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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 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
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 rocasestratificadas cuyas relaciones de 
contacto son concordantes, generalmente el piso es plano mientras que el techo 
es convexo hacia arriba.
Facolitos: cuerpo ígneo de pequeña dimensión, concordante a las charnelas de 
los pliegues. 
Lofolitos: cuerpo ígneos con formas de palangana, cuyo piso no es plano y cuyo 
sector central es cóncavo hacia arriba.
Cuerpos ígneos globosos
Plutones: cuerpos magmáticos residentes en la corteza, cuyo enfriamiento es 
progresivo y continuo hasta el final de la cristalización. Las formas de los 
plutones se clasifican como masivas o irregulares, tabulares, cilíndricas o 
fungiformes (en forma de hongo), y también se dividen entre concordantes o 
discordantes; los concordantes tienen límites que corren paralelos a las capas de 
la roca intrusionada, conocida comúnmente como roca madre, y los discordantes 
tienen límites que cortan a través de las capas de la roca madre.
Batolitos: constituido por varios plutones, asociados en el espacio y el tiempo. 
Hay batolitos orogénicos que se encuentran en los arcos magmáticos 
relacionados con los procesos de subducción. También están los anorogénicos o 
de intraplaca.
El Metamorfismo
Debido a que la Tierra es un planeta dinámico, constantemente ocurren cambios 
en los sistemas geológicos debido a la transformación y transferencia de energía 
y al movimiento de la roca, magma y fluidos, que se presentan principalmente 
cerca de los márgenes de placas. Los estados de equilibrio termodinámico son 
perturbados, causando que los sistemas de roca busquen estados más estables 
(menor energía) mediante el ajuste de su fábrica y composición. A estos ajustes 
equilibradores que ocurren durante el estado sólido a elevadas T se les llama 
Metamorfismo.
'' El metamorfismo es un proceso que produce cambios en la mineralogía y/o 
textura de una roca en estado sólido. El proceso se debe sobre todo al reajuste 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
de la roca a condiciones físicas diferentes a las reinantes durante su formación, 
y distintas a las condiciones superficiales y diagenéticas. El metamorfismo 
puede coexistir con fusión parcial y puede también implicar cambios en la 
composición química global de la roca.'' 
 IUGS 
Por lo tanto una roca metamórfica es un agregado mineral que refleja los ajustes 
a nuevos estados de equilibrio producidos por cambios en variables intensivas y 
estados de tensión (stress). 
El rango de los procesos equilibradores y los factores cinéticos que los controlan 
varía mucho, dependiendo de la fábrica y composición de la roca parental, la P y 
T del sistema en evolución, la composición de los fluidos en ese sistema, y el 
estado de esfuerzo prevaleciente. 
El metamorfismo se da mediante sucesivos cambios de fase, en los que 
desaparece un mineral o asamblea mineral inestable y aparecen minerales que 
mantienen el equilibrio en esas condiciones.
Factores del Metamorfismo
Influencias externas o ambientales que someten a la roca a nuevas condiciones 
forzándola a buscar nuevamente el equilibrio, llevando al metamorfismo.
Los principales factores del metamorfismo son la temperatura, la presión 
(litostática, dirigida y de fluídos) y la composición de la fase fluída.
Propiedades térmicas de las rocas
Capacidad calorífica: mide el aumento de temperatura que provoca el aporte de 
una cantidad determinada de calor a una sustancia. Es el cociente entre cantidad 
de calor comunicada y el aumento de T provocado: C= ∆Q/∆T= J/K.
Calor específico: cantidad de energía calórica que se le debe suministrar a una 
unidad de una determinada sustancia para que ésta aumente su T en una unidad: c
= C/masa. 
Conductividad térmica: capacidad de una sustancia de transmitir el calor, o sea:
la capacidad de una sustancia de transmitir la energía cinética de sus moléculas a 
otras adyacentes o a sustancias con la cuales no está en contacto. Se expresa 
como λ = q/ T que sería el cociente entre q que es el flujo de calor (por unidad
de tiempo y unidad de área) sobre el gradiente de temperatura. La Ley de Fourier 
dice que el flujo de calor a través de un material es proporcional al gradiente de 
temperatura: q = -λ.(grad. T).
Difusividad térmica: el calor se difunde paulatinamente, este índice expresa la 
velocidad de cambio y flujo de temperaturas en un material hasta que alcanza el 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
equilibrio. K = λ/ρC, que sería kappa es igual a la conductividad térmica sobre el 
producto de la densidad de la sustancia por la capacidad calorífica.
Temperatura
Magnitud física que refleja la cantidad de calor de un cuerpo, pero es diferente 
del calor es sí. El calor fluye desde los cuerpo que se encuentran a mayores T 
hacia los que tienen menores T, hasta nivelar las diferencias. No todas las 
sustancias necesitan la misma cantidad de calor para aumentar su T en una 
cantidad dada (calor específico).
Las rocas son buenos aislantes del calor, tienen una conductividad térmica 
reducida lo que conlleva a que sean muy lentas conduciendo el calor. 
Flujo térmico: como el calor se transporta siempre desde los sitios de mayor T 
hacia los de menor T, si tenemos en cuenta a la Tierra con su interior caliente y 
una superficie fría, el resultado será un flujo constante de calor desde el interior 
hacia la superficie. Este flujo, llamado flujo térmico, se mide en W m2 o mW m2 
(milivatios metro cuadrado). El flujo térmico medio en los océanos, aprox. 100 
mW m2, es distinto del de los continentes, aprox. 65 mW m2.
La razón de esta variación regional del flujo térmico se debe a tres contribuciones
al flujo térmico superficial:
 El calor que fluye hacia la base de la corteza desde el manto.
 El calor generado por la desintegración de elementos radiactivos dentro de
la corteza y que es mucho mayor en la corteza continental que en la 
oceánica.
 El calor transportado por cuerpos ígneos fundidos en el ascenso por la 
corteza.
Además, las cadenas montañosas recientes poseen altos valores de flujo térmico 
debido a otro factor: el efecto conjunto de levantamiento y erosión provoca el 
transporte rápido de rocas calientes a la superficie.
Gradiente Geotérmico y Geoterma: como el flujo térmico apunta hacia la 
superficie de la Tierra, una conclusión inmediata es que la temperatura aumenta 
con la profundidad. Este aumento no es constante, y es mayor más cerca de la 
superficie y disminuye a medida que la profundidad aumenta.
Los gradientes geotérmicos cercanos a la superficie están en el orden de 15-
30°C/Km (aunque se dan valores extremos localmente entre 5 y 60°C/Km).
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
La Geoterma es la variación de T 
con la profundidad (La de la imagen es una figura característica de la corteza continental estable).
El gradiente geotérmico es mayor en la litósfera debido a que ésta no sólo se 
calienta desde abajo (por el flujo térmico proveniente del manto) sino que 
también por la producción radiogénica de calor de elementos radiactivos que se 
encuentran en las rocas de la litósfera, esta radioactividad es la causa de la 
curvatura de la geoterma, sin ella, sería una línea recta. Este ejemplo es para 
corteza continental estable, y se trata de una geoterma estacionaria es decir que 
su forma no varía con el tiempo, representando una zona en la que hace ya 
mucho tiempo que no existen perturbaciones tectónica o ígneas.
En cambio, en áreas tectónicamente activas, la geoterma será transitoria ya que 
las variaciones de T con la profundidad serán más complejas y variables en el 
espacio y tiempo. Las geotermas transitorias describen la relación T-profundidad 
para una localidad determinaday en un instante de tiempo determinado. Una 
geoterma transitoria modifica su forma paulatinamente hasta que desaparecen los
efectos de la perturbación que produjo las modificaciones.
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Se representan en P-T por lo general, en vez de profundidad-T.
Presión
La P en el interior de la Tierra mide la fuerza por unidad de superficie a la cual 
una roca está sometida. Depende del peso del material suprayacente, y por tanto 
de la profundidad. La unidad de P más utilizada es el kilobar (Kbar) siendo 1bar 
= 0.987atm. Pero en el SI se utilizan pascales (Pa) y esta es la tendencia dentro 
de la Geología, 1bar = 105Pa, 1Kbar = 108Pa = 0.1 Gpa (gigapascales).
El estado de esfuerzo de una roca se mide por medio de un tensor simétrico de 
segundo rango con nueve componentes:
En este tensor, escrito matricialmente, los componentes de la diagonal principal 
son los esfuerzos normales y las componentes situadas fuera de la diagonal los 
esfuerzos de cizalla. El acuerdo en Ciencias de la Tierra es utilizar valores 
negativos para los esfuerzos distensivos y positivos para los compresivos.
Sin embargo, en las roca deformadas sólo se puede medir (generalmente) una 
magnitud escalar única, la P. Esta puede verse como el valor medio de los 
esfuerzos principales del tensor de esfuerzos y de hecho a veces se le denomina 
esfuerzo medio σm. Con la convención habitual de signos, la presión queda como 
un valor positivo: P = σm = (σ1+σ2+σ3)/3.
Donde sigma 1, 2 y 3 son los esfuerzos principales, que son los esfuerzos 
normales cuando el sistema de referencia se ha rotado para hacer que todos los 
esfuerzos de cizalla sean nulos:
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Esfuerzo diferencial, es la diferencia entre el mayor y el menor esfuerzo 
principales: σd = σ1-σ3. Esta medida nos habla de lo lejos que está un estado de 
ser isótropo y da una idea de lo capaz que es un estado de esfuerzos de producir 
una deformación permanente, ya sea frágil (diaclasas y fallas) o dúctil (pliegues).
Presión litostática: presión total ejercida sobre un punto en el interior de la 
corteza terrestre debida al material suprayacente, es el producto de la densidad 
media ρ (Kg/m3) de las rocas situadas por encima, la profundidad h (m) y la 
aceleración de la gravedad g (9.81 m/s2). Pl = ρgh.
