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Las Rocas ¿Que son? y Tipos de rocas

las rocas
Las rocas son una mezcla consolidada de los mismos o diferentes minerales. Por consolidado , nos referimos duro y fuerte; las rocas reales no se deshacen en sus manos! Una mezcla de minerales implica la presencia de más de un grano mineral, pero no necesariamente más de un tipo de mineral. Una roca puede estar compuesto de sólo un tipo de mineral (por ejemplo, piedra caliza se hace comúnmente de solamente calcita), pero la mayoría de las rocas se componen de varios minerales diferentes. Una roca puede incluir también los no minerales, tales como fósiles o la materia orgánica dentro de un lecho de carbón o en algunos tipos de mudstone.

 

Figura 3.1 Un dique máfica de grano fino (verde oscuro) se introdujo en un dique félsico (rosa) y en diorita gruesa (gris), Quadra Island, BC Todas estas rocas se componen de más de un tipo de mineral. Los componentes minerales son claramente visibles en la diorita, pero no en los otros dos tipos de roca. [Foto SE]

Un dique máfica de grano fino (verde oscuro) se introdujo en un dique félsico (rosa) y en diorita gruesa (gris), Quadra Island, BC Todas estas rocas se componen de más de un tipo de mineral. Los componentes minerales son claramente visibles en la diorita, pero no en los otros dos tipos de las roca. [Foto SE]

 

Las rocas se agrupan en tres categorías principales en función de cómo se forman:

Ígnea : formado a partir del enfriamiento y cristalización de magma (roca fundida)

Sedimentaria : forman cuando fragmentos resistido de otras rocas están enterrados, comprimido y cementan juntos, o cuando los minerales se precipitan directamente de solución.

Metamórfica : formado por la alteración (debido al calor, presión y / o acción química) de una ígnea pre-existente o roca sedimentaria.

 

El ciclo de las rocas

Los componentes de la roca de la corteza son lenta pero constantemente se cambian de una forma a otra y los procesos implicados se resumen en el ciclo de las rocas (Figura 3.2). El ciclo de las rocas es impulsada por dos fuerzas: (1) del motor de la Tierra interna de calor, que se mueve el material alrededor en el núcleo y el manto y conduce a ralentizar pero los cambios significativos dentro de la corteza, y (2) el ciclo hidrológico, que es el movimiento de agua, hielo, y el aire en la superficie, y es alimentado por el sol.

El ciclo de las rocas está todavía activo en la Tierra porque nuestro núcleo es lo suficientemente caliente como para mantener en marcha el manto, la atmósfera es relativamente gruesa, y no tenemos agua líquida. En algunos otros planetas o sus satélites, como la Luna, el ciclo de las rocas está prácticamente muerto debido a que el núcleo ya no es lo suficientemente caliente como para conducir la convección del manto y no hay atmósfera o el agua líquida.

Figura 3.2 una vista esquemática del ciclo de roca. [SE]

Figura 3.2 una vista esquemática del ciclo de roca. [SE]

Al describir el ciclo de las rocas, se puede empezar en cualquier lugar que nos gusta, aunque es conveniente empezar con el magma. Como veremos en detalle más adelante, el magma es roca que está caliente al punto de estar completamente fundido. Esto sucede a entre aproximadamente 800 ° y 1300 ° C, dependiendo de la composición y la presión, sobre la superficie y fresco rápidamente (en cuestión de segundos a años) – formando extrusive roca ígnea (Figura 3.3).

Figura 3.3 Magma basalto pahoehoe que forma al Volcán Kilauea, Hawaii [SE]

Figura 3.3 Magma basalto pahoehoe que forma al Volcán Kilauea, Hawaii [SE]

Magma pueden enfriar lentamente dentro de la corteza (durante siglos a millones de años) – que forma intrusiva roca ígnea, o erupción en la superficie y enfriar rápidamente (en cuestión de segundos a años) – formando extrusive roca ígnea. Roca ígnea intrusiva normalmente cristaliza a una profundidad de cientos de metros a decenas de kilómetros por debajo de la superficie. Para cambiar su posición en el ciclo de la roca, roca ígnea intrusiva ha de ser levantado y expuestos por la erosión de las rocas suprayacentes.

A través de los diversos procesos relacionados con la tectónica de placas de formación de montañas, todos los tipos de rocas son elevadas y expuestos en la superficie. Una vez expuesto, se trata de degradado, tanto física (por rotura mecánica de la roca) y químicamente (por meteorización de los minerales), y los productos de meteorización – mayoría pequeños fragmentos de roca y minerales – están erosionado, transportado, y luego depositado como sedimentos . Transporte y deposición se producen por la acción de los glaciares, arroyos, las olas, el viento y otros agentes, y los sedimentos se depositan en los ríos, lagos, desiertos y el océano.

Figura 3.4 mudstone-cretáceo edad marina piedra arenisca suprayacente, Gabriola Island, BC [SE]

Figura 3.4 mudstone-cretáceo edad marina piedra arenisca suprayacente, Gabriola Island, BC [SE]

A menos que se re-erosionadas y mueven a lo largo, sedimentos, finalmente, serán enterrados por sedimentos más. A una profundidad de cientos de metros o más, llegan a ser comprimido y cimentado en la roca sedimentaria . Una vez más a través de varios medios, lo que resulta en gran parte de las fuerzas de placa tectónica, diferentes tipos de rocas son o bien levantados, para ser re-erosionados, o enterrados más profundo dentro de la corteza en el que se calientan, exprimidos, y se cambian en roca metamórfica .

