Petrología Metamórfica

I

Petrología Metamórfica

Óscar Pintos

INTRODUCCIÓN

La Petrología Metamórfica ha evolucionado de forma similar a otras ciencias, dándose una etapa Inicial, y una segunda etapa o Actual. La etapa Inicial, es una etapa de observación y clasificación en la que se dan una serie de principios y leyes regulativas básicas (Ej.: Principio de Actualismo). Sin embargo, la etapa Actual se caracteriza por el dominio de la cuantificación y la reducción de las Ciencias Naturales a la Física y a la Química; es una época de Teorías Científicas con valor predictivo.

EVOLUCIÓN DE LA PGÍA METAMÓRFICA. ETAPA INICIAL

A diferencia de la Ígnea o la Sedimentaria, la Petrología Metamórfica surge más tarde, debido al significado menos evidente de las rocas metamórficas.  A finales del siglo XVIII, la Geología se divide en werneristas (todas las rocas son de origen sedimentario) y plutonistas (postulaban la existencia de masas ígneas no volcánicas profundas, y la transformación metamórfica de los sedimentos en profundidad).  Hacia 1820 Boué introduce el término de Metamorfismo. Aún se pensaba que las rocas metamórficas eran sedimentos depositados en un mar primordial (Estrato Cristalino del Precámbrico).  Hacia mitad de siglo se reconoce que esquistos y gneises eran de origen secundario.  Seguidamente, se reconoce la diferencia entre Metamorfismo de Contacto y Metamorfismo Regional.  Desarrollo del microscopio petrográfico (invento del polarizador).  Hacia finales del siglo XIX, se pone de manifiesto la existencia de la tonalidad mineral progresiva en la cartografía de regiones metamórficas.

EVOLUCIÓN DE LA PGÍA METAMÓRFICA. ETAPA ACTUAL 

  

Conocimiento petrográfico y clasificatorio, así como un conocimiento cartográfico regional de algunas zonas tipo (Escocia, Macizo Central Francés, Escandinavia y los Alpes). Interpretación de las rocas metamórficas aplicando leyes termodinámicas del equilibrio químico. Ordenación termodinámica en función de P y T, de las paragénesis minerales, desarrollando el concepto de Facies Metamórfica. Finalmente, la microscopía electrónica ha permitido el desarrollo de diversos geotermómetros y geobarómetros minerales.


II

Óscar Pintos

DEFINICIÓN DEL METAMORFISMO

[cambio de forma] Es el conjunto de procesos endógenos que conducen a la modificación de las rocas (mineralogía, textura, composición química y estructura) en estado sólido, al quedar sometidas a condiciones físicas y/o químicas distintas a las que prevalecían en su ámbito de formación. Básicamente, es un proceso continuado de deshidratación .

LÍMITES DEL METAMORFISMO

El límite entre endógeno y exógeno, es artificial; se da toda una gradación de procesos. Partimos de una cuenca sedimentaria (no siempre el metamorfismo se genera así), en la que se produce una subsidencia importante y un depósito de materiales; los sedimentos soportan cada vez más presión y temperatura, lo que provocará procesos diagenéticos (exógenos) y terminarán entrando en el ámbito endógeno (condiciones metamórficas).

DIAGÉNESIS

Conjunto de procesos que tienen lugar en los sedimentos desde su deposición hasta el comienzo del metamorfismo. Se dan dos etapas: Diagénesis temprana (epigénesis): Desde la sedimentación hasta la litificación. Diagénesis tardía (catagénesis): Desde la litificación hasta el metamorfismo.

PROCESOS DIAGENÉTICOS

Procesos físicos  



Compactación: Reducción de la porosidad, por disminución del agua contenida en los poros. Provoca un ascenso del agua, que a su vez conlleva otros procesos. Orientación: Se produce en minerales anisodiamétricos (tiene un eje más grande que los demás). Los filosilicatos, por ejemplo, se orientarán paralelos a la estratificación, debido a la presión de carga (fisibilidad). Procesos térmicos: Se da un calentamiento regional debido a la profundidad; Es un mecanismo de conducción (el calor se transmite de átomo a átomo). El agua, al tener más capacidad calorífica que los minerales, elevará la temperatura de éstos, dando alteraciones termales en las zonas por donde circula.

Procesos químicos 

Reacciones: Pueden se de dos tipos fundamentalmente: • Hidratación: Se produce a baja temperatura y poca profundidad. 2 FptoK + 2 H + + 9 H 2 O ⇒ Caolinita + 2 H + + 4 H 4 SiO4 Vidrios volcánicos ⇒Paragonita • Deshidratación: Se produce a mayor temperatura (120-140 ºC) y mayor profundidad. Es característica del metamorfismo. Las aguas migratorias, son una suma de agua connata (tiene las misma edad que el depósito; es la que estaba en los poros del sedimento, y se expresa por compactación), agua metamórfica (es la que se libera por reacciones de deshidratación de minerales hidratados; esta agua produce sobrepresión y fractura la roa para salir, provocando a su paso procesos térmicos y químicos), y aguas externas .

III


Óscar Pintos Caolinita + FptoK Q + H ⇒Illita + Q + 2O 



Cementación: Puede deberse a distintos procesos: • Introducción de cementos alóctonos; sustancias que rellentan los poros. Es un proceso aloquímico o metasomático que produce una modificación en la composición química del depósito. Se produce cuando el sedimento de partida es permeable (permite la circulación del agua), es decir, material grosero (Ej.: arenas). • Disolución por presión, al producirse un gradiente de presión que provoca una diferencia de solubilidad; El material disuelto viaja hacia las zonas de menor presión (poros). La disolución por presión provoca además, la modificación de la forma de los granos; el mineral se disuelve en la dirección del esfuerzo principal, y precipita en la dirección del esfuerzo menor. Disolución: Presencia eventual de niveles evaporíticos muy solubles que se disuelven por las aguas migratorias y son transportados. En ambiente metamórfico ya no aparecen rocas evaporitas. El agua que pasa por este nivel se hace más salina, lo que provoca grandes procesos químicos.

INCLUSIONES FLUIDAS

Los fluidos predominantes que circulan por los sedimentos, son disoluciones acuosas de NaCl, KCl, MgCl 2, FeCl2, ... Nos encontramos a una temperatura por debajo del punto crítico del agua (375 ºC). Cuando la cantidad de gas es muy grande, la disolución se satura en gas y la mezcla es heterogénea; los gases más importantes son CO2, H2S, N2, CH4, ... Además, podemos encontrar otros fluidos, como los combustibles líquidos. Las disoluciones acuosas, pueden tener salinidades muy variadas (desde un 5 % a un 25 % en peso, de sales disueltas). Además, podemos encontrar distintos tipos de aguas: - Aguas primarias: • Agua meteórica: Aguas procedentes de las precipitaciones. • Agua marina: Procedentes del mar. • Juveniles: Proceden del manto. - Aguas secundarias: • Geotermales: Mezcla de aguas meteóricas y magmáticas. Circulan sobre cuerpos ígneos calientes. • Metamórficas Tenemos evidencias de los fluidos que circulaban en las cuencas, gracias a las inclusiones fluidas: fluidas: pequeñas cavidades que recogen restos de paleofluidos (fluidos existentes durante la formación de la roca). Si se dan tras la cristalización del mineral (se observa una cierta asociación a microfracturas), son inclusiones fluidas secundarias. Si no se pueden asociar a fracturas, hablamos de inclusiones fluidas primarias. Las inclusiones fluidas pueden ser bifásicas (burbuja de gas y líquido); la relación entre el tamaño de la burbuja de gas y la cantidad de líquido, nos informa de la densidad del fluido. Puede haber además, inclusiones trifásicas. Pueden darse también, inclusiones fluidas con fases sólidas (halita, silvina, ...); Se sabe qué son los sólidos contenidos en las inclusiones fluidas gracias al microscopio electrónico de barrido, y a técnicas similares a la microsonda.