En la mayor parte de los ambientes metamórficos (no en todos) la fuerza por 
unidad de área sobre un punto es aproximadamente uniforme en todas las 
direcciones e igual a la presión litostática. La P horizontal soportada por las rocas
a varios Km de profundidad debe ser muy similar a la soportada verticalmente, 
debido a esto se utiliza el valor de la P litostática para aproximarnos al valor de la
P confinante total a la cual la roca está sometida.
Esfuerzo desviatorio: La P litostática es igual en todas direcciones por 
definición de forma que no causa deformación por grande que sea. La 
deformación es el resultado de que estén actuando sobre una roca esfuerzos 
desiguales en direcciones distintas. Una roca sometida a esfuerzos diferentes en 
direcciones difrentes está sometida a un esfuerzo desviatorio. Si llamamos σ1 al 
esfuerzo vertical y σ2 al horizontal, si σ1=σ2 entonces tenemos una Plitostática y 
la deformación es nula. La presión dirigida influye en:
• Incremento de la energía libre de los cristales, actuando como catalizador.
• Aumento de la permeabilidad, lo que facilita la circulación de fluídos.
• La remoción constante de las superficies de contacto de los cristales, es 
decir que ''agita'' el material.
• Aumento de la temperatura del sistema por medio de la fricción.
La presión dirigida es la causante de la foliación y/o esquistosidad, o sea la 
alineación de minerales, y la rotación de minerales.
Hay tres tipos de esfuerzos diferenciales:
• Tensión, que genera estiramientos.
• Compresión, que genera achatamientos.
• Cizalla (shear).
Presión de fluidos: es la presión que ejercen los fluidos que están en poros, 
límites de grano y fracturas de la roca, se escribe Pf. Cuando la roca está “seca” 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
la presión de fluidos es nula y la P litostática actúa a través de los contactos entre 
los granos manteniéndolos unidos. Si en los poros existe fluído, la presión del 
fluido actúa en dirección opuesta, reduciendo la presión efectiva Pe = Pl-Pf que 
soportan los contactos entre granos, favoreciendo la deformación de la roca 
(frágil ó dúctil) si existen esfuerzos desviatorios. 
Los procesos de compactación, junto con los de expansión térmica de los granos 
y la liberación de fluidos en reacciones de deshidratación (metamorfismo 
progrado) provocan la generación de presiones de fluido próximas a la P 
litostática (o sea, P efectivas muy bajas). Si la P de fluido se hace mayor que la 
litostática, la roca pasa de un estado compresivo a uno distensivo, y si esta 
distensión supera la resistencia de la roca a la tracción se produce su fractura por 
el mecanismo de fracturación hidráulica. Durante el proceso el fluido escapa a 
través de las fracturas producidas, disminuyendo así el valor de la P de fluidos y 
retornando a la roca a un estado compresivo.
A medida que la roca se enfría (metamorfismo retrógrado), la Pf disminuye a 
valores muy bajos debido al escape de los fluidos durante la fase prograda y a la 
incorporación del fluido restante mediante de reacciones de hidratación en 
minerales de la roca que pasan a ser minerales hidratados.
Fluidos Metamórficos
La mayor parte de las rocas metamórficas contienen una fase fluida intergranular
cuando están en profundidad. A bajas presiones el fluido es un líquido o un gas,
pero a temperaturas mayores al punto crítico ya no hay diferencia entre liquido y
gas, por lo que se utiliza el término de fluido supercrítico para hacer referencia a
la parte no sólida que conforma las rocas metamórficas. Los fluidos desempeñan
dos papeles fundamentales durante el metamorfismo: participan en reacciones
metamórficas y transportan material en disolución. 
Evidencias de fluidos metamórficos:
• Inclusiones fluidas (evidencia directa). Se conservan en minerales
metamórficos formados en presencia de fluidos. Se han encontrado H2O,
CO2, CH4, N2, H2S.
• Muchas rocas metamórficas contienen minerales hidratados como micas y
anfíboles, formados a altas T, lo que implica la presencia de agua
(intersticial, absorbida o adsorbida) en el momento de su formación.
Además los volátiles desprendidos en las reacciones de deshidratación y
descarbonatación permanecen en contacto con la roca antes de ser
expelidos, lo que incrementa la cantidad/variedad de los fluidos que hay
en potencia. Virtualmente todos los fluidos intergranulares que estaban en
equilibrio con la asociación de minerales formada a altas P y T, escapan
cuando la P disminuye en el ascenso de la roca a la superficie. Es por eso
que las evidencias directas de su presencia son escasas. 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Límites del Metamorfismo
 Las temperaturas a las que se da el metamorfismo son mayores a los 200°C y 
menores a las de fundición de la roca preexistente. 
En realidad depende de la composición de la roca hasta qué punto llegará, 
referido al límite superior del metamorfismo.
Paragénesis: sucesión de asambleas minerales que se reemplazan entre sí 
durante el metamorfismo. La distribución espacial sistemática en asambleas 
minerales que se forman durante el metamorfismo nos permiten delinear la 
zonación mineralógica, usando minerales indicadores de P y T.
Asamblea Mineral: conjunto de minerales que caracterizan una roca en 
equilibrio.
SecuenciaMetamórfica: conjunto de rocas formadas a partir de la misma
roca original. Los grupos básicos de protolitos en función de su composición 
química son: Básica (% alto de Fe, Mg y Ca); Pelítica (% alto de Al, K y Si); 
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Carbonática (Ca, Mg, CO2); Cuarzo-feldespática (Si, Na, K, Al); Ultrabásica (% 
muy alto de Mg, Fe, Ni, Cr).
Grado Metamórfico 
Tilley en 1924 utilizó el término ''grado o estado de metamorfismo'' como a las 
condiciones P y T específicas bajo las cuales se ha formado una roca. Lo 
definimos hoy como la cantidad de transformación tanto mineral como textural 
que sufre la roca debido al incremento de P y T de metamorfismo. Los grados son
bajo, medio y alto.
Tipos de Metamorfismo
Si tenemos en cuenta la composición química global del protolito y la de la roca 
metamorfizada:
Metamorfismo Isoquímico: la composición global de la roca se mantiene 
aproximadamente constante (con excepción de volátiles como H2O y CO2).
Metamorfismo Aloquímico o Metasomatismo: la composición global de la 
roca varía significativamente, tanto por aporte como por pérdida de determinados
elementos.
Por otro lado, si tenemos en cuenta al factor principal del metamorfismo:
Metamorfismo Térmico: el factor principal es la temperatura.
Metamorfismo Dinámico: el factor principal es la P dirigida o esfuerzo 
desviatorio.
Metamorfismo Dinamo-térmico: tanto T como P son factores importantes.
En base a la situación geotectónica y escala:
Metamorfismo Local: metamorfismo de contacto, metamorfismo hidrotermal, 
metamorfismo en zonas de falla (cataclástico), metamorfismo de impacto.
Metamorfismo Regional: metamorfismo de fondo oceánico, metamorfismo 
orogénico, metamorfismo de soterramiento (burial).
Zonas metamórficas
En 1891 Sederholm fue el primero en emitir la idea de que distintos 
metamorfismo tienen lugar a distintas profundidades. El concepto de zonas de 
profundidad fue desarrollado por Grubenmann y modificado por Niggli. Estos 
autores definen tres zonas de profundidad: epizona, mesozona y catazona. Pero 
estos conceptos fueron desplazados por el de facies metamórfico, al concluír que 
la profundidad no siempre indica la T a la que se somete una roca.
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Hoy en día se utiliza el término de Zona mineral: zonas en el campo, las cuales 
marcan la primera aparición de un determinado mineral índice. Junto con este 
término se utiliza también el de Isógrada mineral: límite entre dos zonas 
metamórficas consecutivas, que marca una linea en el campo metamórfico 
constante. 
• Zona de la Clorita: las rocas lutíticas originales se convirtieron en pizarras 
o filitas, y normalmente contienen clorita, moscovita, cuarzo y albita.
• Zona de la Biotita: las pizarras dan paso a las filitas y los esquistos, con 
biotita, clorita, moscovita, cuarzo y albita.
• Zona del Granate: aparecen esquistos con porfidoblastos muy aparentes de
granate almandínico, normalmente junto con biotita, clorita, moscovita, 
cuarzo y albita u oligoclasa.
• Zona de la Estaurolita: aparecen esquistos con estaurolita, biotita, 
moscovita, cuarzo, granate y plagioclasa. Puede haber clorita presente.
• Zona de la Distena: esquistos con distena, biotita, moscovita, cuarzo, 
plagioclasa, y normalmente también granate y estaurolita.
• Zona de la Sillimanita: esquistos y gneisses con sillimanita, biotita, 
moscovita, cuarzo, plagioclasa, granate y a veces estaurolita. Puede haber 
algo de distena, pero como distena y sillimanita son polimorfos de 
Al2SiO5 no deberían estar juntos salvo en condiciones especiales.
Facies Metamórfico 
''Un facies metamórfico es un conjunto de asociaciones minerales repetidamente 
asociadas en el espacio y en el tiempo, de modo que exista una relación 
constante, y por tanto, predecible entre la mineralogía y la composición química 
global de la roca.''
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
 Turner (1981)
Por tanto, un facies metamórfico es una colección de asociaciones minerales que 
han cristalizado en las mismas condiciones de P y T. Por la definición de Eskola 
(1915), si sabemos la composición química de una roca y la P y T a la que estuvo
sometida, podremos predecir su asociación mineral.
El concepto de facies metamórfico se utiliza como herramienta descriptiva 
(relacionando la composición de la roca con su mineralogía) y también como una
herramienta interpretativa (ya que sirve para conocer el rango de presiones y 
temperaturas que caracterizan a cada facies).
