Metamorfismo y rocas metamórficas

El metamorfismo es la transformación sin cambio de estado de la estructura o composición química o mineral de una roca cuando queda sometida a condiciones de presion o temperatura distintas a las que la originaron o cuando recibe una inyección de fluidos. 

El metamorfismo puede producirse en cualquier tipo de roca existente con anterioridad, cuando cambian las condiciones en las que la roca era estable. La presión aumenta cuando la roca cambia de profundidad, y la temperatura lo hace por proximidad a un magma. Ambos procesos suelen darse conjuntamente, aunque también pueden ocurrir por separado.

Lo más habitual es que las rocas no pierdan ni reciban sustancias químicas, de modo que la mayor parte de los cambios que se producen en el metamorfismo son mineralógicos: la roca en su conjunto está formada por los mismos elementos químicos, pero distribuidos de forma distinta, en minerales diferentes.

El metamorfismo se produce en condiciones intermedias entre la sedimentación y el magmatismo. A poca profundidad no se producen cambios en la estructura de la roca, pero sí la litificación de los sedimentos. El final de la litificación y el principio del metamorfismo se identifican por la aparición de ciertos minerales característicos, concretamente por la aparición de la antracita y la desaparición del petróleo (línea muerta). El límite superior del metamorfismo está marcado por la presencia de rocas mixtas, las migmatitas, algunos de cuyos componentes se han fundido, mientras que otros no lo han hecho.

Físico-química del metamorfismo

Un sistema fisicoquímico es un conjunto de elementos relacionados, que se diferencian entre sí por su composición química, estructura o estado de agregación. Se puede poner como ejemplo sencillo el agua que ocupa un espacio determinado, que puede encontrarse en estado sólido, líquido y gaseoso. Cada uno de los componentes del sistema, en este caso cada uno de los estados del agua, puede transformarse en los otros, y de hecho esas transformaciones ocurren continuamente. El sistema alcanza el equilibrio, en unas condiciones determinadas, cuando las concentraciones de sus componentes se estabilizan, aunque siguen transformándose los unos en los otros; lo que ocurre en esas condiciones de equilibrio es que cada elemento del sistema se transforma en otros al mismo ritmo que se crea a partir de ellos.

Si las condiciones en las que se encuentra el sistema (presión, temperatura) cambian, también cambia la proporción de sus elementos, hasta que se alcanza un nuevo estado de equilibrio, diferente del inicial.

Las rocas y los minerales son también sistemas fisicoquímicos, aunque algo más complejos que el ejemplo del agua. Las rocas están formadas por uno o varios minerales, caracterizados por su composición y por su estructura. En unas condiciones dadas de presión y temperatura la roca está formada por una proporción determinada de minerales (que se están transformando unos en otros, aunque a una velocidad extremadamente lenta), pero si esas condiciones cambian las proporciones de los minerales que la forman cambiarán hasta que se alcance un nuevo equilibrio, en el que la roca estará formada por una proporción diferente de minerales o por minerales distintos.

Lo más sencillo es considerar un único mineral, formado a su vez por una única sustancia química. Un ejemplo de este caso sería el carbono puro, que puede cristalizar en dos sistemas diferentes: en el hexagonal plano, dando lugar al grafito, y en el cúbico, dando lugar al diamante. Además, el carbono podría encontrarse en estado líquido o en estado gaseoso.

Un diagrama de fases representa los estados de equilibrio de este sistema en diferentes condiciones de presión y temperatura. La figura de la derecha representa, por ejemplo, las fases en las que se puede encontrar el carbono puro. En las condiciones representadas por el punto A (1000 K, aproximadamente 0,003 GPa), todo el carbono se encuentra en forma de grafito; si la presión aumenta, hasta alcanzar las condiciones representadas en el punto B (1000 K, 1 GPa), las rocas contendrán una mezcla de grafito y diamante, mientras que si llegan a alcanzar las condiciones del punto C (1000 K, 100 GPa) todo el carbono se encontrará en forma de diamante.

En unas determinadas condiciones de presión y temperatura se pueden formar ciertos tipos de minerales, pero no otros diferentes. El conjunto de rocas metamórficas que tienen la misma composición química global y la misma composición mineralógica se denomina facies metamórfica. Cada facies metamórfica es, por lo tanto, el sistema fisicoquímico posible en unas determinadas condiciones, de modo que cuando se observa un determinado tipo de rocas metamórficas se puede deducir el rango de presiones y temperaturas a las que se formaron. Recíprocamente, en unas determinadas condiciones de presión y temperaturas solo se pueden formar un cierto tipo de rocas metamórficas, correspondientes a una determinada facies.

Por ejemplo, observando la figura anterior, se puede apreciar que si encontramos en el campo zeolitas, podremos deducir que se formaron en unas condiciones de metamorfismo de baja intensidad (menos de 300º C, menos de 0,4 GPa), mientras que las eclogitas, por ejemplo, deben haberse formado a mayor temperatura y, sobre todo, a mucha mayor presión.  También se puede observar que un metamorfismo térmico (de muy alta temperatura, pero de baja presión) dará lugar a la formación de sanidinita, pero no de granulita, que necesita una presión más alta para formarse.

La caracterización de las facies metamórficas se hace mediante la identificación de ciertos minerales índices, que solo se forman en unas condiciones de presión y temperatura muy concretas.

Factores que intervienen en el metamorfismo

Como se ha visto hasta ahora, la presión y la temperatura son los factores que más influyen en el desarrollo de los procesos metamórficos, aunque también se ven afectados por la presencia de fluidos.

La presión aumenta con la profundidad a un ritmo aproximado de 0,3 Kg/cm² por kilómetro en la corteza continental, aunque ese gradiente varía de unas zonas a otras: es máximo en los bordes destructivos y más bajo en los constructivos. Su magnitud depende de varios componentes: la presión de confinamiento, que incluye el peso de la columna de rocas en un punto determinado (presión litostática) y la fuerza ejercida por los fluidos contenidos en las rocas (presión de fluidos), además de la presión tectónica, que es ejercida en dirección horizontal y que se debe al plegamiento.

La temperatura aumenta también con la profundidad, aunque solo lo hace regularmente en los primeros kilómetros de la litosfera. El gradiente geotérmico medio es de 30º C/km, pero es muy variable: oscila entre los 6º C/km en las fosas oceánicas hasta los 90º C/km en las dorsales. También se puede producir un aumento de la temperatura como consecuencia del rozamiento, en las zonas de falla, o debido a la proximidad de un magma.

