Tipos de rocas

Rocas ígneas

Magma (del latín magma y éste del griego μάγμα, «pasta») es el nombre que reciben las masas de rocas fundidas del interior de la Tierra u otros planetas. Suelen estar compuestos por una mezcla de líquidos, volátiles y sólidos¹

Cuando un magma se enfría y sus componentes cristalizan se forman las rocas ígneas, que pueden ser de dos tipos: si el magma cristaliza en el interior de la tierra se forman las rocas plutónicas o intrusivas, pero si asciende hacia la superficie, la materia fundida se denomina entonces lava, y al enfriarse forma las rocas volcánicas o efusivas (intrusivas y efusivas son términos en desuso).

Tipos de magmas

Los magmas más comunes responden a tres tipos principales: basálticos, andesíticos y graníticos.²

• Magmas basálticos: pueden ser toleíticos, bajos en sílice (-50%) y producidos en las dorsales, o alcalinos, ricos en sodio y potasio, producidos en zonas del interior de las placas tectónicas. Son los más comunes.
• Magmas andesíticos: Contenido de sílice (-60%) y minerales hidratados, como anfíboles o biotitas. Se forman en todas las zonas de subducción, ya sean de corteza continental u oceánica.
• Magmas graníticos: tienen el punto de fusión más bajo y pueden formar grandes plutones. Se originan en zonas orogénicas como los andesíticos, pero a partir de magmas basálticos o andesíticos que atraviesan y funden rocas igneas o sedimentarias metamorfizadas de la corteza que, al incorporarse al magma, alteran su composición.

Por otra parte, según su composición mineral, el magma puede clasificarse en dos grandes grupos: máficos y félsicos. Básicamente, los magmas máficos contienen silicatos ricos en magnesio y hierro, mientras que los félsicos contienen silicatos ricos en sodio y potasio.

Evolución de los magmas

La composición de los magmas puede variar en función de varios procesos:²

• Diferenciación: durante el enfriamiento de un magma el orden de cristalización de los minerales depende de su punto de fusión, cristalizando primero los de punto de fusión más alto y por último los de más bajo (cristalización fraccionada). La composición del magma restante (magma residual) va variando en este proceso. En magmas basálticos este orden está definido por las denominadas series de Bowen. Si los cristales formados o el magma residual no se desplazaran, la roca resultante tendría la misma composición global que el magma inicial, pero la diferenciación se produce porque los cristales que se van formando pueden ir cayendo y acumularse en las zonas inferiores de la cámara magmática (diferenciación gravitatoria), o el magma residual puede migrar por disminución del tamaño de la cámara (filtrado por presión) o se pueden formar burbujas ricas en sodio y potasio, elementos más ligeros, que se desplazan hacia el techo de la cámara (transporte gaseoso).
• Asimilación: cuando el magma funde parte de la roca encajante y la integra en su composición, que varía proporcionalmente según la naturaleza del nuevo volumen de roca fundida incorporada.
• Mezcla: cuando se mezclan dos magmas de diferente origen y naturaleza, aunque lo normal es la mezcla de magmas de la misma procedencia: uno ya diferenciado con otro nuevo, primario y más caliente, que lo incorpora.

Temperaturas y puntos de fusión

La temperatura a la que se empiezan a formar los fundidos ricos en sílice varía entre los 700 y los 900 °C, mientras que los pobres en sílice se empiezan a formar entre los 1200 y los 1300 °C.³

Se denomina punto de solidus a la temperatura en la que empieza a fundirse una roca y punto de liquidus a la temperatura en la que la fusión es total. Tanto la presencia de agua como una disminución de la presión pueden bajar los puntos de solidus y liquidus de una roca, facilitando la formación de magmas sin aumentar la temperatura.²

Formación de magmas

Situaciones de formación de magmas (en rojo) bajo corteza oceánica.

El 80 % del magmatismo se produce en los bordes constructivos de las placas tectónicas, bajo las dorsales oceánicas, y el resto en zonas de subducción y en regiones localizadas en el interior de las placas, por efecto de puntos calientes.²

• Magmatismo de dorsales: la fusión bajo las dorsales puede deberse a la disminución de la presión en las rocas como consecuencia de su ascenso por los movimientos convectivos, en sólido, del manto. El ascenso a la superficie de estos magmas primarios y sin diferenciar es el origen de las inmensas masas basálticas de los fondos oceánicos.
• Magmatismo en zonas de subducción: la fusión se produce por el aumento de la temperatura por la compresión de la litosfera que subduce y fricción con las rocas del manto, a lo que se añade el agua que libera y asciende, que disminuye el punto de solidus de las rocas superiores. Se forman los magmas que darán lugar a los batolitos típicos de las zonas orogénicas.
• Magmatismo intraplaca: es debido a la acción de puntos calientes, tanto bajo corteza continental como oceánica. Las grandes fracturas litosféricas intraplaca también pueden producir magmatismo por fusión de rocas del manto, como se observa por la asociación de estas fallas con la presencia de volcanes.