Figura 3.5 metamorfoseado y plegada piedra caliza Triásico de edad, Isla Quadra, BC [SE]

Figura 3.5 metamorfoseado y plegada piedra caliza Triásico de edad, Isla Quadra, BC [SE]

Magma y Formación

Magmas pueden variar ampliamente en su composición, pero en general se componen de sólo ocho elementos; en orden de importancia: oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, magnesio, y potasio (Figura 3.6). El oxígeno, el elemento más abundante en magma, comprende un poco menos de la mitad del total, seguido por el silicio en poco más de una cuarta parte. Los elementos restantes conforman el otro cuarto. Los magmas derivados de material de la corteza están dominados por oxígeno, silicio, aluminio, sodio, y potasio.

La composición de magma depende de la roca que se formó a partir de (por fusión), y las condiciones de que la fusión. Los magmas derivados del manto tienen niveles más altos de hierro, magnesio, y calcio, pero todavía son propensos a ser dominado por el oxígeno y silicio. Todos los magmas tienen diferentes proporciones de elementos tales como hidrógeno, carbono y azufre, que se convierten en gases como el vapor de agua, dióxido de carbono y sulfuro de hidrógeno como el magma se enfría.

Figura 3.6 proporciones elementales Promedio en la corteza terrestre, que está cerca de la composición media de magmas dentro de la corteza [SE]

Figura 3.6 proporciones elementales Promedio en la corteza terrestre, que está cerca de la composición media de magmas dentro de la corteza [SE]

Prácticamente la totalidad de las rocas ígneas que vemos en la Tierra se derivan de magmas que forman a partir de la fusión parcial de roca existente, ya sea en el manto superior o la corteza. La fusión parcial es lo que sucede cuando sólo algunas partes de una roca se funden; que se lleva a cabo debido a las rocas no son materiales puros. La mayoría de las rocas se componen de varios minerales, cada uno de los cuales tiene una temperatura de fusión diferente. La cera de una vela es un material puro.

Si pones un poco de cera en un horno caliente (50 ° C hará lo que la temperatura de fusión de la mayor parte de la cera es de aproximadamente 40 ° C) y dejarlo allí durante un tiempo, pronto comenzará a derretirse. Esa es la fusión completa, no una fusión parcial.

Si por el contrario se tomó una mezcla de cera, plástico, aluminio y vidrio y lo puso en el mismo horno caliente, la cera pronto comenzaría a derretirse, pero el plástico, el aluminio y el vidrio no se derretiría (Figura 3.7a). Eso es la fusión parcial y el resultado sería plástico sólido, aluminio y vidrio rodeado de cera líquida (Figura 3.7b). Si calentamos el horno hasta alrededor de 120 ° C, el plástico se derretiría demasiado y mezclar con la cera líquida, pero el aluminio y vidrio permanecería sólida (Figura 3.7c). De nuevo, esto es la fusión parcial.

Si separamos la cera / plástico “magma” de los otros componentes y deje que se enfríe, con el tiempo se endurecía. Como se puede ver en la figura 3.7d, la cera líquida y plástico han mezclado, y en el enfriamiento, se han formado lo que parece ser una sola sustancia sólida. Lo más probable es que se trata de una mezcla de grano muy fino de cera sólida y plástico sólido, pero también podría ser alguna otra sustancia que se ha formado a partir de la combinación de los dos.

partialPartial de fusión de “pretender roca”. (A) los componentes originales: cera blanca de la vela, de tuberías de plástico negro, de vidrio verde de la playa, alambre de aluminio, (b) después de calentar a 50 ° C durante 30 minutos solamente la cera se ha fundido, (c) Después de calentar a 120ºC durante 60 minutos tanto del plástico se ha derretido y los dos líquidos se han mezclado, (d) el líquido se ha separado de los sólidos y se dejó enfriar para hacer una “roca pretender” con una composición global diferente.

Figura 3.7 fusión parcial de “pretender roca”: (a) los componentes originales del blanco cera de la vela, tubo de plástico negro, de vidrio verde de la playa, y alambre de aluminio, (b) después de calentar a 50 ° C durante 30 minutos solamente la cera se ha fundido , (c) después de calentar a 120ºC durante 60 minutos mucho de ha derretido el plástico y los dos líquidos se han mezclado, (d) el líquido se ha separado de los sólidos y se dejó enfriar a hacer una “pretender roca” con una diferente composición global. [SE]

En este ejemplo, se fundió parcialmente algunos pretenden roca para crear un poco de magma imaginario. A continuación, separamos el magma de la fuente y de dejarlo enfriar para hacer una nueva roca de simulación con una composición muy diferente de la del material original (que carece de vidrio y aluminio).

Por supuesto fusión parcial en el mundo real no es exactamente el mismo que en el ejemplo de simulación-rock. Las principales diferencias son que las rocas son mucho más complejo que el sistema de cuatro componentes que hemos utilizado, y los componentes minerales de la mayoría de las rocas tienen temperaturas de fusión más similares, por lo que dos o más minerales son propensos a fundir al mismo tiempo en diferentes grados. Otra diferencia importante es que cuando rocas se funden, el proceso se lleva a miles a millones de años, no los 90 minutos que tardó en el ejemplo fingir-rock.

Al contrario de lo que cabría esperar, y al contrario de lo que hemos hecho para hacer nuestra roca de simulación, la mayoría de fusión parcial de rocas real no implican calentar la roca hacia arriba. Los dos mecanismos principales a través del cual las rocas se funden son de fusión de descompresión y fusión flujo . La fusión por descompresión tiene lugar dentro de la Tierra cuando un cuerpo de roca se mantiene a aproximadamente la misma temperatura, pero se reduce la presión. Esto sucede porque la roca se mueve hacia la superficie, ya sea en una pluma del manto (aka, punto caliente), o en la parte afloramiento de una célula de manto de convección.