Los fluidos proporcionan agua e iones disueltos que hacen posibles las reacciones químicas. La presencia de fluidos por sí sola no es suficiente para que tenga lugar el metamorfismo, pero sí que lo facilita.

Efectos del metamorfismo sobre las rocas

Los cambios de presión y de temperatura alteran la estructura y la composición de los minerales que constituyen las rocas de varios modos distintos:

• Deshidratación: el aumento de la presión y de la temperatura provocan la pérdida de agua presente en la roca. En una primera fase se pierde el agua se pierde el agua de los poros, y más adelante, si el proceso continúa, se elimina el agua que forma parte de los cristales del mineral.


• Recristalización: el aumento de la temperatura permite el movimiento de las partículas que forman los minerales y hace posible la formación de nuevos cristales. También se produce recristalización como consecuencia de reacciones químicas que transforman unos minerales en otros.


• Reorientación:la presión dirigida que se ejerce durante el metamorfismo provoca que los cristales se orienten perpendicularmente a la dirección de la fuerza que soportan.

Tipos de metamorfismo

Pueden distinguirse dos grandes tipos de metamorfismo: el que se produce sin relación con los bordes de placa y el que ocurre en los bordes de placa.

El metamorfismo de impacto tiene lugar exclusivamente en las zonas donde se ha producido el impacto de un meteorito. En esos lugares la temperatura alcanza valores muy altos durante unos breves instantes. El resultado es la formación de minerales vítreos y brechas que se producen al pulverizarse las rocas.

El metamorfismo de enterramiento se da en algunas cuencas sedimentarias, por hundimiento progresivo de los sedimentos depositados en ellas (subsidencia). En esos ambientes llegan a alcanzarse valores de presión de unos 3 Kg/cm², y temperaturas de unos 300º C, lo que representa un grado muy bajo de metamorfismo que da lugar a zeolitas, rocas que aún conservan bien las estructuras sedimentarias.

El dinamometamorfismo se produce en zonas de falla, debido a la presión ejercida por los bloques de roca que se desplazan. El rozamiento produce calor que puede, incluso, llegar a fundir las rocas. El resultado es la formación de rocas fragmentadas que ocupan una anchura variable en el plano de falla, y que recibe el nombre de brecha de falla. Si sus fragmentos son de tamaño microscópico la roca recibe el nombre de milonita.

El metamorfismo térmico se produce en la zona alta de los orógenos y en las proximidades de los puntos calientes, alrededor de las masas de magma que alcanzan la corteza. El calor del magma da lugar a una aureola metamórfica, con zonas identificables por la presencia de minerales índice. Los indicadores de estas zonas, de mayor a menor intensidad son la sillimanita, la andalucita, la biotita y la clorita.

El efecto que el termometamorfismo produce sobre las rocas es, fundamentalmente, la recristalización.

El metasomatismo se denomina también metamorfismo hidrotermal. Se debe al contacto de las rocas con fluidos a alta temperatura, que les aportan nuevos minerales. Como consecuencia, las rocas originarias sufren cambios de composición que pueden ser considerables y que pueden dar lugar a yacimientos minerales de interés. El metasomatismo puede darse en cualquier lugar en el que exista una actividad magmática importante.

En los bordes de placa se dan dos tipos diferentes de procesos metamórficos: el metamorfismo de fondo oceánico y el metamorfismo regional.

El metamorfismo de fondo oceánico tiene lugar en el entorno de las dorsales oceánicas. Se debe a la circulación del agua del mar en las grietas de la corteza recién formada y aún caliente. Es el tipo de metamorfismo más extendido geográficamente.

El metamorfismo regional, denominado también metamorfismo dinamotérmico o termodinamometa-morfismo, se produce siempre en relación con las zonas de subducción o de obducción. Es el tipo de metamorfismo más distribuido, ya que se produce incluso en los continentes, y da lugar a las rocas metamórficas más conocidas, identificables no solo por los minerales que los forman, sino también por una estructura característica, la hojosidad, que se debe a la elevada presión.

La anatexia es el proceso de fusión parcial de rocas preexistentes bajo condiciones de presión y temperatura elevadas, que corresponden más al metamorfismo regional que al de contacto. La fusión parcial de las rocas da lugar a la formación de migmatitas. En estas rocas aparece una parte oscura (melanosoma) que contiene minerales máficos como anfíboles y biotita, y una parte clara (leucosoma), procedente de la fusión de minerales félsicos. Los minerales de tonos intermedios corresponden a los restos inalterados de la roca original.

Intensidad del metamorfismo

La intensidad del metamorfismo sufrido por una roca depende de la magnitud de la presión y la temperatura a las que ha estado sometida. Las rocas que se han formado en condiciones semejantes forman parte de la misma facies metamórfica.

El metamorfismo de mayor intensidad es el metamorfismo regional. Todas las rocas que se forman en esas condiciones poseen una textura característica, la esquistosidad, que consiste en que se rompen a lo largo de superficies aproximadamente paralelas.

El metamorfismo regional puede tener dos modalidades: de alta presión, localizado en el plano de Benioff, y de alta temperatura, que ocurre a poca profundidad.

Las rocas metamórficas

Los procesos de transformación mineral que se producen en las rocas metamórficas se denominan blastesis. En general, la blastesis provoca la desaparición de la textura original de la roca y la aparición de una textura específica, característica del metamorfismo, que recibe el nombre de textura cristalográfica. Las rocas metamórficas pueden presentar cuatro tipos diferentes de texturas cristalográficas, o diferentes combinaciones de esas texturas.

• La textura granoblástica consiste en que la roca está formada por minerales cuyos cristales son de tamaño parecido en todas las direcciones, con tendencia a adquirir forma hexagonal.




• La textura lepidoblástica se caracteriza por minerales con cristales alargados, orientados paralelamente entre sí.




• La textura nematoblástica consiste en que los minerales tienen forma de aguja y adoptan una disposición orientada, situándose en paralelo.




• La textura porfidoblástica consta de una matriz formada por minerales de pequeño tamaño entre los que aparecen otros de tamaño mucho mayor, los pórfidos.