Hoy en dia se utilizan principalmente para el metamorfismo regional de 
metabasitas y metapelitas.
Según Yardley (1989) hay 11 facies y se agrupan en:
• Facies de grado muy bajo: ceolitas y prehnita-pumpellyita.
• Facies de metamorfismo de contacto: corneanas albita-epidota, 
corneanas anfibólcas (Hbl), corneanas piroxénicas y sanidinitas.
• Facies de P moderada y T media a alta: esquistos verdes, anfibolitas y 
granulitas.
• Facies de alta P: esquistos azules y eclogitas.
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Series de facies metamórficos
Ciertos grupos de facies metamórficos se asocian más comúnmente que otros en 
cinturones orogénicos, mientras que otras no aparecen nunca juntas. Definidas de
forma simple, estas series son las secuencias de facies que se observan al recorrer
un cinturón orogénico perpendicularmente a su eje. 
Serie de facies Franciscana o Sanbagawa
corresponde a la serie de alta P y baja T de Miyashiro. El gradiente geotérmico 
aparente es menor de 10°C/Km. También recibe el nombre de serie de facies 
glaucófana-jadeíta, por estos los minerales más característicos (la glaucófana que
es un anfíbol sódico, al subir la P y T, se transforma en un piroxeno sódico, la 
jadeíta). La sucesión de facies es Ceolitas→ Prehn-Pump → Esquistos Azules → 
Eclogitas.
Serie de facies Barrowiense
De P media y T media a alta. También denominada distena-sillimanita, por ésta la
transición que se da entre los aluminosilicatos al aumentar el grado. Corresponde 
a un gradiente geotérmico aparente de 20-40°C/Km. La sucesión de facies es 
Esquistos Verdes → Anfibolitas con epidota → Anfibolitas → Granulitas.
Serie de facies de Buchan o Abukuma
O serie de baja presión, también llamada serie Andalucita-Sillimanita. Gradiente 
aparente de 40-80°C/Km. La sucesión de facies sería Esquistos Verdes → 
Anfibolitas → Granulitas. El gradiente Abukuma se da en arcos y tras-arcos 
insulares, cadenas de hipercolisión, zonas de extención en cercanías de la dorsal.
Serie de facies de Metamorfismo de Contacto
De muy baja P y T media a alta. Gradiente geotérmico aparente mayor a 80. La 
sucesión de facies es Corneanas Ab-Ep → Corneanas Hbl → Corneanas Px → 
Sanidinitas. 
Que 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Los gradientes de facies barrowiense y de buchan o abukuma son capaces de 
provocar fusión parcial (anatexia).
Reacciones Metamórficas
Son reacciones químicas entre las fases presentes en una roca metamórfica.
Se producen cuando alguna variable cambia (P, T, composición de la fase 
fluida, etc) y la roca se reestructura para alcanzar un nuevo estado de 
equilibrio termodinámico. En este proceso hay fases que desaparecen, otras
que aparecen y otras que sólo alteran su composición o el estado de 
valencia de alguno de sus elementos. Y al hacerlo, nos informan sobre las 
condiciones ambientales a las que estuvo sometida la roca.
Una Isógrada de reacción se define como una linea que une los puntos 
caracterizados por la presencia de la asociación mineral de equilibrio de 
determinada reacciónmetamórfica. 
Reacciones discontinuas o univariantes
Las reacciones ocurren a P y T específicas, reactivos y productos sólo 
tienen un grado de libertad, en equilibrio a lo largo de la curva univariante.
Un ejemplo es el diagrama de estabilidad de andalucita-cianita-sillimanita.
Que sea discontinua significa que hasta que la reacción termine ni P ni T 
pueden variar, de esta forma, antes de alcanzar estos valores precisos de T-
P la roca tenía determinada asociación mineral, una vez rebasados estos 
valores la roca posee otra asociación mineral. Las reacciones discontinuas 
se dan cuando reaccionan fases de composición fija, e incluyen, entre otras,
a las reacciones polimórficas.
Reacciones continuas o divariantes
En estas reacciones los reactivos y productos coexisten sobre un rango de 
temperaturas para cada presión (y viceversa). La reacción progresa por 
variación de cantidad y composición de las fases presentes, hasta que uno 
de los reactantes se agota. Se dan cuando reaccionan fases de composición 
variable (soluciones sólidas).
En un diagrama P-T su representación es una superficie.
Una reacción puede ser continua en un sistema químico y discontinua en 
otro.
Son reacciones progresivas, reactivos y productos pueden coexistir en un 
intervalo P-T llamado Campo Divariante.
Un ejemplo sería la ebullición del H2O salada.
Reacciones de intercambio catiónico
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
En este tipo de reacciones no aparece ni desaparece ninguna fase, 
manteniéndose constante la cantidad de todas ellas. Lo único que se 
produce es el cambio en la composición de minerales ya presentes por 
intercambio de especies iónicas.
Normalmente los iones que se intercambian tienen tamaños y cargas 
similares. Las reacciones de intercambio ocurren en sistemas de pocas fases
y muchos componentes (muchos grados de libertad), específicamente 
cuando dos o más minerales en una roca admiten el mismo tipo de 
sustitución iónica, por ejemplo Fe2+ ↔ Mg2+ o K+ ↔ Na+ . En las rocas 
metamórficas el reparto de Fe y Mg entre los minerales ferromagnesianos 
(como el granate y la biotita) es el caso más importante de intercambio 
catiónico. 
Hay un motivo doble para estas reacciones. Por un lado no todos los 
minerales tienen la misma preferencia por uno u otro de los cationes 
sustituídos. Para la sustitución Fe-Mg en la rocas pelíticas, el orden de 
preferencia por el magnesio es : 
cordierita>clorita>biotita>estaurolita>granate.
Por otra parte, para un mismo mineral, su preferencia por uno u otro catión 
cambia con la temperatura. 
Reacciones de desvolatilización
Son reacciones que implican el consumo o la liberación de fluidos (H2O, 
CO2, a veces CH4), que ocurren no sólo a determinada P y T sino también 
dependen de la P de fluidos de forma que a mayor Pf se requiere mayor T 
una reacción de deshidratación. La alta P (CO2) inhibe la descarbonatación 
a altas T.
Limitaciones: la descarbonatación aumenta el volumen de fluidos y la Pf; la
porosidad de la roca debe ser baja (menos del 1%).
Pueden ser continuas o discontinuas. 
En un diagrama P-T tienen pendientes positivas muy grandes (casi 
isotermas), lo que las haría buenos geotermómetros, pero la T de la 
reacción depende mucho de la composición del fluido intergranular 
presente.
Reacciones Redox
Están relacionadas con la fugacidad del oxígeno presente durante las 
reacciones o procesos de difusión. Generalmente el cambio en el contenido 
de oxígeno está relacionado con el O2 o H2 contenido en los fluidos 
metamórficos. Suponen cambios en el estado de oxidación de algunos de 
los elementos de las fases que intervienen en la reacción.
Mecanismos de las reacciones metamórficas
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
En los sistemas naturales las reacciones metamórficas son muy complejas y
suelen consistir en el desarrollo conjunto de varios de los tipo de reacciones
descritos más arriba, con la participación simultánea de la mayor parte de 
las fases presentes.
Geotermobarómetros
El estudio de los equilibrios químicos entre fases es lo que permite el 
estudio del conocimiento cuantitativo de las presiones y temperaturas 
durante el metamorfismo.
Los geotermobarómetros son minerales indicadores de la presión y 
temperatura, ayudando a determinar las condiciones del metamorfismo. Se 
basan en las diferentes reacciones vistas anteriormente. Las reacciones que 
suceden a igual P en un amplio rango de temperatura son ideales para la 
geobarometría (determinación de P). Mientras que las que ocurren a igual T
en un amplio rango de presiones son ideales para la geotermometría 
(determinación de temperatura).
Se apoya en la termodinámica: 0=∆G0+RTlnK siendo ∆G0 la diferencia de 
energía libre de Gibbs, R la constante de los gases, T temperatura y K 
constante de equilibrio.
Se basa en qué minerales so determinantes de los distintos tipos de 
reacciones, por lo general se eligen pares minerales (una vez seleccionados 
se hace análisis químico con microsonda electrónica).
1. Reacciones de Intercambio: los pares que se seleccionen deben ser 
muy buenos geotermómetros y ser insensibles a las diferencias de P. 
Se basa en la preferencia de los cationes por uno u otro mineral.Por 
ejemplo: granate (granate-px o granate-biotita), el granate cambia su 
composición a temperaturas muy específicas.
2. Transformaciones Polimórficas: son simples transformaciones que 
corresponden a curvas univariantes, son muy fáciles de aplicar ya 
que necesita sólo la presencia de una de las fases (por ejemplo 
distena en la transformación polimórfica distena-sillimanita-
andalucita) siendo ésta suficiente para dar cierta información sobre 
las condiciones T-P, aunque sólo proporcionan los límites inferior y 
superior de P y T. cuando utilizamos este tipo podemos elegir 
sillimanita y además elegir granate para estar seguros de la T, que 
nos lleva a la P correcta.
3. Reacciones de Transferencia Neta: (catiónica) produce la aparición 
de (una fase y la desaparición de otra, es para geobarometría (dentro
de este está GASP). Ejemplos: Cpx-Pg-Qz; Esfalerita-pirrotina-
pirita.
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
4. Reacciones de Desvolatilización: no son muy utilizadas ya que la 
posición en el espacio P-T depende de la composición de los fluidos 
que intervienen en la reacción y esta no siempre se conoce.
5. Otros geotermómetros llamados independientes ya que no dependen 
de una reacción son: cristalinidad de la Illita, Ro vitrinita, inclusiones
fluidas (líquidas, sólidas o gaseosas), índice de color de conodontos.