DIAGÉNESIS DE SEDIMENTOS ARENOSOS

IV


Óscar Pintos

-

Cementación • Introducción de cementos de tipo silíceo, ferruginoso, carbonatado, ... • Por presión –disolución –disolución Compactación

CEMENTACIÓN DE SEDIMENTOS PELÍTICOS

Sufren compactación, que produce la reorientación de los filosilicatos (micas y minerales de la arcilla) paralela a la estratificación (S 0), dándose así, la pizarrosidad de carga. carga. Se observan tres clases de minerales: - Granos isodiamétricos de minerales residuales liberados por meteorización (hipergénesis). (hipergénesis). Ej.: Cuarzo y feldespato. feldespato. - Micas residuales liberadas por meteorización. Ej.: Biotita parcialmente cloritizada. - Minerales arcillosos provenientes de la hipergénesis (alteración química de los minerales de la roca madre). Sedimento

Sedimento litificado

Roca con fisibilidad de carga

Limo Arcilla (Pelitas)

Limita Arcillita (Lutitas)

Pizarra limosa Pizarra arcillosa (Shales)

Roca metamórfica (reorientación no paralela a S 0 ) )

Pizarra metamórfica Pizarra metamórfica

(Slates)

Transferencias mineralógicas durante la diagénesis

Los cambios más importantes, los sufren los minerales pertenecientes al grupo de la arcilla (<1/256 mm).  (T<140 ºC). Los feldespatos residuales se hidrolizan, formando caolinita autigénica. + + ⇔Al2Si2O 2KAlSi2O 8+2H +9H 2O 8(OH) 4+2K +4H 4SiO 4(aq)  (T>140 ºC). Tiene lugar la formación de illita autigénica mediante deshidratación. Al2Si2O 5(OH)4+KAlSi2O 8⇔KAl2Si2O(OH)2+2SiO 2+H 2O [Fpto potásico + Caolinita



⇔

Illita + Cuarzo + Agua]

Las esmectitas se degradan formando illita e interestratificados illita/esmectita, mediante las dos reacciones siguientes: Esmectita + Fpto potásico ⇔ Illita + Clorita + Cuarzo Illita/Esmectita ⇔ Clorita rica en Al + Illita + Cuarzo + Agua

Caolinita

[ Al Al 4Si4O10(OH )8] Presenta una estructura T-O (1:1) con una capa tetraédrica de Si y una capa octaédrica de Al, con grupos OH - en los vértices. No se producen sustituciones; composición química y espaciado fijos. Se forma a partir de silicatos alumínicos en rocas graníticas o gneises, por alteración del feldespato potásico y plagioclasa, liberándose elementos alcalinos (K, Ca); Se produce en medios ácidos (gran vegentación), eliminándose en potasio y el calcio, por disolución; También se pude producir durante la diagénesis. Se puede transformar y desprender agua, pero se destruiría la estructura. Cuando se encuentra en el sedimento inicial, persiste durante toda la diagénesis, y hasta entrado el metamorfismo, transformándose finalmente en pirofilita (mineral metamórfico de grado muy bajo). A mayor temperatura, temperatur a, la pirofilita puede convertirse en andalucita o distena, según la presión: Al2Si2O 5(OH) 4+2SiO 2⇔Al2Si4O 10 10(OH)2+H 2O

[Caolinita + Cuarzo

⇔

Pirofilita + Agua]

V


Óscar Pintos Al2Si4O 10 10(OH)2⇔Al2SiO 5+3SiO 2+H 2O [Pirofilita

⇔

Andalucita/distena + Cuarzo + Agua]

Curva de equilibrio (Ka-Py): Valores de presión y temperatura en los que los dos minerales coexisten en equilibrio. También llamada curva de deshidratación, la posición de esta curva en el diagrama depende de la naturaleza del fluido presente en los poros cuando se produce la reacción, y no de la naturaleza del agua que se desprende en la misma.

P

disten

Ka+Q

Py+H 2O

sillimanita

andalucita T

La pirofilita, a su vez, se puede transformar en andalucita o distena, al sguir aumentando la temperatura: Al2Si2O 10 10(OH) 2⇔Al2Si5+3SiO 2+H 2O [Pirofilita

⇔

Andalucita/distena + Cuarzo + Agua]

La caolinita es un mineral estable al comienzo del metamorfismo, por lo que no nos va a valer para determinar el comienzo de éste.

Illita

[ KAl estructura de la la Illita, nos basaremos basaremos en la KAl 2Si2O (OH ) 2] Para estudiar la estructura estructura del mineral que forma en condiciones metamórficas, es decir la moscovita: Estructura T-O-T (9’94 ) con capas tetraédricas de Si y Al (3 Si por cada 1 Al) y capas octaédricas de Al con grupos (OH -); composición química y espaciado fijos; K en los espacios interlaminares. Entonces, la estructura de la Illita será T-O-T, pero con más Si y menos Al en las capas tetraédricas (Al<2; Si>6). Se pueden dar dos sustituciones muy importantes: - Sustitución illítica: Si4+↔Al3++K

- S. fengítica (tschermakítica): [Al3+]IV +[Al3+]VI ↔ [Si [Si4+]IV +[Fe,Mg]VI

Para cuantificar el tránsito de la diagénesis al metamorfismo, e incluso del metamorfismo muy bajo al metamorfismo bajo, se usa la sustitución Illita-Moscovita. La cristalinidad de la Illita va a variar en función de la cantidad de K que entre en los espacios interlaminares, que variará con la temperatura. Así, en un diagrama, la anchura del pico a la mitad de su altura en reflexión, nos cuantifica el grado de cristalinidad de la Illita; Dicha anchura, es mejor expresarla en grados, ya que si se da en milímetros, hay que tener en cuenta las condiciones de trabajo (velocidad del papel, ...); así, los valores dados en mm, variarán de unos autores a otros. Si esta anchura es mayor de 0,52 (en grados), nos encontraremos en el campo de la diagénesis. Si la Illita tiene una relación Si/FeMg mayor de 0’3, ya no es útil para determinar el grado de metamorfismo o la diagénesis. La Illita es el mineral de la arcilla más importante y más común; Se forma por alteración de feldespatos en medios menos ácidos que la caolinita (si fuera un medio ácido, el K se diluiría y obtendríamos caolinita).

Esmectitas (montmorillonit (mo ntmorillonita) a)

Estructura constituida por capas octaédricas de Al y Mg. En el espacio interlaminar entra Ca, Na, y moléculas de H 2O (agua de absorción). Es frecuente, la 2+ VI ] +[Na,Ca2+]VIII siguiente sustitución: [Al3+]VI ↔[Mg


VI

Óscar Pintos

Se forma en condiciones más alcalinas que las anteriores (medio más básico), normalmente por alteración de rocas o vidrios ferromagnesianos (quimismo básico). Las esmectitas se encuentran formando interestratificados con la Illita (alternancia de capas de Illita y esmectita). Estos interestratificados se transforman a temperaturas elevadas, en Illita + Clorita rica en Al + Cuarzo + Agua. La esmectita se transforma en clorita; La relación Illita/esmectita, aumenta según aumenta la temperatura (se vuelven más ricos en Illita). Con el aumento de la temperatura, se produce también, una ordenación de la estructura.

Clorita

De la clorita, surgirán otros minerales ferromagnesianos, como el cloritoide, la biotita, el granate, la estaurolita, ...

DIAGÉNESIS DE LA MATERIA ORGÁNICA

La materia orgánica se divide en tres grupos principales:  Vegetal (continental)  Sapropélica Sapropélica (lacustre)  Planctónica (marina) Si la materia orgánica es cubierta por nuevos sedimentos, y queda aislada en un medio sin oxígeno, se va a conservar, sufriendo diversos procesos según varía la profundidad.