Los esfuerzos tectónicos que sufren las rocas durante el metamorfismo provocan también la aparición de  estructuras planares, definidas por la orientación de sus minerales, que reciben el nombre de microestructuras. La esquistosidad es la característica de determinadas rocas de dividirse en hojas o "lajas" en la dirección perpendicular a la del esfuerzo que soportan. Su aparición no supone, necesariamente, que se haya producido metamorfismo, pero sí que la roca ha estado sometida a un esfuerzo dirigido.

La foliación se da cuando las capas de la roca tienen composición diferente, y son más irregulares que en el caso de la esquistosidad. Las rocas que la presentan han sufrido metamorfismo, que ha provocado la recristalización de sus minerales.

La lineación es otra microestructura característica de las rocas metamórficas. Se caracteriza por la presencia de estructuras lineales, debidas a que la roca está formada por minerales en forma de aguja o a la intersección de planos de cristalización.

Los micropliegues son deformaciones de pequeña amplitud que se producen en rocas con esquistosidad que tienen minerales diferentes.

La esquistosidad es una de las características más distintitvas de las rocas sedimentarias, por lo que se utiliza para clasificarlas.

Composición de las rocas metamórficas

Desde el punto de vista de la composición, se distinguen cuatro grupos de rocas en los que se incluyen todas las rocas metamórficas:

• La serie ultramáfica procede de rocas como peridotitas y piroxenitas, formadas fundamentalmente por olivino y piroxenos. Las rocas metamórficas a las que dan lugar son las serpentinas.
• La serie máfica se forma a partir de rocas como andesita o basalto e incluye anfibolitas, esquistos verdes, esquistos con glaucofana y, en condiciones extremas, eclogitas.
• Las rocas de la serie pelítico grauváquica se forman a partir de rocas sedimentarias compuestas por cuarzo, feldespatos y silicatos laminares. Constituyen una serie muy bien definida, en la que se aprecia perfectamente la intensidad del metamorfismo que ha tenido lugar. La serie empieza con las arcillas, que realmente pueden considerarse un sedimento, y a medida que va aumentando la presión que soportan, se forman lutitas, pizarras, esquistos y finalmente gneises. Condiciones más rigurosas ya superan el ámbito metamórfico, y dan lugar a granitos de anatexia.
• Las rocas de la serie calcosilicatada se forman a partir de rocas carbonatadas como calizas y dolomías, que dan lugar a mármoles.

Principales rocas metamórficas 

Las pizarras son rocas de la serie pelítico-grauváquica de grano fino y esquistosidad muy bien definida debida a la disposición paralela de minerales laminares como clorita o moscovita. Se producen como resultado de un metamorfismo regional de grado bajo de arcillas, y pueden contener hidrocarburos, lo que hace que en algunos casos se haya intentado aprovechar esos recursos mediante una técnica conocida como "fracking". El fracking consiste en inyectar en la roca agua y ciertos productos químicos a presión, lo que hace salir el gas  y el petróleo que pueda haber en ella. Se trata de una técnica muy discutida desde el punto de vista ambiental, porque no se conocen bien los efectos negativos que puede provocar, como contaminación o inestabilización del terreno, a pesar de lo cual hay un considerable número de proyectos en marcha.

Los esquistos también son rocas de la serie pelítico-grauváquica, formadas por un metamorfismo de mayor intensidad que el responsable de la formación de las pizarras. Son rocas de grano medio a grueso, formadas por minerales apreciables a simple vista. No conservan texturas sedimentarias, y en ellos la materia orgánica se ha transformado en grafito. Se rompen en capas con relativa facilidad debido a que los minerales planares que los forman, fundamentalmente micas, están dispuestos paralelamente entre sí.

El gneis es la roca de la serie pelítico-grauváquica que corresponde a una mayor intensidad de metamorfismo: se forman en condiciones de metamorfismo regional intenso, que transforma la moscovita en ortosa. Son rocas de grano medio a grueso, formadas por cuarzo, ortosa y biotita, que pueden perder la esquistosidad, pero conservan una estructura orientada bien definida por la disposición de los cristales negros de biotita. Se distingue entre ortogneis, que procede de rocas magmáticas, y el paragneis, que se ha formado a partir de rocas sedimentarias.

La anfibolita está formada fundamentalmente por hornblenda y plagioclasa, y presenta una foliación menos marcada que los esquistos. Las eclogitas son rocas parecidas en composición a basaltos y gabros, formadas por metamorfismo de alto grado en ausencia de agua. Sus principales minerales son el granate y los piroxenos.

La cuarcita es el resultado del metamorfismo regional o de contacto de areniscas ricas en cuarzo. No presenta foliación, y se posee cristales de tamaño grande. El mármol, por su parte, posee las mismas características (cristales de grano grueso, sin foliación) porque se ha formado en las mismas condiciones, pero partiendo de rocas carbonatadas, como calizas o dolomías.

Las corneanas son rocas formadas como resultado de metamorfismo de contacto, por lo que tienen grano fino y no presentan foliación.

Metamorfismo y tectónica

Las condiciones que se dan en los bordes constructivos son baja presión, temperatura no muy elevada y presencia de fluidos ricos en minerales. En estas condiciones el metamorfismo que se produce es el de fondo oceánico. El proceso más importante que tiene lugar en él es la sustitución de los minerales máficos por otros estables a menor temperatura.

En los bordes destructivos se producen fenómenos metamórficos muy complejos, destacando la existencia de dos "cinturones" de metamorfismo de diferentes condiciones. El cinturón más externo se caracteriza por alta presión y temperatura relativamente baja, y se localiza en la zona de contacto entre las placas. El segundo es una zona de metamorfismo de contacto, de alta temperatura y baja presión, producido por el ascenso del magma que se ha producido debido a la subducción.

En estas zonas también se produce metamorfismo de enterramiento asociado a los depósitos sedimentarios de las fosas oceánicas.

Las zonas de intraplaca y los bordes pasivos también son ambientes metamórficos. En ellas se producen, por una parte, metamorfismo de enterramiento, que tiene lugar en las zonas más bajas de la corteza continental por efecto del peso de los sedimentos y por otra metamorfismo de contacto, resultado de la intrusión de masas de magma. En los bordes pasivos, además, se encuentran fallas transformantes en las que se produce dinamometamorfismo.

