura y estructura de rocas ígneas)

La textura de las rocas ígneas depende del grado de cristalinidad, del tamaño y forma de los cristales, y de las relaciones espaciales que existen entre los mismos. Es la descripción de cómo son los minerales formadores de la roca y como están dispuestos en el espacio. Depende, en gran medida, de la velocidad y de la profundidad de enfriamiento.

En general, para rocas enfriadas lentamente y a grandes profundidades (intrusivas) la totalidad del magma tendrá la capacidad de cristalizar en distintos minerales. En cambio aquellas rocas enfriadas velozmente y en la superficie (extrusivas) no tendrán la capacidad de cristalizar completamente.

Ocoita

TEXTURA

TEXTURAS DE CORROSIÓN

Rasgos de las rocas determinadas por el tamaño, forma y arreglo de los componentes mineralógicos. ESTRUCTURA

Se refiere a las características de las masas rocosas tomadas como unidades constituyentes de la corteza terrestre; tales como bandeamiento, junturas..

MEZCLA DE MAGMAS

Las rocas ígneas intrusivas, son simplemente magmas que no han alcanzado la superficie. El volumen de rocas ígneas que forman los cuerpos plutónicos es considerable y pueden gradar a los sistemas volcánicos. Los magmas se forman en profundidad y se segregan desde un residuo sólido para formar masas discretas de fundido. Estas masas son menos densas que el sólido que las rodea por lo que se vuelven boyantes y tienden a ascender si el material que los rodea es suficientemente dúctil.

La forma por la cual un gran cuerpo intrusivo asciende a través de la corteza, creando suficiente espacio para él, no ha sido totalmente aclarada. El problema del espacio ha sido objeto de extensos debates por décadas y aún así sigue siendo un problema (Paterson et al. 1991).

(PENDIENTE DE CUBIERTAS)

Esquema idealizado del desarrollo de un batolito

Intrusivos compuestos. A: Secuencia intrusiva múltiple que va de 1 a 3. Los sucesivos pulsos aprovechan la zona más caliente para intruirse, mientras que las zonas de bordes están más frías y rígidas.

B: Secuencia intrusiva múltiple que se inicia con un primer pulso (1), seguido por el 2 y finalmente el 3, ocasionados por colapsos progresivos. C: Intrusivo con borde de enfriamiento mostrando asimilación parcial de un dique anterior. D: cristalización centrípeta de (Modificado de Mc Birney 1984)

un

Plutón.

Un diapíro, que es una masa fundida móvil que perfora las capas que se encuentran por encima, que son rocas dúctiles más densas, que ascienden mientras la viscosidad del magma permita el movimiento y la densidad de las rocas de campo sean menores o similares. En las áreas menos dúctiles del manto superior y de la corteza, el magma no puede ascender por diapirismo.

Mecanismos de ascenso de intrusivos (redibujado de Paterson et al. 1991)

11

Diques y Sills o Láminas Intrusivas. Un dique es una masa de roca tabular que corta a través de planos estructurales principales, tales como planos de junta o estratificación, planos de crucero, etc. de las rocas regionales; por lo contrario, un sills o lámina intrusiva es una hoja inyectada a lo largo de los planos estructurales principales.

Otros forman cuerpos concéntricos que se inclinan mucho en torno al centro, debido al hundimiento de la superficie en forma de paila o un hundimiento subterráneo. Estos son diques anulares.

CARACTERÍSTICAS DE LOS DIQUES

a) Tienen un origen magmático intrusivo (sub.-volcánico o hipoabisal) b) Pueden llegar hasta una potencia de 200 metros, pero lo normal es entre 0,5 m hasta 6 metros. c) Tectónicamente diques representan estructuras de expansión. Es decir diques sirven como testigo de una fase tectónica expansiva.

Dique con un borde de enfriamiento

Dique de aplita en un stock granítico paleozoico

Dique cortando secuencias sedimentarias (Tembladera)

LOS SILLS y los diques pueden tener cualquier dimensión, desde unos centímetros hasta varios cientos de metros, o más de anchura, y desde unos cuantos metros hasta alcanzar medirse en kilómetros su longitud. Los sills y diques pueden ser compuestos, con cambio de tipo de roca desde su base hasta la parte superior. Muchos sills están enriquecidos con olivino, piroxeno, y otros minerales pesados hacia a su base, y con minerales cuarzofeldespáticos hacia la parte superior, debido al asentamiento gravitacional de los cristales de formación temprana y el ascenso de un liquido silíceo residual.