El mecanismo de fusión de descompresión se muestra en la figura 3.8a. Si una roca que es lo suficientemente caliente como para estar cerca de su punto de fusión se mueve hacia la superficie, la presión se reduce, y la roca puede pasar al lado de líquido de su curva de fusión. En este punto, parcial de fusión comienza a tener lugar. El proceso de fusión del flujo se muestra en la figura 3.8b. Si una roca está cerca de su punto de fusión y un poco de agua (un flujo que promueve la fusión) se añade a la roca, la temperatura de fusión se reduce (línea continua frente a línea de puntos), y se inicia la fusión parcial.

Figura 3.8 Mecanismos para (a) de descompresión fusión (la roca se mueve hacia la superficie) y (b) El flujo de fusión (se añade agua a la roca) y se desplaza la curva de fusión. [SE]

Figura 3.8 Mecanismos para (a) de descompresión fusión (la roca se mueve hacia la superficie) y (b) El flujo de fusión (se añade agua a la roca) y se desplaza la curva de fusión. [SE]

La fusión parcial de roca ocurre en una amplia gama de situaciones, la mayoría de los cuales están relacionados con la tectónica de placas. La más importante de éstas se muestran en la Figura 3.9. En ambos plumas del manto y en las partes ascendentes de sistemas de convección, roca está siendo movido hacia la superficie, la presión está cayendo, y en algún momento, la roca cruza al lado de líquido de su curva de fusión.

En las zonas de subducción, el agua de mojado, subducting corteza oceánica se transfiere en el manto caliente suprayacente. Esto proporciona el flujo necesario para bajar la temperatura de fusión. En ambos de estos casos, sólo la fusión parcial tiene lugar – por lo general sólo alrededor de 10% de la roca se derrite – y siempre es los componentes más ricos en sílice de la roca que se funden, creando un magma que es más rico en sílice que la roca de la que se deriva. (Por analogía, la masa fundida de nuestra roca de simulación es más rica en cera y plástico de la “roca” de la que se derivó.) El magma producido, al ser menos denso que la roca circundante, se mueve hacia arriba a través del manto, y, finalmente, en el corteza.

Figura 3.9 Los sitios comunes de la formación de magma en el manto superior. Los círculos negros son regiones de fusión parcial. Las flechas azules representan agua que se transfiere de las placas subductantes en el manto suprayacente. [SE, después de USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]

Figura 3.9 Los sitios comunes de la formación de magma en el manto superior. Los círculos negros son regiones de fusión parcial. Las flechas azules representan agua que se transfiere de las placas subductantes en el manto suprayacente. [SE, después de USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]

A medida que se mueve hacia la superficie, y especialmente cuando se mueve desde el manto en la corteza inferior, el magma caliente interactúa con la roca circundante. Esto normalmente conduce a la fusión parcial de la roca circundante porque la mayoría de estos magmas son más calientes que la temperatura de fusión de la corteza terrestre. (En este caso, la fusión se produce por un aumento de la temperatura.) Una vez más, las partes más ricas en sílice de la roca circundante se funden preferentemente, y esto contribuye a un aumento en el contenido de sílice del magma.

A temperaturas muy altas (más de 1300 ° C), más magma es totalmente líquido porque hay demasiada energía para los átomos a los se unen. A medida que la temperatura desciende, por lo general debido a que el magma se está moviendo lentamente hacia arriba, las cosas empiezan a cambiar.

El silicio y el oxígeno se combinan para formar tetraedros de sílice, y luego, como el enfriamiento continúa, los tetraedros comienzan a enlazar juntos para hacer cadenas ( polimerizar ). Estas cadenas de sílice tienen el importante efecto de hacer que el magma más viscoso (menos nasal), y como veremos en el Capítulo 4, la viscosidad magma tiene implicaciones significativas para las erupciones volcánicas. A medida que el magma se sigue enfriando, los cristales comienzan a formarse.

Ejercicio 3.2 Realizar magma viscoso

Este es un experimento que se puede hacer en casa para ayudarle a entender las propiedades de magma. Sólo le tomará unos 15 minutos, y todo lo que necesita es la mitad de una taza de agua y unas cucharadas de harina.

Si alguna vez has hecho salsa, salsa blanca o roux, sabrá cómo funciona esto.

Coloque aproximadamente 1/2 taza (125 mL) de agua en una olla a fuego medio. Añadir 2 cucharaditas (10 ml) de harina blanca (esto representa de sílice) y se agita mientras la mezcla se acerca a ebullición. Se debe espesar como salsa porque el gluten en la harina se convierte en polimeriza en cadenas durante este proceso.

Ahora usted va a añadir más “sílice” para ver cómo esto cambia la viscosidad del magma. Tomar otros 4 cucharaditas (20 ml) de harina y se mezcla a fondo con aproximadamente 4 cucharaditas (20 ml) de agua en una taza y luego añadir todo de esa mezcla con el resto del agua y la harina en la cacerola. Agitar mientras que traer de nuevo hasta temperatura casi hirviendo, y luego permitir que se enfríe. Esta mezcla debe convertirse lentamente mucho más gruesa – algo así como avena – porque hay más gluten y más cadenas se han formado (ver la foto).

making-magma viscous2

Esto es análogo al magma, por supuesto. Como veremos más adelante, magmas tienen contenidos muy variables de sílice y por lo tanto tienen una amplia variedad viscosidades ( “espesores”) durante el enfriamiento.

La cristalización del magma

Los minerales que forman las rocas ígneas se cristalizan en un rango de temperaturas diferentes. Esto explica por qué un magma de enfriamiento puede tener algunos cristales dentro de ella y sin embargo seguir siendo predominantemente líquido. La secuencia en la que los minerales se cristalizan a partir de un magma es conocida como la serie de reacción de Bowen (Figura 3.10 y que era Bowen).