Yacimientos metamórficos

El metamorfismo provoca la transformación de los yacimientos minerales ya existentes, pudiendo formar algunos minerales nuevos de interés económico. Entre ellos se encuentran los siguientes ejemplos:

• Grafito: se forma a partir de materia orgánica, y se utiliza en diferentes aplicaciones industriales, como la producción de fibra de carbono.
• Talco: es el resultado del metamorfismo de minerales magnésicos. Se usa como relleno en el papel, en lacas y pinturas, en cosmética, industria cerámica y fabricación de gomas y plásticos.
• El esmeril es una mezcla de corindón y magnetita formada por metabolismo de contacto que se usa como abrasivo para pulir metales.
• El asbesto está formado por fibras minerales asociadas a anfibolitas o serpentinas. Se utilizó como aislante, formando el amianto, pero dejó de utilizarse para este propósito al descubrirse su carácter cancerígeno.
• El granate es un mineral semiprecioso que se utiliza en joyería. Se encuentra asociado a rocas de la serie pelítica: esquistos, micacitas y gneises.
• Los silicatos de aluminio como la andalucita, la sillimanita o la distena se usan en cerámica y como materiales refractarios de alto grado.
  

Magmatismo (II): procesos magmáticos

Existen dos tipos fundamentales de procesos que dan lugar a rocas magmáticas: el plutonismo y el vulcanismo. La diferencia entre ambos está determinada por la velocidad a la que se produce el enfriamiento del magma, lo que tiene influencia en la textura de las rocas que se forman en cada uno de ellos.

El plutonismo es el enfriamiento lento de una masa fundida, que tiene lugar en el interior de la corteza, y que da lugar a una masa de rocas magmáticas "introducida" en una masa de rocas "encajantes" también denominadas "caja". El hecho de que los magmas se introduzcan en otras rocas preexistentes explica que también sean denominadas, en ocasiones, rocas intrusivas.

Lo más normal es que el magma penetre en las rocas encajantes por su parte inferior, mediante inyección, disolución de la roca encajante o hundimiento de la misma.  Otra posibilidad diferente es que la roca encajante sufra granitización o metasomatismo, que es la transformación de una roca preexistente en granito por aumento "in situ" de la presión y/o de la temperatura. Técnicamente, el metasomatismo se considera una etapa del metamorfismo; en la actualidad se considera que este proceso es el responsable de la formación de la mayor parte de los granitos.

Los plutones pueden clasificarse en dos grandes grupos, según la relación que guarden con los estratos encajantes que tienen a su alrededor. Los plutones concordantes son aquellos en los que las masas de magma se disponen paralelamente a las rocas encajantes. Algunos de los tipos más representativos de este grupo son los filones capa o sill, masas tubulares paralelas a los estratos, los lacolitos, que tienen forma de lenteja y el techo abombado y los lopolitos, también lenticulares pero de gran extensión y el suelo convexo.

Los plutones discordantes son masas de magma que atraviesan estratos de rocas preexistentes. Los diques son masas tubulares que se extienden en dirección secante a los estratos. En ocasiones pueden encontrarse agrupados, formando enjambres. Los batolitos son masas de grandes dimensiones, pudiendo alcanzar incluso miles de kilómetros cuadrados, lo que hace que su composición pueda ser variable de unas zonas a otras. Un stock es una masa más pequeña que un batolito. Los filones y los diques tienen interés económico, porque son la forma en que suelen encontrarse los minerales de interés en algunas minas.

El vulcanismo

Un volcán es una estructura geológica a través de la cual el magma llega hasta la superficie de la Tierra durante un proceso denominado erupción. La actividad de un volcán es variable a lo largo con el tiempo; normalmente alternan periodos de reposo con épocas de actividad, pero incluso cuando se produce, una vez que se inicia la erupción ésta puede ser continua o discontinua, o interrumpirse durante algún tiempo. El ascenso del magma se produce porque se establece una diferencia de presión o de densidad entre la masa fundida y las rocas encajantes. La forma en que tiene lugar la erupción depende de la viscosidad del magma y esta, a su vez, es consecuencia de su composición, del volumen de gases que contiene, de la temperatura a la que se encuentra y del volumen de agua.

Puesto que el magma es una masa heterogénea, en la que están presentes tanto gases y líquidos como materiales sólidos, los productos que arrojan los volcanes se encuentran también en los tres estados de la materia.

Los gases emitidos por los volcanes son los principales responsables de la explosividad de las erupciones volcánicas, porque son la fracción del magma que posee una mayor cantidad de energía. Suelen ser los primeros productos volcánicos en alcanzar la superficie, aunque en muchas ocasiones siguen emitiéndose durante toda la erupción. Su composición depende de la temperatura a la que son emitidos.

Algunos elementos volcánicos, como las fumarolas, emiten solamente gases. Se trata de pequeños orificios que pueden continuar activos después de que finalice la erupción principal. En los volcanes submarinos, los humeros negros emiten vapores cargados de minerales. Se supone que estas emanaciones han tenido un papel importante en la evolución de los primeros organismos, proporcionando energía y nutrientes.

Las lavas son magmas parcialmente desgasificados que fluyen a lo largo de las laderas del volcán. Su comportamiento depende de características como su composición, su temperatura y el volumen de gases que contiene, siendo especialmente importante la viscosidad, que puede definirse como la resistencia del material a fluir. Aumenta con la concentración de SiO₂ en el magma y disminuye con la temperatura. Los magmas ácidos producen lavas viscosas y explosivas, debido a su riqueza en gases, mientras que los magmas básicos dan lugar a lavas fluidas y poco explosivas.

Una colada de lava es el manto de lava emitido durante una erupción volcánica. Su aspecto depende de las características del magma que la ha formado.

Las lavas cordadas o pahoehoe son lavas fluidas, de solidificación lenta. Cuando emanan del volcán se enfían empezando por la capa en contacto con el exterior, por lo que se forma una costra superficial fina por debajo de la cual sigue fluyendo la lava. Esto provoca que la superficie tome un aspecto característico de cuerdas alineadas, de donde reciben su nombre. Las lavas Aa, por su parte, son viscosas, de solidificación rápida. Por ese motivo dan lugar a costras rígidas de gran espesor. Son coladas de poco recorrido, con superficies muy irregulares que reciben el nombre de malpaís. Las lavas almohadilladas, por su parte, se forma cuando la lava entra en contacto con el agua. El centro de la almohadilla se enfría más lentamente, por lo que es más cristalino que el resto. En ocasiones se forman prismas de forma hexagonal (disyunción columnar de los basaltos) que dan lugar a paisajes conocidos como "calzadas de los gigantes".