LACOLITOS Y FACOLITOS

Los Lacolitos (gr. cisterna; lithos, piedra).

Lakkos,

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.

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.

Se muestran en forma idealizada los esfuerzos que se desarrollan en el entorno de un lacolito durante su intrusión. 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.

Los Lacolitos pueden confundirse con pequeños plutones porque en muchos casos las formas de las secciones en planta de ambos son similares. La principal diferencia consiste en que los Lacolitos tienen un escaso desarrollo vertical, mientras que por el contrario, los plutones poseen un gran desarrollo en profundidad.

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. Ejemplo de estos tabiques se encuentra en el lacolito Dacítico del Cerro Blanco de Zonda (España). Este lacolito forma parte del centro volcánico de Ullum, pero se encuentra en una porción externa del mismo.

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 ρ m y ρ r : Densidades del magma y de la roca de caja respectivamente. g : Es la aceleración de la gravedad y h : Es la profundidad

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.

En un distrito ígneo es frecuente encontrar la asociación de Lacolitos con filones capa y/o con cuerpos transicionales entre ambos. Por este motivo es importante poder distinguir entre unos y otros. Los criterios que han empleado algunos autores para distinguir Lacolitos de filones capa se basan en: 1) El espesor, 2) El tamaño del cuerpo y 3) La forma del techo.

Las texturas de las rocas de los lacolitos son variables y comprenden desde granulares – propias de las rocas plutónicas – y porfíricas con pastas microgranulares hasta afaníticas y, más raramente, vítreas. Entre estos dos extremos se encuentra una extensa variedad de texturas intermedias

Condiciones para la formación de lacolitos. 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, tienden a formar con mayor frecuencia lacolitos, en particular los de composiciones silícicas. No obstante, en algunos distritos ígneos con composiciones intermedias, se forman indistintamente lacolitos y filones capa, aun a pesar de la escasa variación en la composición del magma. Esto se puede explicar debido a la cantidad de magma disponible y a las variaciones en la viscosidad del magma, cuyas causas se pueden resumir en:

1) Pequeñas variaciones en la temperatura, dentro del rango comprendido entre el liquidus y el solidus. 2) Variaciones en la proporción de cristales en suspensión; y 3) Variaciones en el estado en que se encuentra la fase volátil, ya sea disuelta en el magma o separada como fase gaseosa en forma de burbujas.

Lacolito de Bear Butte (Dakota del Norte) y el de Solitario (Texas) (izquierda y derecha, respectivamente). En el primer caso la erosión de la intrusión, y la mayor resistencia de ésta frente a la roca de caja, hace que la parte superior del lacolito (superficie convexa) forme una elevación topográfica. En el segundo caso, la imagen es de satélite y se aprecian las capas de rocas sedimentarias que se han deformado y por la erosión diferencial dan lugar a una forma circular con buzamientos hacia el exterior, encontrándose el lacolito aflorando en la parte interior del círculo.

FACOLITO 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.

Leucogranito

Provincia de Mendoza

LOPOLITOS.

Si el contraste de viscosidad entre el magma y la roca encajante es bajo, es decir, en niveles corticales algo más profundos que los lacolitos, el suelo de la cámara magmática podría hundirse con el progresivo inflamiento de la forma plutónica por amalgamiento de nuevos pulsos (nuevas unidades de sill), resultando un plutón con forma de domo invertido (superficie inferior de tendencia cóncava).

La imagen con cuatro viñetas vendría a representar este tipo de evolución de intrusión. Ejm. Uno de los plutones mayores (400 km de extensión lateral x 9 km potencia), el plutón de Bushveld (Suráfrica), está definido como un lopolito complejamente estratificado

BATOLITOS

Un batolito es una gran masa de roca ígnea (área de afloramiento superior a 100 km2) que se ha cristalizado a una profundidad considerable bajo la superficie de la tierra. CARACTERÍSTICAS DE LOS BATOLITOS - Están asociados a las cordilleras. - Se extienden paralelos a las cordilleras. - Se forman después del plegamiento pero no son causa de ello. - Tienen techo dómico escalonado y presentan xenolitos, es decir, inclusiones extrañas, embebidas en el magma.