Carbonización -

Devolatización, dando gases y líquidos. Producción de un compuesto sólido (carbón). A muy baja temperatura, sólo se libera CH4, por la acción de las bacterias. A temperaturas comprendidas entre 60 y 70 ºC, la actividad biológica desaparece, por lo que las descomposiciones, van a ser fundamentalmente térmicas, que hacen que se desprendan gases e hidrocarburos (alcanos, naftenos o bencenos); El desprendimiento de estos elementos es muy variable, dependiendo del tipo de materia orgánica que sea; así, la materia orgánica sapropélica, da gran cantidad de hidrocarburos (petróleo). El petróleo se formará entre 60 y 170 ºC, y el límite diagénesis-metamorfismo coincide con 170 ºC (ya no encontraremos petróleo). En los comienzos del metamorfismo, podemos encontrar H 2S y metano puro. A partir del grado de carbonización, podemos establecer el límite diagénesismetamorfismo. El grado de carbonización se obtiene a partir de la Vitrinita (componente maceral principal de la materia orgánica vegetal; procede de los tallos de la plantas); la Vitrinita se tratará para averiguar la cantidad de volátiles que desprende y así obtener el grado de carbonización. Otro índice importante, es el poder reflectante del carbón (será mayor según aumenta la carbonización). La materia orgánica vegetal evoluciona como máximo hasta la metaantracita. Hasta el Grafito, sólo suele llegar la evolución de la materia orgánica marina. El límite entre Antracita (metamorfismo de grado muy bajo) y la Metaantracita (metamorfismo de grado bajo), está en 360 ºC.

LÍMITE ENTRE METAMORFISMO Y MAGMATISMO

El paso del metamorfismo a los procesos magmáticos coincide con el comienzo de la fusión, y ésta va a depender de la composición química, y de la cantidad de agua; estos parámetros dan lugar a muy distintas curvas de comienzo de fusión: - Curva solidus: Indica el comienzo de la fusión.

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-

Curva liquidus : Fin de la fusión (desaparece todo el sólido). • Saturada: En presencia de abundante agua, se cumple que P H2O=PT, dando una curva solidus con pendiente negativa. Reduce la temperatura de comienzo de fusión. Las curvas liquidus saturadas no se dan geológicamente, porque si ya es difícil que haya abundante agua a las temperaturas de comienzo de fusión, todavía es más difícil que el agua persista durante la fusión, ya que el vapor de agua se diluye en el magma y entramos en condiciones insaturadas (P H2O

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



Metamorfismo de extensión relativa reducida • Metamorfismo de contacto • Metamorfismo hidrotermal • Metamorfismo dinámico • Metamorfismo de impacto meteorítico Metamorfismo de gran extensión (metamorfismo regional) • Metamorfismo regional dinamotérmico • Metamorfismo de corteza oceánica (de fondo oceánico) • Metamorfismo de soterramiento (de enterramiento).

METAMORFISMO DE CONTACTO

Relacionado con la proximidad de cuerpos ígneos que provocan una anomalía térmica (mayor temperatura) con respecto al valor normal; esta región térmica anómala, se conoce con el nombre de aureola de metamorfismo de contacto, contacto , y las rocas en ella contenidas, sufren modificaciones fisico-químicas. La extensión de la aureola de metamorfismo, depende de la masa calórica del cuerpo que provoca la anomalía, diferencia de temperaturas entre el magma y el encajante, y del tipo de mecanismo de transporte de calor desde el magma hacia el encajante. Si el plutón se encuentra a poca profundidad, una parte considerable del calor, se utiliza para calentar las rocas que al estar a poca profundidad, estaban frías; la aureola de contacto va a ser pequeña, quedando el calor cerca del plutón; se dan cambios texturales y mineralógicos importantes.

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Si el plutón está a gran profundidad, el efecto térmico puede alcanzar mayor distante, ya que la diferencia de temperatura es mucho menor; Los cambios tanto mineralógicos como texturales, van a ser menos importantes que en el caso anterior.

Mecanismos de transporte de calor   

No interviente fluidos; medio sólido; transmisión de la energía cinética de los átomos, uno a uno. Es el principal mecanismo de transporte. Advección: Un cuerpo caliente recoge calor en un sector determinado, y lo deposita en otro. Convección: Transmisión de calor por células convectivas. El agente es el agua. Conducción:

Distribución de las temperaturas dentro de la aureola, con el tiempo

metamórfico) que se alcanza en el contacto, no es La temperatura máxima (pico ( pico metamórfico) mayor que 2/3 de la temperatura del plutón, y se obtiene en los primeros centenares de años, una vez producida la intrusión. A cierta distancia del contacto (0’5 Km), tienen que pasar unos 1000 años para que se noten los efectos de la temperatura; el pico térmico (más bajo que el anterior) se alcanza en unos 32000 años. El pico térmico, va a ser pues diacrónico: se alcanza en diferentes momentos, según el lugar. La evolución de la temperatura depende de la temperatura y el volumen de la intrusión, de la variación de temperatura entre el magma y el encajante, del mecanismo de transporte de calor, y del tiempo. La temperatura máxima depende únicamente de la temperatura del magma. La única variable de que depende el tiempo de permanencia de una temperatura máxima, es la anchura del plutón: ∆t=0’01D2 La aureola entendida como el límite donde presenta la anomalía térmica, no tiene porque coincidir con el límite donde se aprecian cambios mineralógicos (éstos necesitan una temperatura determinada); la aureola siempre será mayor. Los gabros presentan efectos mayores. Los granitos presentan efectos en zonas mayores.

Cambios mineralógicos

La importancia de los cambios mineralógicos, depende del tipo de roca encajante y del grado de desequilibrio entre la mineralogía del encajante y las condiciones del plutón. Si el encajante es una roca metamórfica, la modificación va a ser muy pequeña; la temperatura del plutón no es suficiente, para que se produzcan cambios, ya que es menor que la propia temperatura de formación de esas rocas metamórficas. Si es una roca metamórfica de grado muy bajo o no es metamórfica, los cambios mineralógicos adquirirán mayor importancia. Si realizamos un perfil térmico de las temperaturas máximas, observamos que será distinto según la zona de la aureola que estudiemos: Si el perfil es cóncavo, es quizá porque el mecanismo de transporte del calor, es sólo la conducción; si el perfil es distinto, puede deberse a una contribución añadida, mecanismo de convección (fluido) o advección. Si hay un fluido, la temperatura en el contacto, será menor que si no lo hay, ya que el plutón pierde calor más rápidamente y calienta menos el encajante (también tiene que calentar al fluido).

METAMORFISMO HIDROTERMAL

La fase fluida caliente (normalmente agua), transporta calor y especies químicas en disolución, además de poder reaccionar directamente con los minerales que contiene la roca. Se produce en zonas someras con vías (fracturas) por donde pueda circular gran cantidad de agua (porosidad y permeabilidad elevadas, por tanto, alta tasa de fracturación). Se necesita además una fuente de calor cercana (Ej.: plutón) o una estructura suficientemente profunda para que pueda subir agua caliente:


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-

Campos geotermales: Transporte de calor por convección; las aguas meteóricas se infiltran frías, se calientan y vuelven a la superficie, donde se da un campo térmico, en el que una mezcla de aguas meteóricas y aguas magmáticas produce diversas transformaciones. - Dorsales oceánicas: Foco muy importante de calor; su poder calorífico desciende rápidamente en cuanto nos alejamos de la dorsal. P - Zonas de cizalla-fallas orogénicas. L Cuando se produce la Pto crítico (373 ºC) ebullición del fluido (el agua se S divide en dos fases), el gas tiene Pto triple mayor volumen que el agua, el gas enriquece el agua en las sales que lleva disueltas (ya que éstas no se G van al gas), y aumenta el valor del pH en el agua, produciéndose la T precipitación de metales.