De los minerales de silicato comunes, olivino normalmente cristaliza primero, a una temperatura entre 1200 ° y 1300 ° C. A medida que la temperatura desciende, y suponiendo que algunos de sílice permanece en el magma, los cristales de olivino reaccionan (combinar) con parte de la sílice en el magma (véase el recuadro 3.1) para formar piroxeno. Mientras no es restante de sílice y la velocidad de enfriamiento es lento, este proceso continúa hacia abajo la rama discontinua: olivino a piroxeno, piroxeno a anfíboles, y (bajo las condiciones adecuadas) anfíboles a biotita.

Aproximadamente en el punto donde piroxeno empieza a cristalizar, feldespato plagioclasa también comienza a cristalizar. A esa temperatura, la plagioclasa es rica en calcio (anortita) (ver Figura 2.15). A medida que la temperatura desciende, y siempre que haya de sodio que queda en el magma, la plagioclasa que se forma es una variedad más rica en sodio.

Figura 3.10 La serie reacción Bowen describe el proceso de cristalización magma [SE]

Figura 3.10 La serie reacción Bowen describe el proceso de cristalización magma [SE]

¿Quién fue Bowen, y lo que es una serie de reacciones?

Norman Levi Bowen, nacido en Kingston, Ontario, estudió geología en la Universidad de Queen y luego en el MIT en Boston. En 1912, se unió a la Carnegie Institution en Washington, DC, donde llevó a cabo una investigación experimental innovador en los procesos de magmas de refrigeración. Trabajando sobre todo con magmas basálticas, determinó el orden de cristalización de los minerales como las gotas de temperatura. El método, en resumen, era para fundir la roca a un magma en un horno hecho especialmente, permitir que se enfríe lentamente a una temperatura específica (permitiendo algunos minerales para formar), y luego apague (enfriarlo rápidamente), de modo que ningún nuevo forma minerales (sólo vidrio). Los resultados se estudiaron bajo el microscopio y mediante análisis químico. Esto se hizo más y más, cada vez permitiendo que el magma se enfríe a una temperatura más baja antes de inactivar.

Bowen-3La serie de reacciones Bowen es uno de los resultados de su trabajo, y hasta un siglo más tarde, es una base importante para nuestra comprensión de las rocas ígneas. La palabra de reacción es crítico. En la rama discontinua, olivino es típicamente la primera mineral para formar (a justo por debajo de 1300 ° C). A medida que la temperatura sigue bajando, olivino piroxeno se vuelve inestable si se vuelve estable. Los formadores de primeros cristales de olivino reaccionan con la sílice en el magma líquido restante y se convierten en piroxeno, algo como esto:

Mg 2 SiO 4 + SiO 2   -> 2MgSiO 3

piroxeno olivino

Esto continúa abajo de la cadena, siempre y cuando todavía hay sílice izquierda en el líquido. [imagen de Wikipedia: http://en.wikipedia.org/wiki/File:NormanLBowen_1909.jpg ]

En los casos donde el enfriamiento sucede relativamente rápidamente, cristales de plagioclasa individuales se pueden dividen en zonas de rica en calcio en el centro para más rica en sodio alrededor del exterior. Esto ocurre cuando los cristales de plagioclasa formador temprano ricos en calcio se vuelven recubierto con progresivamente más plagioclasa rica en sodio como el magma se enfría. Figura 3.11 muestra una plagioclasa zonal bajo un microscopio.

Un cristal de plagioclasa zonal. La parte central es rica en calcio y la parte exterior es rica en sodio

Figura 3.11 Un cristal de plagioclasa divide en zonas. La parte central es rica en calcio y la parte exterior es rica en sodio: [Sandra Johnstone, usada con permiso]

Finalmente, si el magma es bastante rico en sílice, para empezar, todavía habrá algunos izquierda en alrededor de 750 ° a 800 ° C, y desde esta última magma, feldespato potásico, cuarzo, mica y tal vez muscovita formarán.

La composición de la magma original es crítica para la cristalización magma porque determina hasta qué punto puede continuar el proceso de reacción antes de utilizar la totalidad de la sílice hasta. Las composiciones de típico mafic , intermedio y félsicos magmas se muestran en la Figura 3.12. Tenga en cuenta que, a diferencia de la figura 3.6, estas composiciones se expresan en términos de “óxidos” (por ejemplo, Al 2 O 3 en lugar de sólo Al). Hay dos razones para esto: una es que en los procedimientos analíticos primeros, los resultados se expresan siempre de esa manera, y el otro es que todos estos elementos se combinan fácilmente con oxígeno para formar óxidos.

Figura 3.12 Las composiciones químicas de mafic típico, intermedio y magmas félsicos y los tipos de rocas que forman a partir de ellos. [SE]

Figura 3.12 Las composiciones químicas de mafic típico, intermedio y magmas félsicos y los tipos de rocas que forman a partir de ellos. [SE]

Magmas máficos tienen 45% a 55% SiO 2 , aproximadamente el 25% total de FeO y MgO más CaO, y aproximadamente 5% Na 2 O + K 2 magmas O. félsicas, por otro lado, tienen mucho más SiO 2 (65% a 75%) y Na 2 O + K 2 O (alrededor de 10%) y mucho menos FeO y MgO más CaO (aproximadamente 5%).

Tipos de ejercicio 3.3 Rock basado en Magma Composición

Las proporciones de los principales componentes químicos de magmas félsicos, intermedio y máficas se enumeran en la tabla siguiente. (Los valores son similares a los mostrados en la Figura 3.12).

Óxido félsico Magma intermedio Magma mafic Magma
SiO 2 65-75% 55-65% 45-55%
Al 2 O 3 12-16% 14-18% 14-18%
FeO 2-4% 4-8% 8-12%
CaO 1-4% 4-7% 7-11%
MgO 0-3% 2-6% 5-9%
Na 2 O 2-6% 3-7% 1-3%
K 2 O 3-5% 2-4% 0,5-3%

Los datos químicos para cuatro muestras de roca se muestran en la siguiente tabla. Compararlos con los de la tabla anterior para determinar si cada una de estas muestras es felsic, intermedio o mafic.