Ciclos magmáticos

A lo largo de la historia temprana del planeta se han producido al menos tres supereventos magmáticos, los episodios de mayor formación de rocas ígneas del registro geológico. Están separados entre sí unos 800 millones de años (Ma): el más antiguo e intenso hace unos 2700 Ma, en el Neoarcaico, otro hace 1900 Ma, en el Orosírico y el tercero hace 1200 Ma, en el límite Ectásico-Esténico. En cada uno de ellos se habrían formado grandes mesetas basálticas que habrían contribuido al aumento de las masas continentales en periodos de tiempo relativamente cortos.⁴

Para explicar estos supereventos, algunos autores, como el tectónico Kent Condie en 1998,⁵ han propuesto que el mecanismo habría sido producido por unas avalanchas gravitacionales gigantescas de material del manto superior y la corteza, que caerían desde el límite del manto superior con el inferior (a 670 km de profundidad) hasta el mismo límite del núcleo externo (a unos 2900 km de la superficie), atravesando todo el manto inferior (unos 2230 km de espesor). Como consecuencia se formarían numerosas perturbaciones en forma de plumas del manto que, ascendiendo hasta la corteza, darían lugar al citado magmatismo.⁴

El origen de estas avalanchas periódicas del manto estaría en los cambios físicos de los fragmentos de litosfera que han subducido hasta los 670-700 km de profundidad, cotas en las que encuentran resistencia a subducir más y se horizontalizan. La masa de litosfera que ha subducido, de hasta 100 km de espesor y más fría que el manto que la envuelve, puede tardar varios millones de años en alcanzar la temperatura que facilite, junto con la mayor presión de estos niveles, la densificación de los minerales que la componen (paso de peridotitas a eclogitas). Cuando la nueva situación de densidad de la masa litosférica subducida se vuelve inestable, se produciría el derrumbe en avalancha hasta el núcleo.⁶

Este proceso se habría repetido varias veces pero, como cada evento implica una importante pérdida de calor en el manto, cada repetición del ciclo habría sido de menor intensidad que la precedente. Se podrían explicar asimismo por este mecanismo los picos de magmatismo, de mucha menor intensidad que los anteriores, del final del Paleozoico, hace unos 300 Ma, y del Cretácico medio, hace unos 100 Ma.⁴

Rocas ígneas

Roca plutónica: batolito granítico.

Roca volcánica: basalto.

El resultado del enfriamiento del magma son las rocas ígneas. Dependiendo de las circunstancias del enfriamiento, las rocas pueden tener granulado fino o grueso.²

Las rocas ígneas se dividen en:

• Rocas plutónicas o intrusivas. Son las que se han formado a partir de un enfriamiento lento del magma, en profundidad y generalmente en grandes masas. Se denominan plutones y diques a sus yacimientos. Por ejemplo, el granito, el gabro y la sienita.
• Rocas volcánicas, extrusivas o efusivas. Se forman por el enfriamiento del magma desgasificado, la lava, en la superficie terrestre. Por ejemplo, el basalto y la riolita.
• Rocas filonianas o subvolcánicas. Son aquellas que forman diques y filones. Ej: pórfido granítico o pórfido andesítico.

La perlita es un vidrio volcánico amorfo que tiene un contenido de agua relativamente alto. Es un mineral que aparece en la naturaleza, y tiene la propiedad poco común de expandirse muchísimo cuando se la calienta lo suficiente.

Propiedades y usos

Cuando alcanza temperaturas de 850–900 °C, la perlita se ablanda (dado que es un vidrio). El agua atrapada en la estructura del material escapa y se vaporiza, y esto causa la expansión del material hasta 7–16 veces su volumen original. El material expandido es de un color blanco brillante, debido a la reflectividad de las burbujas atrapadas.
La perlita no expandida ("cruda") tiene una densidad cercana a 1100 kg/m³ (1,1 g/cm³).
La perlita expandida tiene típicamente una densidad de 30–150 kg/m³.

Debido a su baja densidad y precio relativamente bajo, han aparecido muchas aplicaciones comerciales de la perlita. En el área de la construcción se usa en yesos y morteros livianos, aislamiento térmico, cielorrasos y filtros. En floricultura se utiliza para hacer el sustrato más permeable al aire, manteniendo su capacidad de retener el agua. Es un material aconsejable para la hidroponía. La perlita también se utiliza en fundiciones, aislación criogénica, y como aditivo liviano en morteros ignífugos y en alfarería como aditivo de la arcilla.

El punto de fusión de la perlita es 40º más bajo que el feldespato potásico (1093 °C), esto permite agregarla a una pasta de gres, bajando su punto de sinterización. Como componente de esmaltes puede actuar a la manera de una frita natural. Respecto a la molienda de la perlita es muy fácil, en el mortero lleva unos pocos minutos reducirla a polvo fino.

Composición química comparada con un feldespato.

	SiO2	Al2O3	Fe2O3	TiO2	CaO	MgO	Na2O	K2O
Perlita	75,8	12,24	0,96	0,11	1,2	0,4	3,8	3,47
Feldespato	67,3	18,80	0,40	0,00	0,45	0,2	2,5	10,03

Composición típica de la perlita

• 70-75% dióxido de silicio: SiO₂
• 12-15% óxido de aluminio: Al₂O₃
• 3-4% óxido de sodio: Na₂O
• 3-5% óxido de potasio: K₂O
• 0,5-2% óxido de hierro: Fe₂O₃
• 0,2-0.7% óxido de magnesio: MgO
• 0,5-1,5% óxido de calcio: CaO
• 3-5% pérdida en el horno (agua químicamente combinada)

Coste

En el año 2001 el costo aproximado de la perlita era US$36,31 por tonelada métrica. El precio de la perlita extraíada de la mina se ha incrementado desde entonces:¹

2001.....$36,3 por tonelada métrica

2002.....$36,5 por tonelada métrica

2003.....$38,2 por tonelada métrica

2004.....$40,6 por tonelada métrica

2005.....$42,5 por tonelada métrica

Localización

En la República Argentina existen yacimientos de perlita en las provincias de Catamarca, Jujuy, Mendoza, Río Negro, Chubut y Salta, siendo esta última provincia la que posee los yacimientos más productivos del país.

En México existen varios yacimientos, como en Durango. Termolita es una de las principales empresas procesadoras en México, exportando al mundo.