METAMORFISMO DINÁMICO

Provocado por la deformación en las zonas de falla. Se dan cambios texturales, estructurales y mineralógicos. Afecta al metamorfismo hidrotermal. Las fallas en superficie, son planos de discontinuidad, mientras que en profundidad son más amplias, y con bifurcaciones. En los primeros 10-15 Km se da la rotura y fricción (deformación frágil). En profundidad (>10-15 Km), se dan zonas dúctiles con mecanismo plásticos de deformación (la roca absorbe la deformación, sin romperse). La zona de tránsito entre la deformación frágil y la deformación dúctil, está en torno a los 300 ±50 ºC. Las cataclasitas son las rocas características de la zona intermedia entre la superficie y la zona de deformación dúctil. Las milonitas son las rocas características de la zona dúctil. En las zonas próximas a la superficie, se dan las rocas friables. friables. Las diferencias fundamentales entre los distintos tipos de rocas, están en la fábrica: las rocas de la zona frágil, no suelen presentar orientación, mientras que las rocas de la zona dúctil, sí. Las pseudotaquilitas son vidrios, resultado resultado de la fusión local en zonas próximas a la falla; suelen ser rocas oscuras similares a los vidrios basálticos (ígneas); son características sobre todo, de zonas menos profundas. Para que se den estas rocas, necesitamos un aumento en la temperatura; Alcanzamos una mayor temperatura gracias a la fricción (condicionada por la velocidad y el coeficiente de rozamiento). Así pues, la clasificación general de estas rocas, es la siguiente: - Rocas vítreas • Psudotaquilitas - Rocas friables • Brechas de falla (>30 % de fragmentos de roca) • Arcillas de falla (<30 % de fragmentos de roca) - Rocas tenaces • Brechas (>90 % de fragmentos de roca): Se distinguen varios términos según el tamaño de los fragmentos de roca.

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-

• Protocataclasitas (50-90 % de fragmentos de roca) • Cataclasitas (10-50 % de fragmentos de roca) • Ultracataclasitas (<10 % de fragmentos de roca) Filonita: Roca de aspecto pizarroso incluida en una roca silicatada. Se debe a la circulación de agua por la falla, y a una reducción progresiva del tamaño de grano.

METAMORFISMO DE IMPACTO METEORÍTICO

Gran liberación de energía cinética, que se transforma en energía térmica (alta temperatura) y energía mecánica (alta presión). Encontraremos texturas típicas de deformación (cataclasitas, brechas y microbrechas), junto a importantes cambios mineralógicos, sobre todo en la sílice; Se dan cuarzos de extinción ondulante y cuarzo transformado a Estishovita y Coesita.

METAMORFISMO REGIONAL DINAMOTÉRMICO

Es el metamorfismo regional más clásico y más importante. Está ligado a la orogénesis en espacio y en tiempo, es decir, vinculado a las partes internas de las cadenas de plegamiento. Se encuentra asociado a la esquistosidad: se manifiesta por debajo del frente de esquistosidad. Se presenta en cinturones de gran extensión (miles de kilómetros de longitud y decenas-centenas de kilómetros de anchura). Hace referencia a la presencia de esfuerzos dirigidos (P) y T. Las rocas afectadas por este tipo de metamorfismo, presentan fábricas fábricas planares (esquistosidad) y suelen mostrar evidencia de superposición de estructuras planares (más de una fase de deformación). [ Entendemos por fase fase de deformación un episodio breve de tiempo, en el cual hay deformación importante (exfoliación y esquistosidad); presentan corta duración (5-10 m.a.) frente al total de la orogenia (50100 m.a.)].

Este metamorfismo presenta una zonación metamórfica normalmente paralela a la cadena; Por variación de presión y temperatura, se dan cambios mineralógicos progresivos.  Ej.: Alpes. Se da una zona externa (más alta), sin metamorfismo, y una zona interna con metamorfismo regional; dentro de la zona más interna, encontramos metamorfismo de grado medio y alto, y hacia fuera, metamorfismo de grado muy bajo y bajo. Cualquier anomalía estructural variará el campo térmico, y por tanto la zonación. Se dan rocas calientes sobre frías (cabalgamientos) y diferencias entre la velocidad de relajamiento térmico y la velocidad tectónica.  Ej.: Escocia: Deformación posterior a la zonación; los límites entre cada zona, aparecen plegados. Las zonas metamórficas se determinan desde la aparición de un mineral hasta la aparición del siguiente, lo cual no implica la desaparición del primer mineral.

METAMORFISMO DE FONDOS OCEÁNICOS

Se da en las dorsales (bordes de placa divergentes en los que se crea corteza oceánica). Se produce una gran anomalía térmica, y la corteza oceánica se modifica considerablemente. Debajo de la dorsal, próxima a la superficie, se encuentra la astenosfera, que actúa como fuente de calor; El calor se desplaza desde la astenosfera hacia arriba por conducción, por advección (vía magma) y por efecto convectivo (entrada de agua en la corteza, a través de las fallas). Se produce efectos termales e hidrotermales.

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Tiene lugar una profunda modificación mineralógica y química de las rocas; El basalto fresco (plagioclasa, piroxenos y Olivino), se transforma en Espilita (clorita de alto contenido en Mg y albita rica en Na), debido a la acción del agua caliente; Se desprende hierro, potasio y calcio, que se depositarán como sulfuros en las chimeneas, quedando Mg y Na que provienen del agua del mar. La estructura que presenta la corteza oceánica, es la siguiente. 1ª capa

Sedimentos pelágicos Lava almohadillada

2ª capa

Enjambres de diques

3ª capa

Plutones de gabros Harzburgita (peridotítica) Manto peridotítico

METAMORFISMO DE SOTERRAMIENTO

Aparece en la parte inferior de una cuenca sedimentaria con subsidencia y aporte de sedimentos. La cuenca sedimentaria se produce como resultado del sedimento de la litosfera, que provoca un adelgazamiento del manto litosférico y de la corteza. El estiramiento va a provocar el ascenso de la astenosfera y subsidencia de la corteza.

0

Corteza Moho Manto 1300 ºC

Al ascender la isoterma de 1300 ºC, obliga a que el resto de las isotermas también ascienden; Por eso el gradiente geotérmico dentro de la cuenca será mayor que en los alrededores, es decir, aumenta el flujo térmico que provoca un metamorfismo de enterramiento. Este tipo de metamorfismo es independiente de la orogénesis; está relacionado con conflictos extensionales intracontinentales, como por ejemplo cuencas pull-apart . Las isogeotermas tienden a volver a la horizontal, por lo que se dará de nuevo el gradiente geotérmico inicial.

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P(Kb)

1. Geoterma que indica una subducción rápida. 2. Geoterma que indica subducción lenta. 3. Geoterma que indica colisión tectónica.

1 2

3

Glaucofana: mineral que se forma

por la interacción de albita y clorita. Anfíbol alcalino de alta presión; no tiene Ca pero sí gran cantidad de Na; da nombre a los esquistos azules. T(ºC)

METAMORFISMO DE RELACIONES P/T INTERMEDIAS

Asociado a la colisión continente-continente. La corteza continental se introduce por debajo de la otra corteza, gracias al peso y a la fuerza que la empuja por detás; Llega un momento que la fuerza ascendente, se iguala con la descendente (consecuencia del Principio de Arquímides); Se bloquea la subducción, dándose cabalgamientos imbricados y demás estructuras; se dará una zona engrosada, que da lugar al orógeno; La zona engrosada se denomina raíz del orógeno , y se reconoce en los orógenos modernos. La corteza continental presenta radioelementos que generan calor por desintegración radiactiva; tendrán pues una mayor temperatura que las cortezas oceánicas. Al darse la subducción, para compensar el régimen isostático, se produce una elevación, que a su vez se va compensando con la erosión; el resultado final es la desaparición de las zonas de raíces; las rocas metamórficas quedan expuestas en la superficie mediante levantamiento isostático + erosión; Cuando el bloque levantado alcanza una altura considerable, se da un fenómeno llamado colapso gravitacional: desplome de la parte superior del bloque; ayuda a que continúe levantándose el bloque.