SiO 2 Al 2 O 3 FeO CaO MgO Na 2 O K 2 O ¿Tipo?
55% 17% 5% 6% 3% 4% 3%
74% 14% 3% 3% 0,5% 5% 4%
47% 14% 8% 10% 8% 1% 2%
sesenta y cinco% 14% 4% 5% 4% 3% 3%

Como mafic magma comienza a enfriarse, parte de la sílice se combina con el hierro y el magnesio para hacer olivino. Medida que se enfría aún más, gran parte de la sílice restante entra en plagioclasa rica en calcio, y cualquier sílice izquierda puede usarse para convertir algunos de los olivino a piroxeno. Poco después de eso, todo el magma se ha agotado y no hay más cambios tiene lugar. Los minerales presentes serán olivino, piroxeno, y plagioclasa rica en calcio. Si el magma se enfría lentamente bajo tierra, el producto esté a la roca ígnea ; si se enfría rápidamente en la superficie, el producto será basalto (Figura 3.13).

Félsicos magmas tienden a ser más fría que magmas máficos cuando comienza la cristalización (porque no tienen que ser tan caliente como para permanecer en estado líquido), y para que puedan empezar a cabo la cristalización de piroxeno (no olivino) y plagioclasa. Como el enfriamiento continúa, las diversas reacciones en la rama discontinua se procederá porque sílice es abundante, la plagioclasa serán cada vez más rica en sodio, y eventualmente formarán feldespato potásico y cuarzo. Comúnmente incluso rocas muy félsicos no tendrán biotita o muscovita porque pueden no tener suficiente aluminio o hidrógeno suficiente para hacer los complejos de OH que son necesarios para minerales de mica. Rocas félsicas típicos son de granito y riolita (Figura 3.13).

El comportamiento de enfriamiento de magmas intermedios se encuentran en algún lugar entre los de magmas máficos y félsicos. Rocas intermedios típicos son diorita y andesita (Figura 3.13).

Figura 3.13 Ejemplos de las rocas ígneas que se forman de mafic, intermedio y magmas félsicos. [SE]

Figura 3.13 Ejemplos de las rocas ígneas que se forman de mafic, intermedio y magmas félsicos. [SE]

Un número de procesos que tienen lugar dentro de una cámara magma puede afectar a los tipos de rocas producidas en el final. Si el magma tiene una baja viscosidad (es decir, es que moquea) – que es probable si es mafic – los cristales que se forman temprana, tales como olivino (Figura 3.14a), pueden conformarse lentamente hacia la parte inferior de la cámara de magma (Figura 3.14 segundo).

Los medios que la composición global del magma cerca de la parte superior de la cámara de magma se convertirá más felsic, ya que está perdiendo algunos componentes hierro y ricos en magnesio. Este proceso se conoce como cristalización fraccionada . Los cristales que se depositan pueden o bien forman una capa olivino rico en cerca de la parte inferior de la cámara de magma, o pueden fundir de nuevo debido a que la parte inferior es probable que sea más caliente que la parte superior (recordar, del capítulo 1, que las temperaturas aumentan de manera constante con la profundidad en la tierra debido a la gradiente geotérmico). Si cualquiera de fusión tiene lugar, sedimentación cristal hará que el magma en la parte inferior de la cámara más mafic de lo que era para empezar (Figura 3.14c).

Figura 3.14 Un ejemplo de sedimentación de cristal y la formación de una cámara de magma zonal [SE]

Figura 3.14 Un ejemplo de sedimentación de cristal y la formación de una cámara de magma zonal [SE]

Si sedimentación de cristal no tiene lugar, porque el magma es demasiado viscoso, entonces el proceso de enfriamiento continuará según lo predicho por la serie de reacción de Bowen. En algunos casos, sin embargo, se enfría parcialmente pero todavía magma líquido, con los cristales en el mismo, o bien moverse más arriba en una parte más fría de la corteza, o todo el camino a la superficie durante una erupción volcánica. En cualquiera de estas situaciones, el magma que se ha movido hacia la superficie es probable que se enfríe mucho más rápido de lo que lo hizo dentro de la cámara de magma, y el resto de la roca tendrá una textura más fina cristalina. Una roca ígnea con grandes cristales incrustados en una matriz de cristales más finos es indicativo de un proceso de enfriamiento de dos etapas, y la textura es porfídico (Figura 3.15).

Figura 3.15 texturas porfídico: pórfido volcánica (a la izquierda - cristales de olivino en basalto Hawaiian) y pórfido intrusivo (derecha) [SE]

Figura 3.15 texturas porfídico: pórfido volcánica (a la izquierda – cristales de olivino en basalto Hawaiian) y pórfido intrusivo (derecha) [SE]

Ejercicio 3.4 Porfídico Minerales

Como el magma se enfría por debajo de 1300 ° C, minerales comienzan a cristalizar en su interior. Si el magma que es entonces envuelto en una erupción volcánica, el resto del líquido se enfría rápidamente para formar una porfirítica textura. La roca tendrá algunos cristales relativamente grandes ( fenocristales ) de los minerales que cristalizaron temprano, y el resto será de grano muy fino o incluso vítreo. Usando el diagrama que se muestra aquí, predecir lo que podría estar presente fenocristales donde enfría el magma tan lejos como línea de una en un caso, y la línea b en otro.

porfirítica-minerals2

Clasificación de las rocas ígneas

Como ya se ha descrito, las rocas ígneas se clasifican en cuatro categorías, en base a cualquiera de su química o su composición mineral: felsic, intermedio, mafic, y ultramafic. El diagrama en la figura 3.16 se puede utilizar para ayudar a clasificar rocas ígneas por su composición mineral. Una característica importante señalar en este diagrama es la línea roja que separa los silicatos no ferromagnesian en la parte inferior izquierda (K-feldespato, cuarzo y plagioclasa feldespato) de los silicatos ferromagnesianos en la parte superior derecha (biotita, anfíboles, piroxeno, y olivino ).