Los materiales sólidos expulsados durante la erupción de un volcán reciben el nombre de piroclastos o tefra. Estos materiales se clasifican según su tamaño en cenizas, si tienen un diámetro menor de 3 mm, lapilli, si su tamaño está comprendido entre los 3 mm y los 30 mm, y bombas volcánicas, si son mayores de 30 mm. En ocasiones estos materiales pueden compactarse y formar una roca consistente llamada toba volcánica. Las ignimbritas son mezclas de gases y sólidos incandescentes que se desplazan a gran velocidad causando graves daños. Se originan a partir de magmas ácidos.

Además de los productos volcánicos mayoritarios el vulcanismo incluye un conjunto de manifestaciones secundarias, como las erupciones freáticas, en las que el magma provoca la evaporación de aguas subterráneas generando vapor que provoca explosiones. Como resultado de las mismas se generan cráteres anchos y bajos, que suelen ser ocupados por lagos conocidos como maares. Los lahares son movimientos de barro que tienen lugar a lo largo de las laderas del volcán. Están provocadas por la presencia de grandes cantidades de agua, por ejemplo acumulada sobre la ladera en forma de nieve, que se mezcla con los depósitos que forman la propia ladera. Los lahares pueden estar producidos por el deshielo de la nieve o por tormentas inducidas por la presencia de cenizas volcánicas. Las fuentes termales son emanaciones de agua a temperatura elevada y con gran cantidad de minerales disueltos. En ocasiones aparecen también en zonas donde el gradiente térmico es elevado, sin relación con fenómenos volcánicos. Los géiseres son surtidores intermitentes y periódicos de agua y vapor que se forman en una grieta o cavidad profunda que se rellena periódicamente de agua. El contacto con un magma hace que el agua entre en ebullición, provocando la erupción a intervalos periódicos.

Tipos de erupciones volcánicas

Fundamentalmente pueden distinguirse dos grandes tipos de erupciones volcánicas: en la erupciones fisurales el magma sale al exterior a través de grietas de la corteza, de forma alargada. El magma que emiten es de naturaleza básica, con pocos gases. Las rocas producidas en estos volcanes se depositan formando capas horizontales de gran extensión. Por el contrario, en las erupciones centrales el magma sale al exterior a través de focos localizados. Su contenido en gases y, por tanto, su explosividad, son muy variables, lo que da lugar a la existencia de diferentes tipos de volcanes.

Las erupciones volcánicas se clasifican utilizando el índice de explosividad volcánica, que mide la magnitud de una erupción combinando varios factores: la altura de la columna eruptiva, el volumen de los materiales arrojados y la periodicidad de la actividad. Se usa para clasificar erupciones, y no volcanes, porque a lo largo de la vida de un volcán las características de sus erupciones pueden variar. El índice de explosividad volcánico (i.e.v.) es especialmente interesante porque permite evaluar el riesgo que cada proceso eruptivo puede comportar.

Las erupciones de tipo hawaiiano se caracterizan porque el magma presenta baja viscosidad y carece de piroclastos. Los gases se liberan lentamente y en el cráter se forma un lago de lava. Cuando esta fluye por las laderas forma coladas de gran extensión.

En las erupciones estrombolianas se emite también lava poco viscosa, pero más que la producida en las erupciones hawaiianas. En estos volcanes se producen erupciones rítmicas, pero no continuas, y se arroja una cierta cantidad de piroclastos que se intercalan entre las coladas de lava formando capas alternativas de lava y ceniza.

Las erupciones vulcanianas son moderadamente explosivas, produciendo fragmentos de lava solidificados o muy viscosos y una elevada proporción de cenizas y bombas volcánicas. Suelen estar relacionadas con magmas andesíticos y dacíticos.

En las erupciones peleanas la lava es extremadamente viscosa y se consolida con gran rapidez, llegando a tapar por completo el cráter. La salida de los gases a presión arranca el tapón, provocando la formación de una aguja rocosa vertical o la destrucción de la ladera del volcan.

Las erupciones plinianas son grandes eventos explosivos que forman columnas de cenizas y piroclastos que se extienden hasta la estratosfera, por lo que pueden tener efectos sobre el clima a escala global. Las lavas son ácidas, de tipo riolítico, y dan lugar a una gran emisión de pumitas, piroclastos de color claro, gases tóxicos y aerosoles. Los productos gaseosos, o que se mantienen en suspensión en la atmósfera, forman nubes ardientes en forma de hongo que pueden ocasionar lluvias de cenizas tóxicas. Una explosión de este tipo sepultó Pompeya y Herculano, causando la muerte del historiador romano Plinio el Viejo. Dicho acontecimiento fue registrado y descrito por su sobrino, Plinio el Joven.

Las erupciones ultraplinianas tienen atribuido un índice de explosividad volcánica de 7. La columna de gases y el volumen de material inyectado en la estratosfera es incluso mayor que en las erupciones plinianas. La explosión del volcán, debida a la viscosidad de la lava y a la acumulación de gases suele provocar la formación de calderas. Por último, las erupciones krakatoanas son las que presentan mayor índice de explosividad, el valor máximo de 8. Se caracterizan porque la lava es muy viscosa y es emitida a una temperatura bastante baja, por lo que va cerrando la abertura del cráter al enfriarse. Como resultado se van acumulando gases que originan una gran explosión, con la voladura de una parte del cráter. En muchas ocasiones se forma un pitón volcánico.

Edificios y estructuras volcánicas

Las erupciones volcánicas, al emitir materiales a la superficie de la Tierra, actúan como elementos constructores de relieve. Las formas de relieve de mayor tamaño que se producen como resultados de las erupciones volcánicas reciben el nombre de edificios volcánicos.

Los edificios volcánicos mejor conocidos son los estratovolcanes. Son montañas de aspecto aproximadamente cónico formados por capas alternantes de lavas y cenizas, de donde reciben su nombre, que pueden alcanzar varios miles de metros de altura.  Su configuración es el resultado tanto de los procesos de depósito de materiales como de la erosión.

Los escudos volcánicos son estructuras convexas aplanadas y anchas, que van creciendo por acumulación de lavas muy fluidas. Pueden llegar a alcanzar enormes dimensiones, como ocurre en el caso de los volcanes hawaianos, que se elevan unos 9.000 metros desde el fondo del océano.

Los conos de piroclastos son acumulaciones de escoria y ceniza, con poca cantidad de lava. No alcanzan grandes alturas, y pueden aparecer en el entorno de otros volcanes mayores. Los materiales que emiten suelen salir a través de las grietas, porque  las paredes del cono son muy débiles.