Precauciones con el uso de Geotermobarómetros: tomar pares minerales
que estén en equilibrio (equilibrio de asociaciones minerales); que no haya 
un efecto retrógrado; calibrar bien el geotermómetro/barómetro en relación 
a los patrones; no se extrapola para otras secuencias (otro tipo de rocas) ni 
para gradientes superiores; sensibilidad del geobar/term está para lo que se 
calibró, no hacer locuras; hay que tener en cuenta el estado estructural de 
los minerales que se utilicen; los efectos de otros componentes químicos; la
estimación de la relación Fe2+/Fe3+.
Diagramas Quimiográficos 
Tienen un uso similar a la NORMA, ya que se utilizan datos químicos en 
vez de observar la lámina. Se utilizan diagramas triangulares para 
representar las distintas asambleas minerales indicadoras de grados 
metamórficos, dependiendo de la P y T.
Las rocas naturales más comunes contienen SiO2, Al2O3, K2O, Na2O, CaO, 
FeO, MgO y H2O de tal manera que C=9(P+F)=C+n.
El máximos de componentes que se pueden representar en papel son tres, 
para elegir correctamente estos tres componentes se siguen estos pasos: 
1. Se ignoran componentes. Elementos traza,elementos que están 
presentes en una sola fase, componentes móviles (como H2O).
2. Se combinan componentes. Aquellos que se sustituyen en solución 
sólida como Fe y Mg.
3. Se limita el tipo de rocas representadas. Tratando sólo a un 
subconjunto de tipos de rocas para el cual un sistema simplificado 
funciona.
4. Se utilizan las proyecciones. Se asume que un componente estará 
siempre presente y se proyecta ''desde ese componente'', de esta 
forma se reduce la dimensionalidad ( se pasa de un sistema de 4 o 5 a
uno de tres).
Diagrama ACF 
Eskola (1915). Se utiliza para Metabasitas. Es un diagrama triangular de 
tres componentes de rocas máficas metamórficas. Podemos concentrarnos 
en los minerales que aparecieron o desaparecieron durante el 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
metamorfismo indicando el grado metamórfico. Para cada variable de P-T 
hay una presentación de paragénesis posible.
Los tres pseudo-componentes se calculan con fracciones atómicas:
A= Al2O3 + Fe2O3 – Na2O – K2O → Como el valor de A que queremos es el 
del Al2O3 restante después de la formación de feldespato alcalino, 
debemos restar el Na y K.
C= CaO – 3,3 P2O5 → El C que se requiere es el Ca que queda luego de 
formarse el apatito.
F= FeO + MgO + MnO
 
Diagrama AFM de Thompson 
Se utiliza para metapelitas. Thompson comienza con un sistema de 5 
componentes SiO2, Al2O3, FeO, MgO, K2O e ignora otros componentes 
menores en rocas pelíticas como CaO y Na2O. Debido a que el cuarzo está 
presente (de forma ubicua) siempre en las rocas metamórficas de origen 
pelítico se lo descarta del sistema quedando en un sistema de cuatro 
componentes Al2O3, FeO, MgO,K2O . El siguiente paso es proyectar el 
diagrama desde la moscovita ya que éste es un mineral común en 
metapelitas.
Minerales que contienen K2O como andalucita, sillimanita y distena 
(=cianita) se plotearán en el vértice A, mientras que minerales como 
estaurolita, cloritoide, clorita y granate aparecen ploteados en la cara 
frontal del diagrama. La biotita, sin embargo, contiene K2O y cantidades 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
variables de Al2O3 lo que hace que sea una solución sólida en el sistema de 
cuatro componentes.
 
Diagrama AKF
Calco-silicatadas.
Debido a que en las rocas sedimentarias pelíticas hay alto contenido de 
Al2O3 y K2O, y bajo contenido de CaO, Eskola propuso otro diagrama que 
incluye al K2O para representar las paragénesis que en ellas se desarrollan.
Los pseudocomponentes son: 
A= Al2O3 + Fe2O3 – [Na2O+K2O+CaO]
K= K2O
F= FeO + MgO + MnO
 
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Diagrama MCS
Que se compone de MgO-CaO-SiO2. Para rocas ultramáficas.
Las Rocas Metamórficas
Las rocas metamórficas, al igual que las ígneas, son cristalinas y no 
presentan sustancias aglutinantes (cementos) que unan a los minerales que 
las forman (como es el caso de las sedimentarias), y presentan texturas y 
estructuras típicas de la acción de la presión.
Carecen de una clasificación química unificada como las ígneas, su 
clasificación es simple y sobre todo, flexible, aunque aún carecen de una 
nomenclatura clara y universalmente aceptada.
Se clasifican según cinco criterios:
• Mineralogía presente
• Estructura
• Naturaleza del protolito
• Condiciones de P y T genéticas
• Composición química 
Clasificación según la Mineralogía 
Cuando un mineral determinado supera el 75% de la roca se pone el 
nombre del mineral + ''ita''. Por ejemplo cuarcita. Excepciones: en el caso 
de la anfibolita es a partir del 40%, hornblendita, piroxenita y olivinita son 
nombres de rocas ígneas. Las rocas carbonáticas no aplican a esta 
clasificación.
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Hay rocas con nombres específicos, como Mármol en vez de granofels 
calcítico; Esquisto Azul (roca azulada esquistosa rica en anfíbol sódico: 
glaucófano, riebeckita y crossita); Esquisto Verde (roca esquistosa verdosa 
rica en clorita, epidoto y/o anfíbol cálcico: actinolita); las metabasitas: 
anfibolita (Hbl+Plg), greenstone y eclogita; BIFs.
Uso de prefijos: 
Todos los minerales mayores (= de 5% modal) y principales constituyentes 
(+ de 50% modal) de la roca deberían incluirse como sufijo en orden 
creciente de abundancia: ej. biotite-quartz-plagioclase gneiss o gneiss rico 
en biotita, cuarzo y plagioclasa.
Los minerales menores (- al 5%) se ponen como -bearing: rutile-bearing 
biotite-quartz-plagioclase gneiss o gneiss rico en biotita-cuarzo-plagioclasa 
con rutilo.
Puede mencionarse sólo el mineral más característico o aquel que más 
información da sobre las condiciones metamórficas alcanzadas por la roca: 
''mica-esquistos'', ''corneanas con epidoto'', etc.
La IUGS recomienda la abreviación ya que pueden ser nombres muy 
largos.
Según parámetros texturales/estructurales
Los términos estructurales son muy importantes para nombrar rocas 
metamórficas, e indican si existen elementos de fábrica orientados 
presentes que dominen la apariencia de la roca, y la escala en la que se han 
desarrollado.
Estructura: es la disposición y ordenamiento de las partes dentro de un 
todo, sin importar su escala, incluyendo las relaciones espaciales entre las 
partes, sus tamaños relativos y forma, y los caracteres internos de las 
partes.
Fábrica: son los datos que gobiernan el arreglo espacial de los elementos y
se reflejan de alguna manera en su forma externa, estos elementos deben 
repetirse una y otra vez en todas las muestras.
Textura: se usa con dos significados, en primer lugar como sinónimo de 
micro-fábrica (fábrica a escala microscópica), y en segundo lugar como 
sinónimo de microestructura (arreglo espacial y tamaño relativo de cristales
y sus caracteres internos).
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Entonces cuando clasificamos según criterios estructurales o texturales:
• Foliadas: dentro de las cuales las fuertemente foliadas son, de grano más 
fino a más grueso, la pizarra, filita y esquisto, y las débilmente foliadas el 
gneiss (fanerítico, bandeado).
• No foliadas: granofels (fanerítico), charnokita.
Las rocas fuertemente foliadas son mecánicamente propensas a fracturarse según 
sus planos de foliación, se dice que su foliación es mecánicamente significativa. 
Las rocas débilmente foliadas tienen una foliación mecánicamente insignificante,
y tienden a partirse más oblicuamente a la foliación que según ella.
Pizarra (slate): roca afanítica, de brillo mate, que desarrolla una foliación fuerte 
conocida como pizarrocidad. En su mayoría derivan de pelitas, de las cuales se 
diferencian por su consolidación y ''dureza'', en las que los argilominerales 
recristalizaron en clorita y micas.
Filita (phyllite): roca afanítica, pero con un tamaño de grano ligeramente mayor 
al de la pizarra, lo que provoca un brillo sedoso o lustroso en sus superficies de 
foliación. Es una roca de transición entre pizarras y esquistos y comparte 
propiedades de ambos tipos de roca.
Esquisto (schists): rocas faneríticas, comúnmente porfidoblásticas, con una débil 
segregación en capas de minerales félsicos y máficos que se alinea y fortalece su 
textura lepidoblástica. Presentan fuertes lineaciones por acumulaciones de 
minerales con reología contrastante o por pliegues o arrugas en la foliación.
Gneiss: roca fanerítica de grano grueso, principalmente compuesta de cuarzo y 
feldespato de granos equidimensionales. Su mineralogía es usualmente la misma 
que la de un granito pero se diferencia de este por su foliación; esta puede ser 
apenas perceptible o conspicua y se caracteriza por una alineación de mineralesdispersos, el paralelismo de augen o cúmulos minerales planos o un bandeado 
composicional.
Granofels: roca fanerítica de textura granoblástica mayormente compuesta por 
Qz y Fd. Tiene ausencia de esquistosidad pero puede presentar bandeado 
mineralógico o litológico. 
Según la naturaleza del protolito
Si la roca de la cual deriva es reconocible entonces se agrega el prefijo ''meta'' 
antes del nombre del protolito, se recomienda sólo para metamorfismo de grado 
bajo. Ej: “metagranito”, “metapelita”.
Cuando no se reconoce el protolito pero sí la naturaleza de éste: se utiliza el 
prefijo ''orto'' para aquellas de naturaleza ígnea y ''para'' para las de naturaleza 
sedimentaria.