Inversiones metamórficas

Se producen en los cabalgamientos, al introducirse las rocas frías por debajo de las más calientes, dando rocas de grado alto de metamorfismo, por encima de rocas de grado más bajo. Se da en cabalgamientos continentales; las cortezas continentales son generadoras de calor por descomposición de isótopos radiactivos de U, Th y K en el cabalgamiento; al engrosarse la corteza continental, aumenta mucho la temperatura, llegando a temperaturas altas, con presiones intermedias. La inversión metamórfica es una consecuencia lógica de la diferencia de velocidad entre la tectónica (rápida) y los mecanismos de equilibrio térmico (lentos).

INTRODUCCIÓN

La presión es la fuerza ejercida por unidad de superficie. Sus unidades en el sistema internacional son Nm -2:

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1 Nm-2 = 1 Pa 1 bar = 10 5 Pa 1 GPa = 10 9 Pa 1 Kbar = 0’1 GPa 1 bar = 1’001 atm 1 bar = 0’98 Kgcm -2

PRESIÓN DE CARGA (P L)

PL (load), es la presión de carga o presión litostática. Se debe a la sobrecarga de rocas suprayacentes, y se transmite a través de los contactos entre los granos minerales. Esta presión, en un punto de una determinada profundidad (h), es igual a: h ( ) P h = L ∫ 0 ρ gdh 3

la densidad en la corteza superior es 2500-2700 Kg/m entonces, para 1 Km de profundidad, P L L = 27 mPa 1 Kbar de presión, equivale a una profundidad h = 3’7 Km

A medida que aumenta el grado de consolidación aumenta el valor de la densidad: Roca Rocas clásticas no consolidadas Rocas clásticas consolidadas originalmente porosas Rocas clásticas en orógenos Rocas metamórficas Calizas Rocas ígneas

Vp (Km/s) 0’3-1’8 1’5-3’7 3’1-6’8 4’6 3’1-6’8 4’6-6’3

ρ (g/cm3) 1’5-2’2 1’5-2’2 2’5-2’8 6’8 2’4-2’7 2’4-3’0

La densidad media de las rocas superficiales es 2’67 g/cm 3; La densidad media de rocas de la corteza superior (granito) es 2’7 g/cm 3; La densidad media de rocas de la corteza inferior es 2’8 g/cm 3. El equivalente por Kbar en la corteza superior es 3’7 Km/Kbar, y en la corteza inferior es 3’53 Km/Kbar. La presión es la variable más difícil; para su cálculo, podemos estima cuaton peso de roca habría sobre un cierto punto de la superficie, en el lugar que se dio el metamorfismo (antes de la erosión). Otro método, es el empleo del geobarómetro; este método se puede basar en campos de estabilidad o en reacciones metamórficas.

PRESIÓN DE FLUIDOS (P F)

Es la presión que ejerce un fluido sobre las paredes de los granos; La presión de un fluido a una cierta profundidad, si el fluido está conectado con la superficie, es equivalente a la presión ejercida por una columna de agua de altura igual a la profundidad que estamos tratando. Así, a 1 Km de profundidad, la presión de fluidos es: P F =1000 g/m3 * 10 m/s2 * 1000 m=107 Pa

Cuando el fluido está comunicado con la superficie, la presión es hidrostática o normal; si no se da este caso, la presión es osmótica. Debido a la presión litostática, se reduce la porosidad y la permeabilidad, quedando el fluido aislado y contenido en los poros, llegándose a colapsar las paredes de los poros. A partir de la igualdad: P H2O≈PF≈PL, se pueden dar tres casos distintos:  PH2O≠PF≠PL. Se pueden dar tres casos:  Materia orgánica grafitizada.

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Metamorfismo de rocas carbonatadas ricas en CO 2. CO2 juvenil en rocas de metamorfismo externo (P) [eclogitas + granulitas].  PFPL.  Yeso ⇒ Anhidrita + H2O.  ∆Vr = 50 % volumen inicial.  Hablamos de sobrepresión tectónica cuando P F>PL. Cuando PF-PL se iguala a la resistencia que tiene la roca a ser rota por tensión (T), la roca se romperá. Antes de que se produzca el deslizamiento por falla, se dan fracturas extensionales que se rellenan de agua, reduciendo el volumen de los caudales en superficie.  

PRESIONES DIRIGIDAS

Antiguamente, se pensaba que los esfuerzos dirigidos podían provocar situaciones en las que σ1>>PL (sobrepresión tectónica), tectónica), así como que algunos minerales sólo se podían formar en presencia de esfuerzos dirigidos ( minerales stress ; Ej.: distena), y otros en ausencia de esfuerzos dirigidos ( minerales anti-stress ; Ej.: andalucita). El comportamiento de las rocas, al quedar sometidas a un campo de esfuerzos dirigidos, depende de la magnitud de dichos esfuerzos (representada por el desviador: σ1-σ3), de la temperatura, y de la velocidad de deformación. En el ámbito metamórfico, las sobrepreseiontes tectónicas ( σ1-σ3), han de ser insignificantes (como mucho, unos centenares de bares; la presión durante el metamorfismo, pues, puede considerarse equivalente a P L.

La temperatura es la segunda variable termodinámica fundamental en los procesos metamórficos. La temperatura aumenta con la profundidad, de forma distinta según los puntos de la Tierra. La curva que representa la relación entre la profundidad (o PL) y la temperatura, se denomina geoterma. geoterma. La pendiente de dicha curva en cualquier punto, indica el gradiente geotérmico (dT/dh). Tipo de corteza Golfo de México Oriente Medio Zonas volcánicas activas Fosas submarinas (zonas de subcucción) Zonas continentales estables

Gradiente geotérmico 30 ºC/Km 50 ºC/Km 100 ºC/Km 10 ºC/Km 20-25 ºC/Km

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Las mediciones directas de la temperatura, sólo se pueden realizar en áreas próximas a la superficie; A mayores profundidades, se realizan observaciones indirectas, basadas en prospecciones geofísicas (flujo calorífico llegado a la superficie y propiedades sísmicas de los materiales). Veamos las cuatro posibilidades de variación de la temperatura a profundidades profundidades mayores: h↑

h↑

T→

h↑

T→

h↑

T→

T→

El gradiente geotérmico 2) es constante, lo que supone que en zonas continentales estables, en la base de la corteza (40 Km), las temperaturas fueran de 8001400 ºC por lo que estaría parcialmente fundida (cosa improbable). Es más lógico, suponer un gradiente geotérmico 1), que implica temperaturas inferiores a 700 ºC en la base de la corteza. El gradiente geotérmico se relaciona con el flujo calorífico, mediante la siguiente expresión: Q = k

dT

dh siendo Q el flujo calorífico, y k la conductividad de la roca. Para la mayoría de las rocas k disminuye a medida que aumenta la temperatura, aumentando también la basicidad de la roca