Los batolitos están constituidos por varios plutones, asociados en el espacio y en el tiempo. La cantidad de plutones está relacionada con el tamaño del batolito. Batolitos de gran extensión, como el batolito de la Costa de Perú que es integrante del batolito andino, llegan a tener más de 1000 plutones. Al respecto, debemos mencionar que este batolito es uno de los más extensos que se conocen en el Fanerozoico

Los batolitos se forman como consecuencia de una intensa actividad magmática, relativamente continua en el tiempo, caracterizada por pulsos de variada magnitud, que se suceden en forma intermitente.

El tiempo que tarda en emplazarse un batolito es del orden de millones de años. El emplazamiento del batolito de la Costa de Perú comenzó en el Cretácico inferior y finalizó en el Mioceno, con una duración aproximada de 70 Ma. Durante este lapso se registraron varios pulsos, separados por periodos de menor actividad. Durante el Oligoceno, en el batolito de la Costa la actividad magmática disminuyó considerablemente registrándose muy pocos plutones. En este aspecto refleja la disminución generalizada de la actividad magmática en toda la Cordillera de Los Andes

En las rocas cristalinas de los escudos desérticos hay formación de lomos de ballena a partir de los filones en el batolito.

BATOLITOS OROGÉNICOS Son los que se encuentran en los arcos magmáticos relacionados con los procesos de subducción. El batolito andino es un ejemplo de este tipo y los numerosos estudios realizados sobre el mismo en distintos sectores han permitido obtener un conocimiento detallado de su composición, petrología, relaciones tectónicas y edad. En los casos en los cuales durante la subducción se produce una colisión, p. ej. continente-continente los batolitos asociados a este proceso se denominan colisionales y sus características son diferentes a las de los batolitos relacionados a subducción simple.

BATOLITOS ANOROGÉNICOS O DE INTRAPLACA

Este tipo de batolitos aparecen en ambientes no compresivos, como dorsales, islas oceánicas o zonas de rift. Suelen tener unas dimensiones menores que otros batolitos, como los de márgen de subducción o los post-colisionales, y las intrusions que los conforman también son de menor tamaño y presentan formas mayoritariamente circulareso poco alargadas. Muchos de estos batolitos corresponden con rocas variadamente alcalinas, incluyendo los granitos de tipo-A (acompañados frecuentemente de términos sieníticos). Su viscosidad relativamente baja favorece su emplazamiento en niveles someros (epizona), y el posible desarrollo de calderas de subsidencia o diques cónicos y anulares.

Distribución del Batolito Andino desde el jurásico hasta el Mioceno

Determinación macroscópica

Hábitos y Agregados Cristalinos

Diagrama de STRECKEISEN

El diagrama "STRECKEISEN" o "QAPF" es actualmente el diagrama "oficial" en la denominación de las rocas ígneas. El diagrama permite en una manera bastante fácil la denominación de rocas plutónicas y volcánicas. Solamente el contenido modal de 4 minerales en una muestra (y la textura) definen al final el nombre de la roca. Existen solamente pocas excepciones: Nombres como "ignimbrita" o piedra pómez no tienen su origen en este diagrama. Además todas las rocas con un contenido menor de 10 % en QA-P-F, significa sí la suma del contenido modal en cuarzo + feldespato alcalino + plagioclasa + feldespatoides no alcanza 10 %) se tratan en un otro diagrama.

Los minerales máficos no se presentan en el triángulo doble de Streckeisen, como son: micas de Fe y Mg, anfíboles y piroxenos, olivino, circón, apatito, titanita, epidota, granate, melilita, carbonatos primarios, entre otros. Si su participación es menor de 90% (índice de color M < 90), se utiliza el triángulo doble de Streckeisen. Si su participación es mayor de 90% (M > 90), se trata de una roca ultrabásica, la cual se clasifica a través de otros diagramas, que se basan en el contenido de los minerales máficos. Para todas las categorías de rocas del triángulo doble de Streckeisen se puede utilizar una clasificación suplementaria en base de su índice de color empleando los prefijos siguientes:

Nombre

M (cant. de máficos)



Hololeucocrática: 0-10%

leuco-

M= 0 - 35%



Leucocrática: 10-35%

meso-

M= 35 - 65%



Mesocrática: 35-65%

mela-

M= 65 - 90%



Melanocrática: 65-90%

ultramáfico

M= 90 - 100%.