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Según la naturaleza o grado de metamorfismo
Rocas de falla y cizalla
 
Foliación Cohesión % de matriz Nombre
No cohesiva más de 30% Harina de falla
menos 30% Brecha de falla
No Cohesivas menos de 50% Protocataclasita
Foliadas y No 50 a 90% Cataclasita Mesocataclasita
Cohesivas más de 90% Ultracataclasita
Cohesiva matriz vitrea Pseudotaquillita
10 a 50% Protomilonita
Foliadas Cohesiva 50 a 90% Milonita Mesomilonita
más de 90% Ultramilonita
Rocas de metamorfismo de contacto
Son las corneanas o hornfels, que ocurren como resultado del metamorfismo 
termal en aureolas de contacto rodeando las intrusiones magmáticas. El tamaño 
de grano varía de afanítico a fanerítico, textura típica granoblástica. En corneanas
de grano muy fino es típica la fractura concoide.
Rocas de metamorfismo hidrotermal o metasomatismo
Skarn, Fenita, Gumbeita, Beresita, Argillisita, Propilita y otras.
Rocas de metamorfismo de impacto o impactitas
• Shatter cones o cono astillado.
• Brechas de impacto en el cráter. Pueden tener minerales tipo Qz 
shockeados. Los impactos voltean las estratificaciones:
• Gotas de vidrio: Tektitas.
• Capas de polvo levantadas por la explosión.
Rocas carbonáticas o Metacarbonáticas
diagrama
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Estructuras y texturas metamórficas
El estudio de las texturas de rocas metamórficas provee una linea 
complementaria de evidencia sobre los eventos a los que fue sometida la roca. 
Las texturas usualmente indican desviaciones de equilibrio, lo cual permite ver la
forma en la cual la roca se fue recristalizando hacia una asamblea en equilibrio. 
De esta forma, podemos inferir algo de la historia del metamorfismo de la roca 
observada.
Las texturas metamórficas se pueden dividir en dos grandes grupos: uno en el 
que situamos a las texturas que preservan información acerca de las reacciones 
metamórficas que tuvieron lugar, y otro en el que se encuentran las texturas 
relacionadas a la deformación ocurrida durante el metamorfismo.
Estructura: es la disposición y ordenamiento de las partes dentro de un todo, sin
importar su escala, incluyendo las relaciones espaciales entre las partes, sus 
tamaños relativos y forma, y los caracteres internos de las partes.
Textura: se usa con dos significados, en primer lugar como sinónimo de micro-
fábrica (fábrica a escala microscópica), y en segundo lugar como sinónimo de 
microestructura (arreglo espacial y tamaño relativo de cristales y sus caracteres 
internos).
Fábrica: son los datos que gobiernan el arreglo espacial de los elementos y se 
reflejan de alguna manera en su forma externa, estos elementos deben repetirse 
una y otra vez en todas las muestras.
Términos de Fábrica
Foliación: cualquier rasgo planar que ocurre de forma penetrativa en un cuerpo 
rocoso.
Lineación: cualquier rasgo linear que ocurre de forma penetrativa en un cuerpo 
rocoso.
Las rocas sin una orientación preferencial de sus elementos son rocas masivas o 
isotrópicas.
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Nota: una foliación doblada crea una lineación en donde estaría la linea de 
bisagra.
De las lineaciones podemos reconocer en (a) orientación preferencial de 
agregados minerales elongados, en (b) orientación preferencial de minerales 
elongados, en (c) lineación definida por minerales planos, (d) ejes de doblez 
(especialmente de crenulaciones), en (e) elementos planares intersectantes.
a. Bandeado composicionala. Bandeado composicional
b. Orientación preferencial de b. Orientación preferencial de 
minerales planaresminerales planares
c. Formas de granos deformadosc. Formas de granos deformados
d. Variación de tamaños de granosd. Variación de tamaños de granos
e. Minerales orientados en matriz e. Minerales orientados en matriz 
sin orientación (isótropa)sin orientación (isótropa)
f. Orientación preferencial f. Orientación preferencial 
lenticular de agregados lenticular de agregados 
mineralesminerales
g. Orientación preferencial de g. Orientación preferencial de 
fracturasfracturas
h. Combinación de todoh. Combinación de todo 
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Microlithos:son dominios que no tienen foliación. Si la roca foliada no tiene 
microlithos entonces se dice que es foliada continua si es de grano fino y si es de 
grano grueso se le puede decir que tiene esquistosidad continua. Si la roca 
presenta microlithos entonces se le llama foliación (o esquistosidad) espaciada, si
en los microlithos se puede ver crenulación tenemos clivaje de crenulación, si no 
tiene crenulación entonces se dice que tiene clivaje/foliación disyuntiva.
 
Según la morfología de los dominios de clivaje la foliación puede ser irregular, 
anastosomada, conjugada.
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Poiquiloblástica: cundo los porfiroblastos tienen una textura poiquilítica.
Auge: ''ojo'', cristales que toman una forma ovoidal, típica de Fd en una matriz 
fina o foliada.
Porfidoclasto: cristales no metamórficos que conservan tamaño similar al 
original.
Megacristal: granos relativamente grandes, de cualquier forma, inmersos enuna 
matriz de grano más fino.
Textura Granoblástica: mosaico de granos más o menos uniformes 
equidimensionales, y prácticamente euhedrales (o también pueden ser 
xenomorfos). Sinónimo de textura granofélsica. Hay varios tipos: 
• Equigranular: mosaico equigranular panalotriomorfo de cristales 
equidimensionales. 
• Poligonal: caso particular de la anterior, donde los contactos entre los 
granos son planos y predominan las uniones triples. Típico de las facies 
granulitas. 
• Inequigranular: mosaico inequigranular panalotriomorfo de cristales 
equidimensionales. 
• Decusada: mosaico hipidiomorfo de cristales inequidimensionales 
(tabulares-prismaticos) con orientación aleatoria. 
 
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Textura Lepidoblástica: alineación planar de granos como micas, talco, clorita o 
grafito. Esta estructura se ve reflejada en muestra de mano dando la esquistosidad
a los esquistos y el clivaje a pizarras y filitas.
 
Textura Nematoblástica: alineación de cristales columnares, aciculares o 
prismáticos (como anfíboles, piroxenos, turmalinas, cianita o sillimanita), que 
imparten una alineación a la roca.
 
Textura Porfidoblástica:consta de una matriz formada por minerales de pequeño 
tamaño entre los que aparecen otros de tamaño mucho mayor (porfidoblastos).
Los porfidoblastos pueden ser Idioblastos (euhedrales), Subidioblastos 
(subhedrales) o Xenoblastos (anhedrales).
 
Texturas compuestas:
• Granoporfidoblástica. Textura porfidoblástica con matriz granoblástica.
• Lepidoporfidoblástica: textura porfidoblástica y matriz lepidoblástica.
• Granolepidoblástica: bandas granoblásticas y bandas lepidoblásticas.• Granonematoblásticas: bandas granoblásticas y nematoblásticas.
Texturas de reacción
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Simplectitas: intercrecimiento íntimo, de forma generalmente vermicular, de dos
minerales a escala microscópica. Se forman por cristalización simultánea de dos 
fases en una misma zona de la roca, de forma que las fases adoptan disposiciones
geométricas regulares de intercrecimiento. Casos típicos son: simplectitas de 
cordierita-cuarzo (o cordierita-ortopiroxeno-cuarzo) como consecuencia de la 
retrogresión del granate; simplectitas de ortopiroxeno-plagioclasa por 
retrogresión de la asociación Hbl+Grt; simplectitas de Opx-espinela formadas 
por reacción entre olivino y plagioclasa; simplectitas de cuarzo vermicular y 
plagioclasa llamadas mirmequitas.
Corona o borde de reacción: formada por un núcleo de un mineral rodeado por 
una corona de otra fase o fases. Se forman por la inestabilidad (retrogresión) de 
las asociaciones minerales formadas durante el pico térmico cuando la T y P 
descienden durante el levantamiento que transporta las rocas a la superficie. El 
proceso se inicia por el desequilibrio entre la fase que forma el núcleo y la/las 
que la rodean. La reacción metamórfica desencadenante genera una corona de 
nuevos minerales, formando una barrera que separa a las fases en desequilibrio.
Texturas de exsolución: se dan cuando una fase que admite solución sólida 
entre dos extremos, al disminuír la T, se desmezcla en dos fases independientes, 
de forma que la fase minoritaria queda englobada en la otra fase en forma de 
''inclusiones''.
Texturas de inclusiones
Poiquilítica: un cristal que presenta inclusiones de otros minerales.
Textura de tamiz:cuando el cristal poiquilítico tiene gran cantidad de minerales 
incluídos.
Textura helicítica o snowball: cuando las inclusiones en el poikiloblasto tienen 
forma de S. Es una textura por deformación (ver más abajo).
Granate “Snowball”
Texturas relacionadas con el crecimiento y la deformación
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Cristales pre-cinemáticos, sin-cinemáticos y post-cinemáticos (ver metamorfismo
dinámico).
Texturas de retrogresión y reemplazamientos
Serpentinización (alteración del olivino Forsterita, también puede alterarse a 
serpentina el Px Enstatita), Uralitización (reemplazo de Px ígneos primarios por 
anfíbol: tremolita, actinolita o Hbl), Cloritización (reemplazamiento masivo de la
mineralogía original por clorita implica gran influjo de fluidos acuosos), 
Sericitización (alteración de Fd-K, Pg, aluminosilicatos y otros a ''sericita'', un 
agregado muy fino de mica blanca), Saussuritización (liberación de Ca de las Pg-
Ca para dar lugar a una Pg más sódica y una gran cantidad de inclusiones de 
grano fino de minerales del grupo del epidoto, junto con sericita y algo de calcita.