El flujo calorífico no es únicamente mantélico, sino que la corteza es también una fuente importante de calor; el calor que genera la corteza basta casi para explicar el flujo calorífico en la superficie; la generación de calor en la corteza se debe a la desintegración radiactiva de Th 232, de U238 y de K 40 (⇒Ar 40); estas partículas son incompatibles, por lo que se concentrarán en las rocas graníticas y en sus productos de erosi8ón (rocas metamórficas y sedimentarias). Las medidas efectuadas en rocas graníticas son unas 7 veces mayores que las realizadas en rocas básicas; así pues, una columna de granito de unos 20 Km de espeso, puede generar en régimen permanente, un calor suficiente para explicar el flujo calorífico superficial; si en vez de 20 Km, la columna granítica tuviese el espesor de la corteza continental (40 Km), el flujo sería muy superior al medio. Resumiendo, el flujo calorífico superficial en continentes es debido prácticamente sólo a la actividad radiactiva en la corteza; La mayor parte de dicha actividad, se localizaría en la parte superior de la corteza ( capa radioactiva ), de unos 10 Km de espesor, dándose así una capa superior granítica y una inferior granulítica; La temperatura aumenta rápidamente en la capa granítica y lentamente en la granulítica, no alcanzándose temperaturas superiores a 700 ºC en la base de la corteza. En la capa granítica, la concentración de elementos radiactivos, parece disminuir con la profundidad; este descenso es exponencial, por lo que provoca una acentuación de la curvatura de la geoterma en la corteza granítica. La generación de calor ha debido ir disminuyendo con el tiempo geológico (muy alta en la corteza precámbrica); en términos de regímenes metamórficos, estos gradientes geotérmicos elevados, se traducen en una fuerte dinámica cortical (microplacas en rápido movimiento), con ausencia de metamorfismo de alta P – baja T ( “esquistos azules” ), siendo dominantes los metamorfismos con andalucita, y en menor proporción, distena.

XVII


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En la actualidad, buena parte de la corteza está sometida a condiciones P-T típicas de un régimen metamórfico de presiones altas; sin embargo, las rocas supracrustales, no es probable que estén afectadas significativamente por el soterramiento; la corteza inferior, formada por rocas policíclicas y polimetamórficas, no mostraría tampoco efectos mineralógicos significativos (la prueba es la ausencia de magmatismo en cortezas continentales estables). En zonas orogénicas, las rocas supracrustales pueden estar sometidas a presiones de carga equivalentes y a veces superiores, a las de la corteza inferior en regiones cratónicas; esto se debe al engrosamiento cortical producido por cabalgamientos intracontinentales; el engrosamiento, junto con el calor del manto y el calor raiogénico cortical, aumenta los gradientes geotérmicos, y provoca el metamorfismo regional sincrónico con la deformación. En las raíces de la corteza, y como consecuencia de su penetración en el manto, se produce fusión parcial y generación de granitos que ascienden a la superficie, transportando calor adicional, y provocando aureolas de metamorfismo de contacto (mayores cuanto más profundas). El calor, se transporta fundamentalmente por conducción ; los mecanismos convectivos , se relacionan con la cristalización magmática o con regiones como dorsales oceánicas, donde las aguas marinas pueden percolar, hasta cierta profundidad, retornando luego calientes a la superficie. Una tercera forma de transporte de calor, es la advección: transporte en fluido, pero que no retorna en circuito convectivo; calor tansportado por los magmas desde su zona de origen hasta la región de emplazamiento. Como ya hemos dicho, las fuentes de calor no pueden ser exclusivamente mantélicas, por lo cual, las fuentes de calor están total o parcialmente en la corteza continental; entonces, hay dos casos posibles: 1) distribución uniforme de las fuentes del calor, con la profundidad; 2) distribución no uniforme (sólo en una capa superior, o bien descendente con la profundidad).

INTRODUCCIÓN

El metamorfismo de una roca provoca, además de cambios texturales y estructurales, cambios mineralógicos muy profundos; estos cambios se llevan a cabo mediante complejas reacciones químicas cuya resultante es la desaparición de unos minerales, y la aparición de otros, así como cambios en su composición química. ∑ ni ai ⇒ ∑ n j b j i

j

donde ai son los componentes minerales reactantes, bi los componentes producto, y n los coeficientes estequiométricos. Las reacciones metamórficas son la respuesta de la


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roca (considerada un sistema cerrado, abierto o aislado), a las nuevas condiciones termodinámicas (P, T) debidas al cambio de ambiente geológico; el sistema evoluciona en busca de una configuración energética más estable

ASPECTOS TERMODINÁMICOS

La forma más estable de un sistema en unas condiciones determinadas, es la que tiene la menor energía libre.

Definición de la energía libre de un sistema

Partimos de la Primera Ley de la Termodinámica: dU=dQ+dW Q el calor y W el trabajo (energía); esta ley se cumple en un

siendo U la energía interna, sistema, que intercambia energía con el exterior dW=-PdV dU=dQ-PdV

Según la Segunda Ley de la Termodinámica, en procesos reversibles: dS=dQ/T

en condiciones irreversibles: dS>dQ/T en un proceso reversible: dU=TdS-PdV en un proceso irreversible: dU
P

dU=0 ya que es un proceso reversible VdP=0 y SdT = 0 ya que P,T=cte

A+F

dG=VdP-SdT=0 VdP=sdT dP/dT=S/V dP/dT=∆S r r / ∆V r r → Ecuación de

B+F

Clausius-Clapeyron , que nos da la

T

Paragénesis mineral

pendiente. En cualquier proceso reversible, la variación de la energía libre, es 0.

Es la configuración mineralógica de una roca, que presenta la menor energía libre para las condiciones dadas; Es un conjunto de minerales en equilibrio estable. Al P cambiar las condiciones externas, la energía libre de esta configuración estable, aumenta respecto a otras configuraciones Paragénesis posibles (paragénesis); Cuando su valor se iguala, se produce la reacción mineral (procesos reversibles). A presiones determinadas, encontraremos el punto de equilibrio en T aquellas temperaturas (mayores) para las cuales ∆Gr =0. =0.

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ASPECTOS CINÉTICOS

Una paragénesis puede, sin embargo, persistir establemente fuera de su campo de equilibrio indefinidamente; se dice entonces, que está en equilibrio metaestable (falso equilibrio); esta situación es bastante corriente en el metamorfismo retrógrado, y gracias a ella, se conservan paragénesis progresivas poco o nada transformadas en su posterior evolución hasta la superficie. La causa de este hecho, radica en aspectos cinéticos; La cinética estudia los procesos físicos reales mediante los cuales tiene lugar la reacción; los tres procesos básicos son la disolución, el transporte y la nucleación; los tres, son procesos térmicamente activados, es decir, tienen una energía de activación o barrera a superar para su activación; son por lo tanto, mecanismos que se ven favorecidos por el aumento de T, siendo el más lento, el que determina la velocidad final de reacción. La velocidad de reacción guarda una relación exponencial con T; esto se expresa según la fórmula de Arrehnius: − E K = Ae RT siendo K la constante de velocidad de reacción, E la energía de activación, y A el factor de frecuencia (número de partículas activadas que entran en la reacción, por unidad de tiempo) Las velocidades de reacción son, a veces, tan lentas entre silicatos, que permiten la persistencia de minerales fuera de su campo de equilibrio, como en el caso de minerales relictos (granates, ...). En los procesos retrógrados, retrógrado s, las velocidades de reacción son muy bajas o nulas, debido a la falta de energía para superar las barreras de activación; así mismo, el agua que ejerce un efecto catalítico en los procesos prógrados (deshidratación), es a veces inexistente en la retrogradación, permitiendo la conservación de las paragénesis de alto grado. La velocidad de reacción es teóricamente proporcional a la energía de reacción; Así, la transformación de un mineral a otro con energía libre semejante, es muy lenta (Ej.: andalucita, sillimanita y distena); Esto explica la aparición de minerales metaestables fuera de su campo de equilibrio (Ej.: rocas del Sistema Central). Pueden darse también, casos en los que las reacciones rápidas conduzcan a la formación de minerales o paragénesis metaestables. Este hecho se expresa según la Regla de los Grados de Ostwald, según la cual, la reacción más probable es la que implica un cambio menor de ∆Sreacción y no máximo de ∆Greacción. Ejemplos geológicos de esta regla: 1) formación de cristobalita a partir de sílice vítrea o gel en condiciones normales, en lugar de Q α, que es la energéticamente más estable; 2)Cristalización de aragonito en conchas fósiles en vez de calcita; 3) Aparición de adularia con estructura de sanidina, en venas hidrotermales de baja temperatura.....