Los domos volcánicos son montículos de forma aproximadamente cónica, formados por lava muy viscosa, que pueden crecer en el interior de otros edificios volcánicos. Pueden ir aumentando de tamaño lenta y progresivamente, o sufrir erupciones explosivas. Si colapsan cuando aún contienen roca fundida en su interior pueden dar lugar a flujos piroclásticos.

Las calderas volcánicas son grandes depresiones formadas como resultado de la destrucción de un edificio volcánico. Pueden alcanzar grandes dimensiones y contener varios conos más pequeños en su interior. Su formación puede deberse a diferentes procesos: hundimiento, erosión, explosión o derramamiento de lava.

Además de los volcanes propiamente dichos existen también otras formas de relieve producidas por este tipo de fenómenos:

• Las mesetas basálticas son grandes capas horizontales de este tipo de rocas formadas a partir de erupciones fisurales. El ejemplo más destacado de este tipo de relieve es el propio fondo oceánico. 
• Los pitones volcánicos son salientes de lava solidificada situados sobre un cráter o domo volcánico.
• Las chimeneas exhumadas son antiguas chimeneas en cuyo interior se solidificó la lava. Posteriormente, el edificio volcánico se erosionó por completo, quedando solo al descubierto el relleno de lava del antiguo conducto.
• Los maares son lagos que ocupan cráteres volcánicos, y que han sido formados por erupciones freáticas.

Magmatismo y tectónica de placas 

La distribución de los fenómenos magmáticos está íntimamente relacionada con los procesos tectónicos: por una parte, todos los volcanes activos en la actualidad se encuentran localizados en dos tipos de áreas, bien en las zonas de expansión (dorsales oceánicas y rifts continentales), bien en las zonas de subducción. Las excepciones, por último, se localizan en los puntos calientes. Por otra parte, toda la producción de magma que tiene lugar en nuestro planeta sucede en las zonas tectónicamente activas. La mayor cantidad de magma se produce en las dorsales oceánicas, por encima de las zonas de subducción.

Los tipos de magmas y los fenómenos magmáticos son, además, diferentes en función de los procesos tectónicos que los producen.

En los bordes constructivos se forman magmas toleíticos, debidos a la fusión parcial de peridotitas. Sin embargo, existen diferencias entre los magmas que se forman en las dorsales oceánicas y los que se generan en las zonas de rift continental, relacionadas con el grado de fusión de las rocas originarias: en las dorsales la fusión afecta hasta al 30% de las peridotitas, lo que da lugar a la producción de magmas básicos a partir de los cuales se forman gabros y basaltos, mientras que en los rifts continentales la fusión solo llega a afectar a un porcetaje menor de las rocas, entre un 5% y un 15%, lo que provoca la formación de basaltos alcalinos.

En estas zonas la emisión de magmas se produce a través de fisuras que cambian de situación de modo bastante aleatorio. También se forman fluidos ricos en minerales, que dan lugar a yacimientos de interés económico. El vulcanismo es poco explosivo y espaciado en el tiempo.

El magmatismo que se produce en los bordes destructivos es mucho más complejo. En estas zonas se aprecia un gradiente de composición magmática, dependiente de la profundidad a la que se produce la fusión. Los más profundos son los magmas potásicos, mientras que los calcoalcalinos se forman a una profundidad intermedia y dan lugar a los arcos insulares. La presencia de este tipo de magmas determina la llamada "línea de la andesita", que corresponde al límite de la subducción. Este proceso geológico se descubrió antes del establecimiento de la tectónica de placas. Los magmas más superficiales son de naturaleza toleítica, pero se trata de materiales que aparecen tardíamente, y que no siempre están presentes.

En estas regiones el ascenso del magma es un proceso lento, que se extiende a lo largo de decenas de miles de años, lo que permite una compleja diferenciación magmática. El resultado es la formación de una gran variedad de rocas, desde las más básicas a las más ácidas.

En las zonas de intraplaca, la actividad magmática se produce especialmente en las cuencas oceánicas, dando lugar a formas de relieve como mesetas oceánicas, dorsales asísmicas, montes submarinos, guyots o islas oceánicas. En las zonas continentales los puntos calientes pueden dar lugar a procesos volcánicos de tipo caldera y, si no tienen la suficiente intensidad, a la formación de rocas graníticas en plutones. Tanto los fenómenos oceánicos como los continentales pueden explicarse como resultado de un punto caliente o de una gran fractura litosférica.

Yacimientos magmáticos

Los procesos magmáticos pueden dar lugar a yacimientos de considerable interés económico. Existen diferentes tipos de yacimientos minerales, dependiendo de la fase de diferenciación magmática en la que se hayan originado:

• Los yacimientos de segregación se forman durante la fase ortomagmática por separación de minerales de la fase fluida en el interior de la cámara magmática. Incluyen yacimientos de hierro, cromo, titanio, níquel o platinoides.
• Los yacimientos pneumatolíticos se forman mediante impregnación de la roca encajante por fluidos a presión que escapan del magma. Pueden contener minerales de niobio, tántalo, berilio o diamantes.
• Los yacimientos hidrotermales se producen por sublimación en el interior de cavidades o grietas. En ellos es posible encontrar minerales de cobre, plomo y cinc, plata, mercurio, estaño y wolframio o molibdeno.

Magmatismo y rocas magmáticas I

Un magma es una mezcla compleja de material rocoso total o parcialmente fundido. Además de la fase líquida, que es la característica, contienen gases y minerales sólidos dispersos. Los minerales más abundantes en su composición son los silicatos.

Al tratarse de mezclas, y no de sustancias puras, los magmas no tienen puntos de fusión concretos, sino que sus diferentes componentes se funden o solidifican a lo largo de un intervalo de temperaturas. La temperatura inferior de este intervalo, a partir de la cual empiezan a fundirse los primeros minerales, se denomina punto de solidus, mientras que la temperatura por encima de la cual todos los minerales están fundidos es el punto de liquidus. Entre ambos valores el magma se encuentra en un estado de "fusión parcial", con una parte fundida menos densa que las rocas sólidas que también forman parte de él y una parte gaseosa que ejerce presión sobre las rocas que lo rodean y que tiende a escapar a través de posibles grietas y hendiduras.