En la saussuritización de las rocas ígneas, donde la Pg está zoneada, se suele 
alterar solo el núcleo cálcico de los cristales), metasomatismo sódico y calco-
sódico (albitización, ceolitización, escapolitización y epidotización).
Texturas de deformación y recristalización
Davis y Reynolds (1996) agrupan los mecanismos de deformación en cinco 
categorías generales: (1) microfracturación, cataclasis y deslizamiento friccional; 
(2) maclado mecánico y ''kinking''; (3) creep por difusión; (4) creep por 
disolución; (5) creep por dislocación. Estos mecanismos suelen actuar junto con 
otros procesos importantes como la recuperación y la recristalización.
Microfracturación, cataclasis y deslizamiento friccional
Son mecanismos de deformación frágil que operan a escala de granos y 
subgranos.
Microgrietas: son defectos planares sub-microscópicos, que concentran los 
esfuerzos, a los que está sometida la roca, cerca de sus extremos provocando que 
sus alrededores ''sientan'' un esfuerzo mayor al que realmente se le está aplicando
externamente. El esfuerzo causante de la microgrieta puede ser tectónico, 
gravitatorio o térmico.
 Hay tres tipos de microgrietas:
• Intragranulares: afectan a un sólo grano y suelen aparecer a favor de 
planos de exfoliación, se forman cuando la resistencia del grano es menor 
que la del límite del grano.
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• Intergranulares: crecen a favor del límite del grano y se propagan entre los
granos en vez de atravesarlos. La presencia de este tipo de grietas 
evidencia que los contactos entre granos fueron más fáciles de fracturar 
que los granos adyacentes. Son más comunes en rocas de grano fino, ya 
que no es energéticamente favorable para una microgrieta rodear un grano 
de gran tamaño.
• Transgranulares: afectan a varios granos adyacentes y a sus respectivos 
límites de grano, son favorecidas por los límites de grano muy resistentes 
y por la orientación de los planos de exfoliación similares en granos 
vecinos.
Cataclasis y flujo cataclástico:
Es la fractura frágil penetrativa y granulación de las rocas, normalmente en fallas 
y zonas de falla. Produce un agregado de fragmentos de roca muy fracturados 
inmersos en una matriz de granos menores, el cual es capaz de fluir por 
fracturación repetida, deslizamiento friccional y rotación rígida de fragmentos de 
roca y granos. A este proceso se le llama flujo cataclástico.
La cataclasis tiene como resultado la disminución progresiva de los tamaños de 
grano, la disminución de la selección, y casi siempre genera además un 
incremento del volumen de la roca, dilatancia, a medida que se crea nuevo 
espacio poroso entre los fragmentos que se generan por la fracturación.
La causa principal de la fracturación producida durante la cataclasis se debe a 
concentraciones de esfuerzos alrededor de los bordes de las microgrietas y en los 
contactos entre granos.
Rocas: harina de falla, brecha de falla y cataclasita. Se caraterizan por estar muy 
fracturadas a toda escala y contener granos y fragmentos de roca angulares. En 
los huecos creados durante la dilatancia pueden entrar fluidos y precipitar en 
forma de venas, siendo luego fracturados también (por eso se puede encontrar 
abundantes fragmentos de Qz y carbonato precipitado originalmente en venas).
Maclado mecánico y ''kinking''
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Maclado mecánico: mecanismo de deformación que provoca la flexión de la red 
cristalina de los minerales.
 Básicamente lo que ocurre es que se forma la macla al someter a la red cristalina
de un mineral a un esfuerzo de cizalla simple paralelo a un plano cristalográfico 
favorable. De esta forma, la red cristalina de un lado del plano de macla sufre una
deformación de cizalla a un determinado ángulo por rotación con respecto a la 
red cristalina del otro lado del plano. Cada parte del cristal resulta ser la imagen 
especular de la otra. El grado de flexión de la red, y por tanto el ángulo de 
rotación, están limitados por la estructura cristalina del mineral.
Muy común en la calcita y Pg.
Para que se produzca el maclado mecánico debe existir al menos un plano 
reticular vulnerable, el cual debe estar orientado de forma que el esfuerzo de 
cizalla resuelto sobre él sea suficiente para deformar la red cristalina.
''Kinking'': también supone una flexión de red cristalina utilizando planos de 
debilidad. Afecta generalmente a bandas discretas dentro del cristal y en lámina 
delgada se observa como una cambio en el ángulo de extinción respecto al del 
resto del mineral (bandas de extinción).
Es común en micas y otros minerales planares.
Creep por disolución
O disolución por presión se produce por la disolución selectiva, el transporte y la 
reprecipitación de material por medio del fluido intersticial presente en los 
límitesde grano o en los poros entre granos. Depende de tres procesos 
interconectados: disolución de material en la fuente, difusión o migración del 
material disuelto, y la reprecipitación. Al ser sometidos los granos a esfuerzos 
diferenciales, se disuelven más fácilmente en los segmentos del borde de grano 
donde haya un mayor esfuerzo compresivo. A medida que los granos se 
disuelven, el fluido intergranular se va enriqueciendo en los componentes 
químicos de dichos granos, este enriquecimiento es mayor en los puntos donde 
los contactos entre granos son perpendiculares al mayor esfuerzo compresivo, 
mientras que en los contactos perpendiculares al menor esfuerzo compresivo el 
enriquecimiento es mínimo. Esta diferencia en las velocidades de disolución de 
unos puntos a otros es lo que provoca la aparición de gradientes químicos de 
concentración, lo que hace que las especies disueltas se muevan desde los puntos 
de alta [] hacia los de baja []. Esta migración inducida por las diferenciaa de 
esfuerzo es llamada ''transferencia en disolución'' (solution transfer).
Existen muchas evidencias del creep por disolución, por ejemplo los estilolitos 
(donde el material se disolvió), y los recrecimientos sobre minerales pre-
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
existentes o como fibras en venas, sombras de presión y zonas abrigadas 
(material precipitado).
En ocasiones el material disuelto es transportado lejos de la fuente, por ejemplo, 
es común que el creep por disolución esté acompanado de 
reaccionesmetamórficas progradas, que liberan agua y otros volátiles. Este 
aumento neto del volumen de los fluidos puede hacer que migren fuera del 
sistema, llevándose consigo las especies disueltas.
Creep por dislocación
En primer lugar debemos establecer que los cristales normalmente poseen 
defectos cristalinos que pueden ser defectos puntuales(átomos extra o átomos 
ausentes) o lineales(medio plano ''extra'' en la red cristalina).
Las dislocaciones (defectos lineales) son importantes por:
- Cada dislocación representa una distorsión angular pequeña de la red, que al 
acumularse pueden generar deformación e la red cristalina (bordes curvos). 
Dislocaciones también pueden actuar como un camino de difusión rápido.
- La deformación de un material por el movimiento de dislocaciones es conocido 
como plasticidad cristalina
- La distorsión alrededor de una dislocación es un origen de energía para otros 
procesos tales como migración de límites de granos.
Movimiento de dislocaciones: sistemas de deslizamiento: en un mineral dado se 
favorecerá el movimiento de dislocaciones en orientaciones controladas 
cristalograficamente. El plano en que la dislocación se mueve es llamado plano 
de deslizamiento. Y la dirección en la cual se mueve es llamada dirección de 
deslizamiento.
Vector de Burgers: Es el largo de la dislocación de la red cristalina causada por 
una única dislocación, y será constante para un único sistema de deslizamiento. 
Indica la dirección y el desplazamiento reticular mínimo producido por la 
dislocación.
El Stress de cizalle critico resuelto (CRSS): es el stress (como resultado dentro 
del plano de deslizamiento en la dirección de deslizamiento) necesario para 
causar el movimiento de la dislocación, es decir, el quiebre de los enlaces. 
Típicamente decrece con el incremento de la temperatura para todos los 
deslizamientos en un mineral, no obstante el puede no decrecer en la misma tasa 
para todos los sistemas.
Dislocaciones: tipo filo, helicoidal (screw), tipo lazo. También están los 
movimientos de puntos de defecto: Coble Creep y Nabarro-Herring Creep.
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
 
Evidencias en lámina delgada: extinción ondulante, lamelas de deformación.
Recuperación
Pérdida de la energía de deformación almacenada por la migración de vacancias, 
la migración de dislocación y la aniquilación.
Recristalización
Al igual que la recuperación es un proceso que contribuye a la disminución de la 
densidad de dislocaciones en un cristal deformado. Se puede dar por: migración 
de los límites de grano; rotación de subgranos; creep por difusión en estado 
sólido (altas T); deformación cristaloplástica (corrimiento de bordes y reducción 
de área de granos).
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Relación blastesis-deformación: texturas de inclusión
en porfidoblastos
Tomemos como ejemplo el crecimiento de un porfidoblasto de granate en un 
esquisto. En estas rocas el granate crece normalmente a partir de una reacción 
entre moscovita y clorita: moscovita + clorita ↔ granate + biotita + Qz+ H2O.
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En la figura (a, b, c) se pueden observar las diferentes etapas en el crecimiento 
del porfidoblasto de granate. La roca está permanentemente en estado sólido, y 
por tanto, los granos de Qz de la roca original que no son utilizados para formar 
el granate no pueden ser desplazados a un lado como ocurriría si la roca estuviese
fundida, de forma que quedan atrapados en el porfidoblasto como inclusiones, 
formando de esta forma un poiquiloblasto.
Posteriormente al crecimiento poiquilítico del porfiroblasto, la matriz que lo 
rodea puede sufrir deformación, recristalización y aumento de tamaño de grano 
(c). En esto radica la utilidad de las texturas poiquiloblásticas ya que conservan 
un registro de la forma y orientación de los granos y dan una indicación del 
tamaño de grano de la matriz en el momento en el que el porfidoblasto creció.