REACCIONES METAMÓRFICAS

Las reacciones metamórficas, pueden ser de cambio modal (cambios mineralógicos y modales) o de intercambio (redistribución de elementos químicos entre minerales, que son series isomorfas de dichos elementos, sin destrucción de los mismos). Normalmente, las reacciones metamórficas son combinaciones de los dos tipos.

Reacciones de cambio modal (net transfer )

REACCIONES SÓLIDO-SÓLIDO En este tipo de reacciones, sólo influyen la T y la P L (presión sobre los sólidos). La pendiente de la curva viene dada por la ecuanción de Clausius-Clapeyron:


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∆S r dT ∆V r En la mayor parte de las curvas de equilibrio de reacciones de este tipo, la pendiente es positiva, debido a la relación inversa que normalmente existe entre densidad y entropía; el aumento de entropía (lado de alta temperatura en la curva), coincide con un aumento del volumen específico. Aproximadamente, el valor de esta pendiente es de 45 – 66 ºC/Kbar. Sin embargo, cuando ∆Sr y ∆Vr son muy pequeños, se pueden dar alteraciones de esta regla; Así, para la transformación andalucita ⇔ sillimanita, o para grafito ⇔ diamante, la pendiente de la curva es negativa. REACCIONES SÓLIDO-FLUIDO  Reacciones de deshidratación (o de decarbonatación): Son las reacciones más corrientes. Son típicas de sedimentos detríticos (pelitas, grauvacas, ...) y las que se utilizan con más frecuencia para establecer las condiciones de metamorfismo. Al ser ∆Sr y ∆Vr grandes, (el fluido está siempre en el lado derecho de la reacción), la pendiente será positiva. Esto también es válido para las reacciones de decarbonatación típicas del metamorfismo de rocas carbonatadas. Ejemplos en rocas pelíticas: dP

=

Al 2[Si2O5 /(OH)4 ]+2SiO2 = Al 2 [Si4O10 /(OH)2 ] +H 2O caolinita + cuarzo = pirofilita Al 2[Si4O10 /(OH)2 ] = Al 2SiO5+3SiO2+H 2O pirofilita = andalucita + cuarzo

Ejemplos en rocas carbonatadas:

CaMg(CO3)2 ⇔ CaCO3 + MgO + CO2

dolomita ⇔ calcita + periclasa CaCO3 + SiO2 ⇔ CaSiO3 + CO2 calcita + cuarzo ⇔ wollastonita



La forma de las curvas es muy parecida en cada caso, debido a que la pendiente etá controlada en su mayor parte por el fluido (H 2O o CO2), que es el que contribuye más a determinar ∆Sr y ∆Vr de la reacción. En los casos que hemos visto, se cumple que P L=Pfluido (PL=PH2O; PL=PCO2). El efecto de una disminución relativa de P F respecto a P L, es un desplazamiento de la curva de equilibrio hacia la izquierda; Bajo una misma P L, las temperaturas de equilibrio son progresivamente más bajas, cuanto menor es P F; De igual manera, cuando un componente disminuye en la fase a la que pertenece, la curva de equilibrio se desplaza hacia el lado opuesto de la reacción. Reacciones con participación de un fluido con dos componentes: Es el caso de la mayoría de las reacciones en rocas carbonatadas en las que junto al CO 2, interviene el H2O en mayor o menor proporción. Las curvas han de representarse en un diagrama tridimensional P–T–composición de la fase fluida; la fas fluida se representa mediante la fracción molar de los componentes: X H 2O

=

X CO2

=

nH 2 O nH 2 O + nCO2 nCO2 nH 2 O + nCO 2

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Óscar Pintos

+ X CO2 = 1 Lo normal es representar las reacciones sobre un plano isobárico (PF=cte); en él, se podrán distinguir reacciones representadas por curvas (reacciones isobáricas univariantes), puntos univariantes y espacios univariantes; La morfología de la curva en una topología isobárica T-X CO2, depende del tipo de reacción. La forma general de una reacción es la siguiente: A ↔ B + nCO2 +, H 2 O X H 2O

siendo A y B componentes co mponentes sólidos y m y n, coeficientes estequiométricos de los volátiles. La ecuación se expresa de forma que n+m=1. Pueden darse los siguientes casos:

1) n=0 o m=0 2) n y m son del mismo signo (positivo); los dos volátiles en el lado derecho de la reacción. 3) n y m son de diferente signo; un volátil en cada miembro de la reacción. Pueden darse dos casos: a) n=-m b) n≠-m T

4

3 2 1

0

0’2

0’4

0’6

0’8

1 X CO2

1/ 1/4Ca2Mg 5Si8O22(OH)2+3/4CaCO3+1/2SiO2=5/4CaMgSi 2O6 +3/4CO +3/4CO2+1/4H 2O tremolita+calcita+cuarzo=diópsido

2/ 3/4CaMg(CO 3 )2+SiO2+1/4H 2O=1/4Mg 3Si4O10(OH)+3/4CaCO 3+3/4CO2 dolomita+cuarzo=talco+calcita

3/ 2Ca2 Al3Si3O12(OH)+1/2SiO 2=1/2Ca3 Al 2Si3O12+Si2CaAl 2Si2O8+H 2O zoisita+cuarzo=grosularia+anortita

4/ CaCO3+SiO2=CaSiO3+CO2 calcita+cuarzo=wollastomita


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Óscar Pintos

La ecuación de una curva de equilibrio en una topología isobárica T-X CO2, tiene la siguiente forma:  ∂T equilibrio  RT  n m    =  −  ∂ X CO   ∆ S X X H 2O  r  CO2 2  P  REACCIONES DE EXOLUCIÓN Se trata de reacciones entre dos disoluciones sólidas de los mismo elementos; Resultado de una desmezcla de una fase inicialmente homogénea, en dos fases diferentes. Ej.: A altas temperaturas, los feldespatos puros en Na y K, son miscibles; al descender la temperatura, se desdoblan en un feldespato más potásico que sódico, con fragmentos de feldespato sódico; al descender aún más la temperatura, el feldespato sódico se hace más abundante, y el potásico menos abundante. Esto se representa mediante las curvas de inmiscibilidad ; Puede que las dos fases producto de la desmezcla, no sigan perfectamente las curvas de equilibrio, ya que la difusión sólida es un proceso muy lento (depende de la temperatura); así pues, las reacciones de exolución, se pueden utilizar como geotermómetros: si los minerales no siguen las curvas de equilibrio, basta con trazar una recta vertical tangente a la segunda curva, y el punto de corte de esta recta con la curva de equilibrio, nos indicará el punto de temperatura mínima. Punto crítico T

T (mínima)

EQUILIBRIO

Para que una roca esté en equilibrio, debe presentar equilibrio químico y equilibrio textural. Para que se de el equilibrio químico, químico, debe presentar homogeneidad química de los minerales, y una composición correspondiente al pico P,T; un mineral zonado, desde el punto de vista termodinámico, no estaría en equilibrio, pero considerando la última capa, sí que se encuentra en equilibrio con el resto de la roca. Para que se de el equilibrio textural, textural, no se pueden encontrar minerales proterógenos metaestables, blindados por coronas de reacción o presentes como inclusiones; los minerales secundarios muestran transformaciones incompletas en condiciones retrógadas; todos los minerales de la paragénesis, están en contacto con los demás.