Los factores físicos que condicionan la fusión de un magma son la presión y la temperatura. El aumento de presión dificulta la fusión, mientras que el aumento de temperatura la facilita. Tanto una como la otra aumentan con la profundidad; la presión se debe, fundamentalmente, al peso de los materiales del magma tienen sobre ellos, y se incrementa a un ritmo aproximado de 0,3 atmósferas por cada kilómetro, mientras que la temperatura se incrementa de acuerdo al gradiente geotérmico, es decir, unos tres grados centígrados por kilómetro. Esto hace que en las zonas profundas de la corteza la temperatura tome valores entre los 500ºC y los 700ºC, mientras que a unos cien kilómetros de profundidad puede llegar hasta los 1500ºC.

Teniendo en cuenta esos valores y su variación con la profundidad, se llega a la conclusión de que las condiciones de la corteza profunda o del manto no son adecuadas para la formación de magmas. El factor que hace posible la fusión de las masas rocosas es la presencia de agua, aunque sea en pequeña cantidad, que rebaja en gran medida el punto de fusión de los silicatos. A pesar de este factor facilitador, los magmas son un fenómeno bastante extraño en condiciones normales.

Los magmas son un estado esencialmente inestable de las rocas. Desde el mismo momento en que se forman empiezan a enfriarse, dando lugar a la formación de nuevos minerales, lo que va alterando su composición. El cambio en la composición de un magma debido a procesos de enfriamiento, mezcla, combinación, etc., recibe el nombre de diferenciación magmática.

Uno de los factores más importantes de la diferenciación,  y que más influye en el resultado final, es la velocidad con la que se produce el enfriamiento. Si ocurre lentamente, los componentes del magma se solidifican dando lugar a cristales de tamaño considerable; los primeros en formarse son los de los minerales de mayor punto de fusión, y como se encuentran inmersos en una masa líquida pueden crecer sin ningún tipo de restricción. Por el contrario, si el enfriamiento ocurre rápidamente los minerales no llegan a cristalizar, sino que solidifican en estado vítreo. Los componentes gaseosos escapan de la mezcla sin llegar a enfriarse y no participan en la cristalización. Entre las rocas vítreas y con vesículas resultado de la desgasificación y las que están formadas por cristales bien formados y de gran tamaño cabe toda una gama de situaciones intermedias, que dependen del ritmo de enfriamiento y de los posibles cambios que experimente.

La estabilidad de los minerales cambia cuando las condiciones ambientales que soportan son diferentes de las condiciones que se daban en el momento en el que se formaron. Las dos condiciones más significativas son la presión y la temperatura, de modo que cuando se alteran una de las dos, o las dos, los minerales que se habían formado en un ambiente físico diferente pueden sufrir cambios en su composición y/o en su estructura. El cambio sufrido por un mineral al dejar de ser estable y que da lugar a la formación de minerales nuevos por disolución o por cambio de composición se denomina reacción. A lo largo de los procesos de diferenciación magmática se produce un conjunto de cambios que, considerados globalmente, reciben el nombre de series de reacción.

En algunos casos las reacciones dentro del magma se producen sin que el mineral se destruya. La red cristalina permanece, pero algunos de los iones que se habían incluido en ella son sustituidos por otros. Un ejemplo de esto es lo que ocurre entre los feldespatos y las plagioclasas: los iones de calcio que se depositan inicialmente son reemplazados progresivamente en los cristales por átomos de sodio, debido a lo cual las rocas pueden tener una proporción variable de calcio y de sodio dependiendo de la temperatura a la que se formaron. Este proceso constituye una serie de reacción continua. El caso contrario se produce cuando un mineral, formado en unas condiciones de presión y temperatura determinadas, deja de ser estable cuando cambian esas condiciones y reacciona con el magma fundido. El mineral original desaparece, y es sustituido por otro diferente, estable en las nuevas condiciones. El ejemplo más típico de esta clase de procesos, denominada serie de reacción discontinua, es la formación del olivino; cuando el magma se enfría, el olivino se descompone, y en su lugar se forman piroxenos. Más adelante, si el magma sigue enfriándose, los piroxenos también dejan de ser estables y son reemplazados por anfíboles.

El geólogo norteamericano N. L. Bowen estudió los procesos de enfriamiento del magma y determinó el orden teórico de formación de los minerales de un magma de composición media, conforme disminuye su temperatura. Propuso que dichos minerales se forman mediante dos conjuntos de reacciones: una serie de reacción discontinua y otra continua, procesos que a bajas temperaturas, a medida que quedan pocos minerales fundidos, convergen en una serie única. Ese conjunto de procesos se denomina, en su honor, series de Bowen.

El esquema de Bowen proporciona gran cantidad de información acerca de los minerales que se forman durante los procesos de diferenciación de un magma. Los primeros que solidifican son los de naturaleza más máfica, mientras que los minerales félsicos se forman a baja temperatura. También la estructura de los minerales guarda relación con la temperatura a la que se forman: a temperaturas altas, los silicatos comparten un número bajo de oxígenos entre los tetraedros que los forman (nesosilicatos), mientras que conforme aumenta la temperatura se incrementa el número de oxígenos compartidos, y se van formando progresivamente inosilicatos, filosilicatos y, finalmente, tectosilicatos.

Otra información que puede obtenerse del diagrama de Bowen es la composición mineralógica posible de las rocas magmáticas: para que una roca pueda existir sus componentes denben ser estables en condiciones ambientales parecidas. Por ejemplo, los gabros son rocas formadas por minerales que solidifican a temperaturas elevadas (y por tanto de carácter máfico). En su composición mineralógica intervienen el olivino, los piroxenos y las plagioclasas cálcicas. Los granitos, por el contrario, son rocas formadas por minerales que solidifican a temperaturas bajas. En su composición intervienen el cuarzo, la biotita, los feldespatos potásicos y la biotita.

En realidad, las series de Bowen solo describen la primera fase de la consolidación magmática, es decir, del proceso que conduce a la formación de rocas magmáticas a partir de un magma. Esta primera etapa, llamada fase ortomagmática, se extiende hasta que el magma se encuentra a unos 500º C. Durante ese periodo se forman la mayoría de los minerales magmáticos más importantes, pero aún quedan materiales en estado fundido, incluyendo una importante proporción de sustancias volátiles. Hasta los 400º C transcurre la fase denominada pegmatítico-pneumatolítica, durante la que se forman micas, feldespatos y cuarzo que dan lugar a un tipo de rocas características: las pegmatitas. Finalmente, entre los 400º C y los 100º C queda una solución muy rica en agua, mezclada con una proporción menor de vapores, que escapa a través de las grietas que rodean al magma. Se produce entonces la fase hidrotermal, durante la cual se forman minerales como la pirita, el cinabrio, el oro o la plata. A veces el líquido llega hasta la superficie formando géiseres o fumarolas.