El metamorfismo regional progresivo supone una sucesión compleja de cambios 
texturales y mineralógicos. Por ejemplo, en las rocas pelíticas la crenulación de 
una fábrica planar anterior normalmente evoluciona hacia una nueva 
esquistosidad pizarrosa, que a su vez puede crenularse convirtiéndose en una 
nueva esquistosidad, y así sucesivamente. Las secuencia de esquistosidades 
puede etiquetarse como S1, S2, S3, etc.(la estratificación se suele designar por S0).
Los porfidoblastos que crecen en cualquier momento de esta secuencia, pueden 
preservar un registro de los cambios sufridos por la roca. La esquistosidad 
incluida en un porfidoblasto se denomina Si (interna) y la esquistosidad de la 
matriz que lo rodea Se (externa). El objetivo del análisis es identificar Si con S1, 
S2, etc. y Se con la misma u otra posterior. 
 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
 
En la primera fila de la imagen se representa el resultado de una cizalla simple, 
en la segunda cizalla pura, y en la tercera, crenulación.
Cristales Pre-cinemáticos
(a) Cristal con extinción ondulosa. (b) La foliación contorna al porfiroblasto. (c) 
Sombras de presión. (d) Kink bands o micropliegues. (e) Microboudinage. (f) 
Maclas de deformación.
Cristales Post-cinemáticos
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(a) Pliegues helicíticos. (b) Cristales crecidos en forma aleatoria. (c) Arcos 
poligonales. (d) Chiastolita. (e) Coronas de crecimiento tardío en poiquiloblastos.
(f) Agregados seudomorfos.
Tectónica y Metamorfismo
Según el carácter tectónico podremos encontrar uno u otro tipo de metamorfismo.
Intraplaca tectónica: regional, dinámico y de contacto.
Bordes de placa pasivos: dinámico.
Bordes de placa convergentes: dinámico, regional y de contacto.
En zonas de subducción tenemos al gradiente Franciscano (alta P y baja T), 
invaginaciones profundas de las isotermas.
Dominios tras-subducción: concentración de isotermas (por atenuación 
litosférica y transferencia magmática escalonada), fusión del manto superior y 
fusión parcialde corteza continental inferior.
Gradiente Barrowiense Progrado: zonas de colisión, bloqueo de corteza 
oceánica subducida, y consecuente bloqueo de la invaginación de isotermas.
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Gradiente Barrowiense retrogrado: fase de colisión e hipercolisión, aumento 
de T debido al engrosamiento de la corteza (llegando a migmatitas), con la 
erosión de relieves se produce la exhumación de los cuerpos antes profundos.
Bordes de placa divergentes: hidrotermal, de contacto. Presenta gradiente 
Abukuma (alta T y baja P), isotermas concentradas por atenuamiento de la 
litósfera.
Metamorfismo de Contacto
Ocurre debido al incremento de temperatura causado por la intrusión de un 
magma en una roca. Una aureola de metamorfismo se forma en la zona de la roca
intruída que rodea al magma.
El tamaño y forma de la aureola están controlados por la naturaleza de la 
intrusión y la naturaleza de la roca fría intruida.
Las rocas generadas en la aureola de contacto son no foliadas (a menos de que la 
roca afectada estuviese ya previamente deformada), por lo tanto su fábrica es 
isotrópica. Son las hornfels o granofels, en las cuales las texturas heredadas son 
comunes.
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Metamorfismo Dinámico
Ocurre en zonas de falla, y el factor principal es la P. Por esto el efecto es 
puramente mecácnico, o sea que los cambios son texturales (a veces puede haber 
neoformación de minerales). 
Los mecanismos de deformación se dividen en Frágil o rúptil (baja T y P), en el 
que encontramos la cataclasis y al deslizamiento friccional de límites de granos, 
el otro grupo es la deformación Dúctil (incremento T-P), en el que se encuentran 
el flujo plástico y el creep por difusión. Los mecanismo dúctiles pueden dividirse
en intergranulares e intragranulares, la T elevada a extrema favorece los 
mecanismos intragranulares.
Foliación Cohesión % de matriz Nombre
No cohesiva más de 30% Harina de falla
menos 30% Brecha de falla
No Cohesivas menos de 50% Protocataclasita
Foliadas y No 50 a 90% Cataclasita Mesocataclasita
Cohesivas más de 90% Ultracataclasita
Cohesiva matriz vitrea Pseudotaquillita
10 a 50% Protomilonita
Foliadas Cohesiva 50 a 90% Milonita Mesomilonita
más de 90% Ultramilonita
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Metamorfismo de Impacto
El factor principal es la P, muy alta, a una T baja. Se produce cuando un 
meteorito choca con la superficie planetaria.
Impactitas: shatter cones; brechas de impacto; tecktitas.
Metamorfismo Hidrotermal
Ocurre por la circulación de fluidos calientes por la roca de forma que iones van 
siendo transportados, modificando textural y mineralógicamente a la roca. Se da 
en ambientes como dorsales oceánicas en torno a los ''black smokers'', en 
plutones o sus alrededores.
Hay muchos tipos de roca resultantes. Skarns: el término 
skarn fue introducido por petrólogos metamórficos suecos para designar rocas
metamórficas regionales o de contacto constituidas por silicatos de Ca, Mg y Fe 
derivados de un protolito de calizas y dolomitas en las cuales se ha introducido 
metasomáticamente grandes cantidades de Si, Al, Fe y Mg. De modo que se 
entiende por skarn rocas que contienen minerales calcosilicatados, tales como por
ejemplo: diópsido, wollastonita, granate andradita y actinolita. Estas 
comúnmente ocurren en aureolas metamórficas de contacto en torno a plutones 
que intruyen secuencias calcáreas.
Fenitización: Es característica de carbonatitas y consiste esencialmente en el 
desarrollo de nefelina, piroxenos y anfíboles sódicos en estas rocas. Los cambios 
químicos son complejos y dependen den gran medida de la composición de las 
rocas carbonatíticas. Ocurre generalemnte una pérdida de sílice y una adición de 
Na, K, Fe, Ca y CO2, pudiendo o no ser significativa la presencia de elementos 
menores o traza (Ba, Ti, Nb, Zr, P, etc.). 
Metamorfismo Regional
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Sucede en grandes extensiones, está asociado a bordes de placa convergentes. El 
incremento de T se logra sin la asociación cercana de cuerpos ígneos particulares 
(aunque pueden existir instrusiones). 
Orogénico: es el de excelencia asociado a bordes de placa convergentes, produce 
rocas metamórficas foliadas. Es de carácter dinamo-térmico, en uno o más 
eventos orogénicos combinados con incrementos del gradiente geotérmico y la 
deformación.
De fondo oceánico: Tipo de metamorfismo de extensión regional relacionado con
los intensos gradientes geotérmicos que se dan cerca de los centros de expansión 
en ambientes oceánicos (rift-oceánicos).
De soterramiento: debido a la excesiva acumulación de sedimentos en las 
cuencas sedimentarias. Resulta en un metamorfismo de grado bajo, sin foliación.
Metamorfismo Regional de Alto Grado
 Facies metamórficas de alto grado de carácter regional: Las rocas son producto 
de condiciones metamórficas elevadas a extremas (grado alto y muy alto de 
metamorfismo regional). Representadas en las facies anfibolita (superior), 
granulita y eclogita. Las rocas tipo son generalmente gneisses, granulitas o 
granofels o eclogitas. Los gneisses son diversos siendo que en el facies granulita 
se tornan progresivamente masivos o isótropos (perdiendo la foliación). 
Los complejos metamórficos regionales suelen ocurrir en los núcleos de 
complejos orogénicos. El núcleo representa el mayor grado de metamorfismo 
alcanzado durante el evento orogénico. Generalmente corresponde a facies 
granulita, a veces alguna facie inferior.
El núcleo no está expuesto generalmente, en particular si se trata de rocas en 
facies granulita, a veces puede ser extensivo también para rocas en facies 
anfibolita superior. Si el núcleo es granulítico estará rodeado de rocas en facies 
anfibolita, las cuales a su vez estarán rodeadas por rocas en facies esquistos 
verdes. Si la erosión es extensa, las granulitas pueden estar expuestas. Si la 
erosión es débil, sólo estarán expuestas las rocas en facies esquistos verdes. Las 
rocas en facies granulita se observan en la superficie en pocos lugares.
La textura gnéissica que comienza en grado medio, hace que cada vez que sube 
el grado (T) mis gneisses se vayan curando, de forma que la textura se vuelve 
más uniforme (isótropa).
Facies Anfibolita y Granulita: las rocas de facies granulita representan 
temperaturas muy altas las cuales solo pueden alcanzarse a grandes 
profundidades (niveles más inferiores de la corteza inferior). Suelen estar 
expuestas en terrenos arqueanos. Las rocas de facies anfibolita son más comunes.
El facies anfibolita se caracteriza por plagioclasas (> An20), Hornblenda, y/o 
epidoto y/o diópsido y cuarzo.Origen pelítico: la estaurolita o sillimanita con 
muscovita suele ser una asamblea diagnósticaOrigen calcáreo: los minerales 
diagnósticos son diópsido con tremolita y calcita o grossularia con clinozoisita o 
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
zoisita.Rocas de origen ígneo: Los cambios mineralógicos sólo son apreciables 
en aquellas de composición máfica a ultramáfica. Minerales presentes en alto 
grado para rocas máficas incluyen talco, tremolita, y antofillita. La Forsterita o 
enstatita pueden reemplazar a la serpentina formada a bajas temperaturas o 
presiones. 
Los cambios mineralógicos en rocas intermedias a félsicas (andesitas, dioritas, 
granodioritas, dacitas, riolitas, o granitos) son menos evidentes. Piroxenos 
pueden pasar a anfiboles. El Granate es un mineral común pero su origen en este 
caso es incierto. Puede formarse por reacción entre los minerales ígneos 
originales o por contaminación conlas encajantes sedimentarias o volcánicas.