Holomelanocrática: 90-100%

CLASIFICACIÓN TEXTURAL DE LAS ROCAS ÍGNEAS Este criterio de clasificación atiende a la forma, disposición y tamaño relativo de los cristales constituyentes de una roca, pasando por alto las especies minerales involucradas.

La textura de la roca es directamente dependiente del ambiente geológico (profundidad) de cristalización del magma, es así que se pueden distinguir:

CLASIFICACIÒN

a) ROCAS INTRUSIVAS (o plutónicas):

profundidad.

Cristalizadas lentamente en

b) ROCAS HIPABISALES (o filonianas):

Cristalizadas a profundidad intermedia, en filones, diques, sills, apófisis, etc. c) ROCAS EFUSIVAS (o volcánicas):

Cristalizadas en superficie, bajo condiciones de presión atmosférica.

TAMAÑO ABSOLUTO DE LOS CRISTALES TEXTURA FANERITICA

TEXTURA AFANITICA

TEXTURA VITREA

Factores que determinan las características de las rocas plutónicas 1.- Velocidad de enfriamiento del magma 2.- Contenido de hiperfusibles

3.- Composición química del magma Clasificación 1.- Presencia o ausencia de cuarzo 2.- Tipo y proporción de feldespatos 3.- Tipo y proporción de minerales ferromagnésicos 4.- Textura

CLASIFICACION DE LOS MINERALES EN ROCAS IGNEAS

Escenciales

Accesorios

Secundarios

Flujos de lava • Textura: porfirítica (cristales euhedrales) 15 % afanítica 8% • Alta Tº: devitrificación = esferulitos

• Foliación interna • No vesicular

• Monomíctica (autoclástico)

Flujos Piroclásticos de pómez y cenizas

Flujos Piroclásticos de bloques y cenizas

Oleadas Piroclásticas • Textura: • Componentes: • Mucho cristal en matriz • Frag. lítico escasos o abundantes • Estructuras sedimentarias: estratificación cruzada

FLUJO PIROCLASTICO DE BLOQUES Y CENIZA

CLASTOS

Volcanico San Pablo

Asociado a extrusiones de domos de lava y flujos de lava, originados directamente del calor, generados por las columnas eruptivas verticales o laterales.

Depósitos de Avalanchas Calientes

Escoria y Flujos de Ceniza

Por colapso vertical de la columna eruptiva, pudiendo seguir luego de 1 o de una serie de explosiones en un tiempo muy cercano, como las erupciones Vulcanianas.

Debido al bajo grado de mezcla piroclasto – gas, algunos flujos piroclásticos pomáceos, escoria y flujos de ceniza son formados de esta manera. Procesos de Formación de Flujos Piroclásticos (Mc Donald 1972)

Componentes principales de los depósitos piroclásticos primarios 

A)

Tres tipos de componentes principales: Fragmentos vitroclastos.

juveniles: son fragmentos del magma que se está siendo exhalado. En general son



Escoria: vidrio volcánico muy vesicular de composición intermedia a básica.



Pómez: vidrio volcánico muy vesicular (puede o no tener cristales). Composición ácida



Trizas vítreas: partículas angulosas fragmentación explosiva de pómez.

de

tamaño

ceniza.