Los procesos físico-químicos que ocurren durante la diferenciación y que dan lugar a la formación de los minerales magmáticos son los siguientes:

• Cristalización fraccionada: conforme el magma se va enfriando, puede ocurrir que algunos minerales cristalicen y se separen del mismo. Se forman entonces dos fases distintas, que darán lugar a minerales completamente diferentes: la fase sólida está formada por los cristales que se han separado del magma y la líquida por el magma residual, que contiene minerales disueltos pero en proporciones diferentes a las del magma original.
• Asimilación y contaminación magmática: El ascenso del magma hace que, a lo largo de su recorrido, se encuentre con rocas diferentes con las que puede reaccionar, incorporando una parte de sus elementos a su propia composición. Este cambio en la composición del magma se produce mediante tres procesos fundamentales: por fusión de la roca que rodea al magma, con lo que sus minerales se incorporan a él, por transformación de la roca encajante, pero sin llegar a fundirla y por inclusión de fragmentos de la roca encajante, que pueden reconocerse como elementos distintos dentro de la roca magmática resultante (xenolitos).

Tipos de magmas primarios

Teniendo en cuenta su composición original, existen tres tipos de magmas que dan lugar a diferentes tipos de rocas magmáticas. La característica fundamental a la hora de diferenciar unos de otros es su contenido en sílice (SiO₂):

• Magmas toleíticos: Se forman en las dorsales oceánicas, cuando las rocas procedentes del manto (peridotitas) se funden a escasa profundidad. Su porcentaje de sílice está en torno al 50% y son magmas poco diferenciados, es decir, la composición final de las rocas que originan es bastante similar a la composición del magma original. Dan lugar fundamentalmente a basaltos y gabros.
• Magmas alcalinos: Son ricos en sodio y potasio, y su contenido en sílice se sitúa en torno al 45%. Proceden fundamentalmente de la fusión parcial de peridotitas en zonas de rift continental y de vulcanismo intraplaca. En ellos se produce ya una cierta diferenciación magmática. Dan lugar a basaltos, traquitas, riolitas y sus rocas volcánicas equivalentes.
• Magmas calcoalcalinos: Son magmas muy diferenciados, que se forman debido a la fusión a gran profundidad de la corteza oceánica subducida. Dan lugar a riolitas, andesitas, dioritas y granitos.

Las rocas magmáticas

 Las rocas magmáticas representan aproximadamente el 80% del total de los materiales de la corteza, ya que hay que recordar que toda la corteza oceánica tiene este origen. Para poder clasificarlas se utilizan, fundamentalmente dos tipos de criterios: texturales y composicionales.

La textura de una roca magmática es el conjunto de características de dicha roca que guarda relación con su grado de cristalización y con el tamaño, forma y disposición de los cristales en la roca:

• El tamaño de los cristales depende fundamentalmente de la velocidad de enfriamiento; un enfriamiento lento permite la formación de cristales de gran tamaño, mientras que un enfriamiento rápido solo hace posible la formación de cristales de pequeño tamaño o incluso de rocas vítreas.
• Distribución de tamaños: los magmas no solidifican a una temperatura precisa, por lo que las condiciones de cristalización varían de unos minerales a otros. Esto hace que en una misma roca puedan observarse, en ocasiones, cristales de gran tamaño, formados en un enfriamiento lento y otros de pequeño tamaño, resultado de un enfriamiento más rápido ocurrido posteriormente.
• El grado de cristalinidad, es decir, el porcentaje de minerales de la roca que se encuentran en estado cristalino, también depende de las condiciones en las que se ha producido el enfriamiento.

Los criterios composicionales se refieren, fundamentalmente, a dos características: la composición química clasifica las rocas según su contenido en sílice (SiO₂), mientras que la composición mineralógica se basa en el contenido de las rocas en unos pocos minerales, que son los mayoritarios en todas las rocas magmáticas: cuarzo, feldespatos y plagioclasas.

La composición química de las rocas distingue entre rocas ácidas, intermedias, básicas y ultrabásicas según su contenido en sílice. En realidad, los nombres que se utilizan en esta clasificación resultan de una confusión antigua, pero se han mantenido por tradición.

En cuanto a composición mineralógica, las rocas magmáticas tienen, como máximo, tres minerales mayoritarios. Este hecho sirvió a Streckeisen para establecer una clasificación que se describe mediante diagramas triangulares que llevan su nombre. Los minerales mayoritarios que componen una roca magmática son, feldespatos potásicos o alcalinos, plagioclasas y cuarzo o feldespatoides, pero cuando aparece el cuarzo en una roca nunca se presentan en ella los feldespatoides. Esto permite representar los distintos tipos de rocas mediante un doble diagrama triangular: en uno de los triángulos aparecen las rocas con cuarzo y en el otro las que tienen feldespatoides.

• Principales familias de rocas plutónicas
• Los granitos y granodioritas son rocas claras, de textura granuda, ricas en cuarzo, feldespatos alcalinos y biotita.
• Las dioritas son rocas intermedias, formadas sobre todo por plagioclasas.
• Las sienitas y monzonitas están formadas fundamentalmente por feldespatos alcalinos.
• Los gabros son rocas oscuras, compuestas por plagioclasas, piroxenos y olivino.
• Las peridotitas son rocas ultrabásicas en cuya composición predominan el olivino y los piroxenos.
• Principales familias de rocas volcánicas: las rocas volcánicas son difíciles de clasificar, debido a que muchas de ellas presentan texturas vítreas.
• Las riolitas son el equivalente volcánico del granito. Presentan textura vítrea o de grano fino.
• Las dacitas son ricas en plagioclasas y hierro.
•  Las traquitas son ricas en feldespatos, y representan el equivalente volcánico de las sienitas.
• Las andesitas están constituidas por plagioclasas y piroxenos, y presentan grano fino.
• Los basaltos son rocas básicas de color negro, el equivalente volcánico de los gabros.

Diferenciación magmática y rocas magmáticas

Los procesos de diferenciación magmática pueden dar lugar, en función de su intensidad, a diferentes tipos de rocas plutónicas o volcánicas.