En la clasificación de las rocas ígneas intrusivas, la primera cosa a considerar es el porcentaje de silicatos ferromagnesian. Eso es relativamente fácil en rocas ígneas más porque los minerales ferromagnesian son claramente más oscuro que los otros. Al mismo tiempo, es muy difícil calcular las proporciones de minerales en una roca.

Basándose en la posición de la línea roja en la figura 3.16, es evidente que las rocas félsicas pueden tener aproximadamente 1% a 20% silicatos ferromagnesianos (la línea roja intersecta el lado izquierdo de la zona felsic 1% de la distancia desde la parte superior de la diagrama, y ​​se cruza el lado derecho de la zona de felsic 20% de la distancia desde la parte superior). rocas intermedios tienen entre 20% y 50% silicatos ferromagnesianos, y rocas máficas tener 50% a 100% silicatos ferromagnesianos. Para ser más específicos, rocas félsicas suelen tener biotita y / o anfíboles; rocas intermedias tienen anfíboles y, en algunos casos, piroxeno; y las rocas máficas tienen piroxeno y, en algunos casos, el olivino.

Figura 3.16 Un diagrama de clasificación simplificada para las rocas ígneas en base a sus composiciones minerales [SE]

Figura 3.16 Un diagrama de clasificación simplificada para las rocas ígneas en base a sus composiciones minerales [SE]

Si nos centramos en los silicatos no ferromagnesian, es evidente que las rocas félsicas pueden tener de 0% a 35% K-feldespato, del 25% al ​​35 de cuarzo% (el espesor vertical del campo de cuarzo varía de 25% a 35% ), y de 25% a 50% plagioclasa (y que plagioclasa serán rica en sodio, o albitic). rocas intermedias pueden tener hasta un 25% de cuarzo y 50% a 75% plagioclasa. rocas máficas sólo tienen plagioclasa (hasta 50%), y que serán plagioclasa rica en calcio, o anorthitic.

Ejercicio 3.5 proporciones minerales en rocas ígneas

Las líneas negras discontinuas en el diagrama representan cuatro rocas ígneas. Completar la tabla mediante la estimación de las proporciones minerales de las rocas cuatro (al 10% más cercano).
ejercicio-3-5

Pista: Rocas de b y d son los más fáciles; comenzar con aquellos.

ejercicio-3-5-mesa

Figura 3.17 proporciona una representación esquemática de las proporciones de minerales oscuros en las rocas de color claro. Puede usar que cuando se trata de estimar el contenido mineral de las rocas ferromagnesian reales, y se puede obtener un poco de práctica haciendo que la cumplimentación del ejercicio 3.6.

Figura 3.17 Una guía para la estimación de las proporciones de minerales oscuros en las rocas de color claro

Figura 3.17 Una guía para la estimación de las proporciones de minerales oscuros en las rocas de color claro

Ejercicio 3.6 Las proporciones de silicatos ferromagnesian

Los cuatro rocas ígneas muestran a continuación tienen diferentes proporciones de silicatos ferromagnesianos. Estimar esas proporciones utilizando los diagramas en la figura 3.17, y luego usar la figura 3.16 para determinar el nombre de la roca probable para cada uno.

1a 2a 3a 4a
___ % ___ % ___ % ___ %
__________ __________ __________  __________

Las rocas ígneas también se clasifican de acuerdo con sus texturas. Las texturas de las rocas volcánicas se discutirán en el capítulo 4, por lo que aquí sólo nos ocuparemos de las diferentes texturas de las rocas ígneas intrusivas. Casi todas las rocas ígneas intrusivas tienen cristales que son lo suficientemente grandes como para ver a simple vista, y utilizamos el término faneríticas(de la palabra griega phaneros que significa visible) para describir eso.

Típicamente que significa que son mayores de aproximadamente 0.5 mm – el grosor de una línea fuerte hecha con un bolígrafo. (Si los cristales son demasiado pequeños para distinguir, que es típico de la mayoría de rocas volcánicas, utilizamos el término afanítica .) Las rocas intrusivas que se muestran en la Figura 3.13 son todos faneríticas, como lo son los que se muestran en el ejercicio 3.6. 

En general, el tamaño de los cristales es proporcional a la velocidad de enfriamiento. Cuanto más tiempo se necesita para un cuerpo de magma enfriar, el más grande de los cristales será. No es raro ver a una roca ígnea intrusiva con cristales de hasta un centímetro de largo. En algunas situaciones, especialmente hacia el final de la etapa de enfriamiento, el magma puede llegar a ser rica en agua.

La presencia de agua líquida (todavía líquido a altas temperaturas, ya que se encuentra bajo presión) promueve el movimiento relativamente fácil de los iones, y esto permite que los cristales crezcan grandes, a veces a varios centímetros (Figura 3.18). Como ya se ha descrito, si una roca ígnea pasa por un proceso de enfriamiento de dos etapas, su textura será porfídico (Figura 3.15).

Figura 3.18 A pegmatita con mica, cuarzo y turmalina (negro) de la mina del elefante blanco, South Dakota [de http://en.wikipedia.org/wiki/Pegmatite#mediaviewer/File:We-pegmatite.jpg]

Figura 3.18 A pegmatita con mica, cuarzo y turmalina (negro) de la mina del elefante blanco, South Dakota [de http://en.wikipedia.org/wiki/Pegmatite#mediaviewer/File:We-pegmatite.jpg]

cuerpos intrusivos ígneas

En la mayoría de los casos, un cuerpo de magma caliente es menos denso que la roca que lo rodea, por lo que tiene una tendencia a moverse muy lentamente hacia la superficie. Lo hace en un par de maneras diferentes, incluyendo el llenado y la ampliación de las grietas existentes, la fusión de la roca circundante (llamado rock nacional [1] ) , empujando la roca a un lado (donde es algo plástica), y romper la roca. Donde parte de la roca de caja se rompe, se puede caer en el magma, un proceso llamado parando . Los fragmentos resultantes, ilustrados en la figura 3.19, se conocen como xenolitos (griego para “rocas extrañas”).