Generalmente

resultado

de

la

B)

Cristales (o cristaloclastos): cristales libres o fragmentos angulares de cristales que son liberados del magma porfirítico durante la explosión.

c)

Fragmentos líticos (o litoclastos): pueden ser fragmentos juveniles no vesiculares (líticos cognatos), pedazos de rocas de caja arrancadas durante la erupción (líticos accesorios o xenolitos).

o

Procesos deposicionales en piroclastos

Agradación progresiva por sedimentación desde la base del flujo activo continuamente bajo el superficie de extensión (Fisher 1966a, Branney and Kokelaar 1992); en este caso, el depósito es solo una muestra parcial del flujo primario y principalmente guarda un régimen deposicional de la base del flujo

Fig. 4 Agradación progresiva de un depósito piroclástico en la base del estrato. (Barney y Kokelaar 1992; Druitt 1992)

Procesos Deposicionales en Piroclastos Congelación inmediata de la mayor parte del flujo (Wright and Walker 1981) Fracturas de contracción por enfriamiento (se forman perpendicular a la superficie de enfriamiento). La roca se enfría como una unidad Es común en flujos de lava, domos de lava, intrusiones someras (dickes y sills). Orientación irregular de los planos de fractura, pueden indicar ambientes de enfriamiento inusual (Subglacial, tubos de lava). Diaclasamiento Columnas solo se puede dar en depósitos volcánicos soldados – (Ignimbritas soldadas)

Disyunción prismática en Ignimbritas Soldadas de Cumbe Mayo, vista al W

Procesos Deposicionales en Piroclastos Muchos depósitos tienen rasgos constituyentes con agradación progresiva, pero algunos aparentan haber tenido un emplazamiento por rápido enfriamiento del flujo. Además, los flujos pueden experimentar transformaciones en la reología durante la exhalación (Fisher 1983) , como resultado de los cambios en la erupción o efectos topográficos o cambios inherentes causados por depositación de partículas o pérdida de gas. Algunas variaciones texturales en depósitos de flujos piroclásticos también reflejan si el flujo primario estuvo estable o inestable (Freundt and Schmincke 1986, Branney and Kokelaar 1992).

tipos de depósitos piroclástico

Depósitos de Flujos de bloques y ceniza: bloques líticos angulosos, poco vesiculares, algunos con fracturas radiadas de enfriamiento. La matriz es de ceniza (trizas angulosas). Soldamiento muy poco común. Los clastos son todos del mismo tipo de magma (depósitos monolíticos). Pueden presentar gradación inversa, y contener estructura de escape de gases. En general asociados con flujos lávicos y domos andesíticos, dacíticos y riolíticos, principalmente en volcanes compuestos y Calderas

Tipos de depósitos piroclástico

Depósitos de flujo de escoria y ceniza: depósitos no seleccionados, controlados por la topografía, compuestos por lapilli escoriáceo andesítico o basáltico. Soldamiento común. Gradación inversa de los clastos mayores. Estructuras de escape de gas y madera carbonizada.

Tipos de depósitos piroclástico

Ignimbritas o depósitos de flujo pomáceos: lapilli y bloques pomáceos, trizas y cristaloclastos, también litoclastos subordinados. Amplio rango de soldamiento y texturas de desvitrificación y recristalización. Fragmentos pomáceos mayores pueden estar inversamente gradados, mientras que los clastos líticos están normalmente gradados. Poseen estructuras de escape de gas, madera carbonizada. Relacionados a calderas

Procesos de soldamiento La conservación del calor magmático de los piroclastos jóvenes es remarcablemente eficiente en los depósitos de flujo piroclástico, y el grado que experimenta subsiguiente a la modificación textural es un reflejo de la temperatura de emplazamiento y de la viscosidad de las partículas (Ross y Smith 1961, Smith 1960a, b, Ragan y Sheridan 1972, Riehle 1973).

El soldamiento es la fusión y deformación plástica de piroclastos calientes de baja viscosidad (principalmente pómez, escoria y trizas) (Smith 1960) . La compactación por soldamiento resulta en una foliación aproximadamente paralela a la estratificación, definida por pómez o escoria aplastada, lenticular (fiamme) y matriz vitroclástica (textura eutaxítica)

Fig. 7 – Ordenamiento ideal vertical y lateral de zonas de Soldamiento (A) y Cristalización (B) en una unidad simple de enfriamiento de Ignimbrita. Las líneas delgadas en (B) marcan la región de soldamiento en (A) (Smith 1960).

Relación de aspecto: espesor y extensión lateral 

Depósitos de relleno de valle: depósitos relativamente gruesos, macizos o gradados, con superficie superior plana.



Depósitos se sobre-banco ó de altos topográficos: depósitos delgados, sin clastos gruesos.