Granulitas
Weis (1803): Roca metamórfica de grano medio a fino, compuesta por feldespato
con o sin cuarzo. Eskola (1915): Toda roca perteneciente a la facies granulitas.
Granutite comision (70’s): 
• Roca metamórfica de grano medio a fino
• Feldespato (alcalino, pertítico o plagioclasa) con o sin cuarzo
• Minerales ferromagnesianos anhidros (Gr, Opx rico en Al, Cpx)
• Kyanita, silimanita, rutilo, ilmenita, Bt – Ti, Hbl- Ti, Cd 
• Textura granoblástica
• Estructura gnéisica a masiva
Las rocas en facies granulita suelen tener mineralogía y a veces “aspecto” de roca
“granítica”. Las asambleas minerales comunes incluyen hipersteno con cuarzo o 
sillimanita y cuarzo. Muscovita, tremolita, actinolita, y antofillita ausentes. 
Hornblenda puede estar aún presente. Biotita “out” a menos que esté presente por
efectos de metamorfismo retrógrado luego del pico máximo en facies granulita.
Clasificación mineralógica de las granulitas: si tienen más del 30% de máficos 
son granulitas máficas, y si tienen menos del 30% de máficos son granulitas 
félsicas.
Génesis: altas P (7-12Kbar), altas T (700-1000°C), deshidratación total: asamblea
de minerales máficos anhidros, muscovita inestable, enriquecimiento en Fe, Mg y
Cu.
Eclogitas: están restringidas a P altas así como a T media a alta. Cuanto más alta 
la T, mayor debe ser la P para generar estas rocas. Cuanto más alta es la 
temperatura mayor debe ser la presión para generar rocas de facies eclogita. Son 
típicas en zonas de subducción metamórficas, generalmente asociadas a los 
esquistos azules (presentes en mayor volumen).
Están compuestas por piroxenos de alta P jadeíta-onfacita, y granate (SIN Pg).
Las eclogitas tienen una posición geotectónica especial, cuando se puede ver que 
hubo obducción.
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
Asociación Granito-Gneiss es muy difícil diferenciarlos cuando están juntos. 
Empieza a fluir hasta un 30% de fundido Qz-Fd, si nos pasamos ya es Anatexia. 
Un Gneiss es una roca de textura foliada, en bandas irregulares (de ancho), con 
textura media a gruesa. Origen asociado a protolitos ígneos o sedimentarios 
(pelítico y arcósico). Ricos en Qz y Fd, minerales micáceos y silicatos 
aluminosos o ferromagnesianos. Van a ir predominando los niveles leucocráticos.
Se forman bajo altas P y T, suelen presentar pliegues entre sus estructuras como 
respuesta directa a la presión (acortamiento horizontal).
El Augen gneiss es una variedad entre los gneisses conteniendo grandes blastos 
de feldespato (text. Porfiroblastica) con forma de ojo (augen = ojos).
Migmatitas:
Rocas silicáticas más o menos heterogéneas que se forman por ANATEXIA 
(fusión parcial de la roca), se forman a T > a 650°C donde se da la fusión parcial 
de rocas metasedimentarias. Durante el proceso de migmatización se forma 
leucosoma (líquido granítico producto de fusión parcial) y melanosoma (residuo 
sólido refractario). Se le llama paleosoma (o mesosoma) a los restos del protolito 
que sobreviven a la fusión parcial (leuco+melanosoma). Puedo tener paleosoma 
+ melanosoma + leucosoma.
A veces se les dice “gneisses bandeados” cuando en realidad son migmatitas. 
Están compuestas por bandas cuarzofeldespáticas o granítica y bandas biotíticas. 
Pueden formarse por procesos de ïnyección” en gneisses o por “segregación”en 
cuarzofeldespáticas. 
Las migmatitas se clasifican según las relaciones geométricas entre leuco, meso y
melanosoma. Moteadas: islas irregulares de neosoma dispersos en paleosoma, 
corresponde al primer estadio de la migmatización. Estromatitas: alternancias a 
pequeña escala de neosoma y mesosoma con límites borrosos, corresponde a la 
etapa de fusión in situ con cierta movilidad. Dictionitas: relación genética entre 
neosoma y mesosoma, etapa de la movilización de líquido por esfuerzos. 
Agmatitas: mesosoma brechoide impregnado por leucosoma. Transición entre 
migmatitas y plutones granitos tipo S.
Principales Secuencias Metamórficas
Secuencia Pelítica
Las rocas de la secuencia pelítica tienen un protolito lutítico, sedimentos ricos en 
argilominerales. Estas lutitas se caracterizan por su pequeño tamaño de grano 
( <63μ) y una mineralogía dominada por minerales de arcilla y cuarzo. 
La composición promedio de los tipos de lutitas en % en peso son: SiO2 59,9%; 
Al2O3 16,6%; H2O 9,2%; Fe2O3 7,7%; MgO 3,4%; K2O 2,7%; FeO 2,0%; Na2O 
1,3%; TiO2 0,78%; CaO 0,72%. 
La mineralogía de las lutitas consta de
• Argilominerales: illita, clorita, caolinita, montmorillonita, esmectita.
Petrología Ígnea y Metamórfica S.Novoa
• Cuarzo
• Feldespato
• Oxidos e hidróxidos (hematita, ilmenita, goetita).
• Carbonatos
• Sulfuros
• Carbonatos
Esta amplia variedad permite, en el metamorfismo, que haya muchos 
intercambios -reacciones. 
Transformaciones mineralógicas pre-metamorfismo 
Durante la compactación y diagénesis las lutitas se ven afectadas por numerosos 
cambios mecánicos y químicos. La porosidad inicial de la roca (>50%) se ve 
reducida a tan sólo el 1-5%, donde aún hay fluido intraformacional. En la etapa 
entre diagénesis y anquimetamorfismo, todos los minerales de arcilla han sido 
reemplazados por illita y clorita. El ordenamiento cristalino de estos minerales 
aumenta con la T y P (sobre todo de la illita). La materia orgánica va 
transformándose hasta ser reemplazada por grafito o desaparece sin dejar rastro 
por pérdida de CO2 (cond. oxidantes) o CH4 (cond. reductoras). La compactación
y recristalización de los argilominerales durante el enterramiento producen una 
fisilidad muy característica en las rocas lutíticas pre-metamórficas.
	Magmas
	Definición:
	Naturaleza composicional de los magmas
	Origen del magma
	Factores
	Propiedades químicas de los magmas
	Propiedades físicas
	Dónde se originan la mayoría de los magmas
	Qué le ocurre a ese magma primario
	Fuentes potenciales
	Fuentes y mecanismos de génesis de magmas primarios
	Tectónica de Placas y Actividad Ígnea
	Tipos de Bordes de Placas
	Tectónica de Placas – Petrogénesis Ígnea
	Descompresión Adiabática en Dorsales Meso-Oceánicas
	Bordes de Placa Divergentes: márgenes constructivas
	Bordes de Placa Convergentes: márgenes destructivas
	Variaciones incrementales de T (∆T)
	Variaciones composicionales / volátiles
	Bordes de Placa Transformantes
	Volcanes Intraplaca Oceánicos: puntos calientes
	Generación de magmas mantélicos
	Consideraciones importantes:
	A) Baja P confinante y baja X-H2O
	Intraplaca continental:
	B) Alta P y alta X-CO2
	Generación de magmas graníticos
	Tipos de Fusión Parcial
	Fusión Parcial en Equilibrio
	Fusión Parcial Fraccionada
	Fusión Parcial Continua
	Fusión Parcial por Zonas
	Fusión Parcial en Desequilibrio
	Consideraciones generales:
	Formación de cámaras magmáticas
	Generalidades:
	Diferenciación a Sistema Abierto
	Diferenciación a Sistema Cerrado
	Cristalización fraccionada:
	Cristalización teórica de magmas máficos
	Nucleación y crecimiento de los cristales
	Serie de Bowen
	Distribución de los elementos químicos en la cristalización
	Diagramas de variación de Harper y diagramas ternarios
	Provincias y series magmáticas
	Etapas de consolidación magmática
	Etapa Ortomagmática
	Etapa Pegmatítica
	Etapa Neumatolítica
	Etapa Hidrotermal
	Etapa Solfatárica
	Diagramas de Fase
	Regla de las Fases
	Diagrama para: sistema a un componente
	Sistema a dos componentes o binario
	Caso 1- cristalización de dos sustancias distintas en equilibrio
	Caso 2- solución sólida en equilibrio
	Caso 3- Eutéctico Doble
	Caso 4- Eutéctico con fusión Incongruente
	Caso 5- Solución sólida con punto de fusión mínimo
	Caso 6- sistema ternario con eutéctico
	Regla de la Palanca
	Precauciones del uso de diagramas:
	En función del ambiente de cristalización/consolidación
	Rocas Plutónicas e Hipoabisales
	Rocas Volcánicas
	Criterios químicos:
	Acidez: % en peso de SiO2
	Saturación en sílice
	Aluminosaturación
	IUGS
	Normativa CIPW
	Índice de color
	Por su textura
	Grado de Cristalinidad
	Grado de Visibilidad
	Tamaño de los cristales
	Forma de los cristales
	Contactos entre los cristales
	Trama Mineral
	Volcanismo, asociaciones volcánicas y contexto geotectónico
	Minerales y productos volcánicos
	Tipos de erupciones volcánicas
	Volcanes
	Características generales
	Volcanes Monogenéticos
	Volcanes Poligenéticos
	Geometría Plutónicos
	Evidencia para su formación:
	Tipos de estructuras o geometrías ígneas
	Factores del Metamorfismo
	Límites del Metamorfismo