Figura 3.19 xenolitos de roca mafic en granito, Victoria, BC Los fragmentos de roca oscura se han roto y se incorporan en el granito de color claro. [SE]

Figura 3.19 xenolitos de roca mafic en granito, Victoria, BC Los fragmentos de roca oscura se han roto y se incorporan en el granito de color claro. [SE]

Algunos magma hacia arriba de movimiento llega a la superficie, lo que resulta en erupciones volcánicas, pero la mayoría se enfría dentro de la corteza. El cuerpo resultante de roca se conoce como un pluton . Plutones puede tener diversas formas y relaciones a la roca país circundante diferentes como se muestra en la Figura 3.20.

Figura 3.20 Representación de algunos de los tipos de plutones. a: stocks (si es que se unen a la profundidad a continuación, que podrían constituir un batolito), b: umbral (un cuerpo tabular, en este caso paralelo a la ropa de cama), c: dique (-cortes transversales de cama), d: lacolito (un travesaño que ha empujado hacia arriba las capas suprayacentes de roca), e: tubo (un conducto cilíndrico alimentación de un volcán). Las dos características etiquetada f podría ser tuberías o diques, pero desde esta perspectiva no es posible determinar si son cilíndrica o tabular. [Dibujo SE]

Figura 3.20 Representación de algunos de los tipos de plutones. a: stocks (si es que se unen a la profundidad a continuación, que podrían constituir un batolito), b: umbral (un cuerpo tabular, en este caso paralelo a la ropa de cama), c: dique (-cortes transversales de cama), d: lacolito (un travesaño que ha empujado hacia arriba las capas suprayacentes de roca), e: tubo (un conducto cilíndrico alimentación de un volcán). Las dos características etiquetada f podría ser tuberías o diques, pero desde esta perspectiva no es posible determinar si son cilíndrica o tabular. [Dibujo SE]

Ampliación de plutones de forma irregular son llamados ya sea stocks o batolitos . La distinción entre los dos se hace sobre la base de la zona que está expuesta en la superficie: si el cuerpo tiene un área superficial expuesta mayor de 100 km 2 , entonces es un batolito; menos de 100 km 2 y es una acción. Batolitos se forman típicamente sólo cuando un número de poblaciones coalescen debajo de la superficie para crear un cuerpo grande. Una de las más grandes batolitos en el mundo es el Complejo Costa Rango Plutonic, que se extiende hasta el final de la región de Vancouver hasta el sureste de Alaska (Figura 3.21). Más exactamente, es muchas batolitos.

Tabular se distinguen sobre la base de si son o no son plutones (similar a una lámina) concordante con (paralelo) de capas (por ejemplo, ropa de cama sedimentaria o metamórfica foliación) existente en la roca de caja. Un alféizar es concordante con la estratificación existente, y un dique es discordante . Si la roca país no tiene ropa de cama o foliación, entonces cualquier cuerpo tabular dentro de ella es un dique. Tenga en cuenta que la designación alféizar-versus-dique no está determinado simplemente por la orientación de la característica. Un dique puede ser horizontal y un travesaño puede ser vertical (si la ropa de cama es vertical). Una gran dique puede verse en la Figura 3.21.

A lacolito es un cuerpo alféizar-como que se ha expandido hacia arriba mediante la deformación de la roca suprayacente.

Finalmente, un tubo es un cuerpo cilíndrico (con una sección transversal circular, ellipitical, o incluso irregular) que sirve como un conducto para el movimiento de magma de un lugar a otro. Tuberías más conocidos alimentados volcanes, aunque tuberías también pueden conectarse plutones. También es posible que un dique para alimentar a un volcán.

Figura 3.21 El Jefe de Stawamus, parte del Complejo Costa Rango Plutonic, cerca de Squamish, BC El acantilado es de unos 600 m de altura. La mayoría de las rayas oscuras son el resultado de las algas y el crecimiento liquen donde la superficie es frecuentemente mojado, pero hay un gran (alrededor de 10 m de diámetro) dique vertical que se extiende desde abajo hacia arriba. [Foto SE]

Figura 3.21 El Jefe de Stawamus, parte del Complejo Costa Rango Plutonic, cerca de Squamish, BC El acantilado es de unos 600 m de altura. La mayoría de las rayas oscuras son el resultado de las algas y el crecimiento liquen donde la superficie es frecuentemente mojado, pero hay un gran (alrededor de 10 m de diámetro) dique vertical que se extiende desde abajo hacia arriba. [Foto SE]

 

Como se ha discutido ya, plutones puede interactuar con las rocas en el que están entrometido, a veces conduce a la fusión parcial de la roca país o para stoping y la formación de xenolitos. Y, como veremos en el capítulo 7, el calor de un cuerpo de magma puede conducir a metamorfismo de la roca de caja.

La roca país también puede tener un efecto sobre el magma dentro de un plutón. El más obvio de estos efectos es la formación de un margen de frío a lo largo de los bordes de la pluton, donde entró en contacto con la roca país que fue significativamente más frío que el magma. Dentro del margen de refrigerado, el magma se enfría más rápidamente que en el centro del dique, por lo que la textura es más fina y el color puede ser diferente. Un ejemplo se muestra en la Figura 3.22.

Figura 3.22 Un dique mafic con márgenes refrigerados dentro de basalto en Nanoose, BC La moneda es de 24 mm de diámetro. El dique es de unos 25 cm de ancho y los márgenes refrigerados son 2 cm de ancho.