Los piroclastos livianos (Ej: pómez) no varían de tamaño con la distancia. Lo mejores indicadores son los litoclastos, que disminuyen su tamaño y abundancia con la distancia.

Dimensiones de los flujos piroclásticos



Depósitos pumíceos (ignimbritas) de grandes volúmenes (>10 km3) son en general silíceos (dacíticos o riolíticos). Distancia que recorre el flujo: desde pocos kilómetros a 100 km. Espesor de los depósitos: flujos piroclásticos individuales desde menos de 1 metro a algunas decenas de metros. Para flujos compuestos los espesores van desde pocos metros a cientos de metros.

A. GRADACIÓN NORMAL B. GRADACION INVERSA C. SIMÉTRICA D. SIMÉTRICA E. GRADACIÓN POR DENSIDAD (PUMACEO Y LÍTICO) F. GRADACION POR DENSIDAD G. GRADACIÓN NORMAL H. GRADACIÓN MÚLTIPLE

400 m Cono de piroclastps

95 m

Cono de escoria soldad (Las fuentes de lava basálticas que tienen una vida larga y que son eruptados por una boca central que van emitiendo salpicaduras, escoria y plastrones que se depositan en torno a las mismas. )

Cono de escoria y cenizas

VOLCÁN DE BARRO

es un cono de barro y fango en forma de volcán que no suele pasar una altura de 1 o 2 metros. Estos pequeños volcanes de barro están formados por la mezcla de agua y sedimentos finos que, o bien son emitidos por una boca y fluir como un flujo de lava, o bien son emitidos en una fuente como producto del escape de gases volcánicos y agua hirviendo. Tipicos de actividad termal.

UN DOMO Es una colina redondeada formada por la acumulación progresiva de un magma muy viscoso normalmente de composición dacítica o riolítica. Estos magmas son generalmente tan viscosos que no se pueden desplazar mucho desde el centro de emisión antes de que se enfríen o cristalicen. Algunos domos pueden estar compuestos por uno o más flujos de lava.

CLASIFICACION DE LOS MINERALES EN ROCAS IGNEAS

Esenciales

Accesorios

Secundarios

Olivino

Piroxeno

Anfíbol

FORMA

Prismas cortos

Prismas cortos

Prismas alargados

EXFOLIACIÓN

Débil fractura concoidal

Marca dos direccione s

BRILLO

Graso

TRANSPARENCI A

B

M

Qz

F. k.

Plag.

Laminar

Laminar

Prismas seudohex a

Tabular

Tabular

Marca dos direcciones

Perfecta una dirección

Perfecta una dirección

Nula

Débil

Débil

Vítreo

vítreo

Nacarado

Nacarado

vítreo

Vítreo nacarado

Transpare nte translucid o

Translucid o no transp.

Translucido no transp.

Translucido

Transparentetr anslucido

Transpare ntetransl ucido

Transpar entetrans lucido

Vítreo nacarado Transpare nte translucid o

COLOR

verde

Nacro verde oscuro

verde oscuro negro

Pardo verde oscuro

Planco plata

Gris

Blanco rosado

Blanco

DUREZA

6,5 - 7

5-6

5-6

2,5 - 3

2 – 2,5

7

6

6

Diagrama de STRECKEISEN

Diagrama de STRECKEISEN

Ejemplo del cálculo para encontrar el punto en el triangulo

60

20

10

35 65

90

El problema de campo 9 y 10 (Andesita-Basalto/Diorita-Gabro) Andesita An 30-50% Hornblenda Biotita más clara porfídica Diorita An 30-50% Hornblenda Biotita más clara

Basalto An 50-90% Augita Olivino más oscuro textura fina Gabro An 50-90% Augita Olivino más oscuro

Diagrama de la clasificación a base de Olivino-Piroxenos Para M>90 %: Contenido de minerales máficos (M) mayor de 90 %

Clasificación de las rocas ígneas plutónicas. M > 90. Rocas ultramáficas con anfíbol (horblenda) (Le Maitre et al 2002; imagen tomada de Tutor de Petrología).

Ejemplo: 5% de Anortita, 5% de biotita, 40% de olivino, 30% de piroxenos, 20% de horblenda: PERIDOTITA PIROX-HORNB.