Figura 3.22 Un dique mafic con márgenes refrigerados dentro de basalto en Nanoose, BC La moneda es de 24 mm de diámetro. El dique es de unos 25 cm de ancho y los márgenes refrigerados son 2 cm de ancho.

Ceremonias

Ejercicio 3.7 Problemas Pluton 

El diagrama aquí es una sección transversal a través de parte de la corteza que muestra una variedad de rocas ígneas intrusivas. Excepto para el granito (a), todas estas rocas son máfica en la composición. Indicar si cada uno de los plutones marcada una a e en el siguiente diagrama es un dique , un umbral, una de la , o una batholith .

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  1. “Roca País” no es necesariamente la música para los oídos de un geólogo. El término se refiere a la “roca del país” original o región, y por lo tanto la roca en la que el magma intrusión para formar un pluton

Resumen

Los temas tratados en este capítulo se pueden resumir de la siguiente manera:

3.1 El ciclo de las rocas Los tres tipos de rocas ígneas son, formada a partir del magma; sedimentaria, formado a partir de fragmentos de otras rocas o precipitaciones de solución; y metamórficas, formado cuando las rocas existentes son alteradas por el calor, la presión, y / o acción química. El ciclo de las rocas resume los procesos que contribuyen a la bicicleta de material rocoso entre estos tres tipos. El ciclo de las rocas es impulsado por el calor interno de la Tierra, y por los procesos que ocurren en la superficie, que son impulsados ​​por energía solar.
3.2 Magma y la formación de magma Magma es roca fundida, y en la mayoría de casos, se forma a partir de la fusión parcial de roca existente. Los dos procesos principales de la formación de magma son de fusión de descompresión y fusión flujo. Magmas varían en composición a partir de ultramafic a félsicos. rocas máficas son ricos en hierro, magnesio, y calcio y tienen alrededor de 50% de sílice. rocas félsicas son ricas en sílice (~ 75%) y tienen niveles más bajos de hierro, magnesio, y calcio y mayores niveles de sodio y potasio que rocas máficas.
3.3 La cristalización del magma Como un cuerpo de magma comienza a enfriarse, el primer proceso tenga lugar es la polimerización de tetraedros de sílice en las cadenas. Esto aumenta la viscosidad del magma (hace que sea más grueso) y porque magmas félsicos tienen más de sílice de magmas máficos, tienden a ser más viscoso. La serie de reacciones Bowen nos permite predecir el fin de la cristalización del magma al enfriarse. Magma puede ser modificado por cristalización fraccionada (separación de los cristales de formación temprana) y por la incorporación de material de las rocas circundantes por fusión parcial.
3.4 Clasificación de las rocas ígneas Las rocas ígneas se clasifican en función de su composición mineral y la textura. rocas ígneas félsicas tienen menos de 20% silicatos ferromagnesianos (anfíboles y / o biotita) más cantidades variables de cuarzo y ambos feldespatos de potasio y de plagioclasa. rocas ígneas máficas tienen más de 50% silicatos ferromagnesianos (principalmente piroxeno), además de feldespato plagioclasa. La mayoría de las rocas ígneas intrusivas son faneríticas (cristales son visibles a simple vista). Si había dos etapas de enfriamiento (lento entonces rápida), la textura puede ser porfiríticas (grandes cristales en una matriz de cristales más pequeños). Si el agua estaba presente durante el enfriamiento, la textura puede ser pegmatíticos (cristales muy grandes).
3.5 Cuerpos ígnea intrusiva El magma se introduce en el country rock, empujando a un lado o de fusión a través de él. Cuerpos ígnea intrusiva tienden a ser irregulares (acciones y batolitos), tabulares (diques y sills), o en forma de tubo. Batolitos han expuesto las zonas de mayor de 100 km 2 , mientras que las acciones son más pequeños. Sills son paralelas a la estratificación existente en la roca país, mientras que los diques atraviesan capas. Un pluton que se introdujo en roca fría que es probable que tenga un margen de frío.

 

Preguntas de repaso

1. ¿Qué procesos deben llevarse a cabo para transformar las rocas en los sedimentos?

2. ¿Qué procesos tienen lugar normalmente en la transformación de los sedimentos de roca sedimentaria?

3. ¿Cuáles son los procesos que conducen a la formación de una roca metamórfica?

4. ¿Cuál es el significado del término reacción en el nombre de la serie de reacción de Bowen?

5. ¿Por qué es común para cristales de plagioclasa que se dividen en zonas de relativamente rica en calcio en el medio para más rica en sodio en el exterior?

6. ¿Qué debe suceder dentro de una cámara de magma para la cristalización fraccionada se lleve a cabo?

7. Explicar la diferencia entre texturas y afaníticas faneríticas.

8. Explicar la diferencia entre texturas y porfiríticas pegmatíticos.

9. Nombre los siguientes rocas:
(a) Una roca extrusivas con 40% plagioclasa rica en Ca y 60% piroxeno
(b) Una roca intrusiva con 65% plagioclasa, 25% anfíboles, y 10% piroxeno
(c) Una roca intrusiva con 25% de cuarzo, 20% ortoclasa, 50% de feldespato, y cantidades menores de biotita

10. Con respecto a tabular cuerpos intrusivos, ¿cuál es la diferencia entre un cuerpo concordantes y discordantes un cuerpo?

11. ¿Por qué un dique comúnmente tienen un margen de grano fino?

12. ¿Cuál es la diferencia entre un batolito y una acción?

13. Describe dos maneras en las que los batolitos se inmiscuyen en la roca existente.

14. ¿Por qué es composicional acodar una característica común de máfica plutones pero no de plutones félsico?

Las Rocas ¿Que son? y Tipos de rocas
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