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Óscar Pintos

LA REGLA DE LAS FASES

Gibbs estableció que en todo sistema en equilibrio, existe una relación sencilla entre el número de fases, los componentes, y la varianza del sistema que constituye la regla de las fases: liber tad=componentes+2) +2) F+L=C+2 (fases+grados de libertad=componentes

Tomamos como ejemplo, la siguiente reacción: CaCO3+SiO2⇔ CaSiO CaSiO3+CO2 {calcita+cuarzo⇔wollastonita+gas}

Esta ecuación se representa con una curva de equilibrio en un diagrama (PCO2=PL/T)/T; A lo largo de la curva, el equilibrio es univariante, es decir, en un sistema constituido por las tres fase sólidas (calcita, cuarzo y wollastonita), en presencia del gas (configuración del sistema), podremos variar independientemente sólo una de las dos variables que definen dicha configuración (P CO2 o T); la otra variable dependerá del valor que adopte la primera. La relación entre los valores de ambas variables intensivas, es la curva de equilibrio. A ambos lados de la curva, el sistema es bivariante; en el lado izquierdo, el sistema lo constituyen Wo, Q (o Cc) y el gas; en ambos espacios, P y T pueden cambiar independientemente, sin que se altere el estado del sistema. Se define entonces, el grado de libertad o varianza ( L), de una configuración de un sistema, como el número de variables intensivas (no dependen de la masa) que pueden modificarse independientemente sin afectar a la configuración (fases y composición composición de las mismas). En la definición de la regla de fases de Gibbs, los componentes de un sistema son el menor número de especies químicas independientes, tales que mediante su combinación, se pueden obtener las composiciones de todas las fases del sistema (para cada configuración del mismo); cada fase siempre va a quedar definida por una combinación de los componentes. Normalmente, Normalm ente, los componentes se representan por los óxidos, salvo en aquellos aquellos casos en los que dos o más óxidos intervienen en proporciones semejantes en las fases en las que están presentes (entonces se considerarán como un solo componente); se hablará entonces de reacciones degeneradas ; dentro del sistema CaO-MgO-SiO 2-CO2, la reacción siguiente es una reacción degenerada: CaMg(CO3 )2+2SiO2⇔ CaMgSi CaMgSi2O6 +2CO2 dolomita+cuarzo ⇔ diópsido+gas diópsido+gas

Habrá cuatro fases en equilibrio, pero sin embargo, el número de componentes es 3: Ca,Mg)O, SiO2, y CO2, debido a que la relacción CaO/MgO es la misma en la dolomita que en el diópsido; el equilibrio será univariante. Otro caso de degeneración es el de la transición polimórfica andalucita – sillimanita.

REGLA DE LAS FASES DE GOLDSMITH

En la naturaleza, tanto P como T, en la mayoría de los casos, son variables independientes del sistema; la posibilidad de que la roca presente un equilibrio univariante es casi nula; por ello se puede generalizar:


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Óscar Pintos F+L=C

REPRESENTACIÓN REPRESENTACIÓN GRÁFICA DE LAS PARAGÉNESIS

Las representaciones pueden realizarse mediante una línea (2 componentes), un triángulo (3 componentes) o un tetraedro (4 componentes). Las rocas que se pueden adscribir en sistemas sencillos de 2 o 3 componentes no volátiles junto con una fase fluida, se pueden representar de manera muy completa, en un diagrama lineal o triangular; así el sistema SiO2-MgO-H 2O, que corresponde entre otras, a rocas metamórficas de origen peridotítico (harzburgitas + dunitas), se puede representar por una línea cuyos extremos sean SiO 2 y MgO y tal que se cumpla para cada fase sólida del diagrama, que SiO2+MgO=100 (en moles); también se puede representar en un triángulo, con los tres componentes en los extremos, de manera que cada fase mineral representable cumpla que SiO2+MgO+H 2O=100 (en moles). Una paragénesis de tres fases, es bivariante; en este caso, cuatro fases constituyen una configuración univariante (Ej.: serpentina+magnesita=2 forsterita+2H 2O+CO2); si además de H 2O, hay CO2 en la fase fluida, esta representación sólo será válida si la composición de dicho fluido está prefijada, es decir, será necesario conocer no sólo P y T, sino también la X CO2 (o XH2O) del fluido (Ej.: SiO2-CaO-MgO-CO2-H2O); el triángulo en este caso, tendrá como vértices, SiO 2, CaO y MgO. En condiciones en que la presión, la temperatura y la composición del fluido sean independientes (varizanza=3), el número de fases en equilibrio será F=4 (3 minerales + 1 fluido); Sólo cuando se alcanza una curva de reacción (las variables anteriores se hacen dependientes [varianza=2]), la asociación será de 4 minerales + 1 fluido.

DIAGRAMAS ACF – A’KF

La mayor parte de las rocas metamórficas, están compuestas principalmente por SiO2, (Al2O3+Fe2O3), (FeO+MgO+MnO), CaO, K 2O y Na2O. Los componentes minoritarios (Ej.: TiO 2 y P2O5), así como el cuarzo (excedencia de SiO 2), se pueden suprimir en el tratamiento y representación de la roca; normalmente, el Na 2O, tampoco es necesario incluirlo en las representaciones. representaciones. Entonces, los parámetros que definen los vértices de los triángulos son los siguientes: • ACF: A=[Al2O3+Fe2O3]; C=[CaO]; F=[FeO+MgO+Mn] F=[FeO+MgO+Mn] • A’KF: A’=[Al2O3+Fe2O3]; K=[K 2O]; F=[FeO+MgO+Mn] Mientras que en el diagrama ACF no se pueden representar minerales potásicos, en los diagramas A’KF, donde por el contrario, no tienen representación los minerales cálcicos, los cuales estarán representados ACF. En estos diagramas también se puede representar la composición de las rocas; Para la proyección de una roca, se parte de su análisis químico expresado convencionalmente en tanto por ciento en peso, de los óxidos; dichos porcentajes se pasarán a proporciones moleculares, y seguidamente se efectuarán una serie de correcciones de los parámetros, parámetr os, con el objetivo de reducirlos en aquellas cantidades que intervienen en minerales que no tienen representación en los diagramas. Por ejemplo, el feldespato potásico (KAlSi 3O8) no puede representarse en un diagrama ACF; si la roca tiene todo el K en forma de este mineral, habrá de sustraerse de la suma [Al 2O3+Fe2O3] una cantidad de [Al 2O3] equivalente a la que se encuentra combinada con el K 2O en forma de feldespato potásico; como en éste, la relación molecular es [K 2O]/[Al 2O3 ]=1/1 ]=1/1, el parámetro A quedará reducido de la siguiente forma: A=[Al 2O3 ]+[Fe2O3 ]-[K 2O]

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Óscar Pintos

Esta argumentación es totalmente válida para la albita, por lo que el parámetro A en rocas con feldespato potásico y plagioclasa, será: A=[Al 2O3 ]+[Fe ]+[Fe2O3 ]-[K 2O]-[Na2O]

Si la roca tiene moscovita en vez de feldespato potásico, la corrección es distinta, ya que en la moscovita, la relación [K 2O]/[Al 2O3 ]=1/3. Para la biotita, el parámetro se corrige como en el feldespato potásico. Para la proyección en diagramas A’KF, no se necesitará corrección para los minerales potásicos, potásicos, pero sí para para el Al 2O3 contenido en la plagioclasa en forma de anortita.

DIAGRAMAS AFM

Los diagramas ACF – A’KF tenían el inconveniente de que todo el MgO y FeO se consideraban, a la hora de representarse, como un único componente, del que se obtenía el parámetro F; Sin embargo, en los minerales de una misma roca, estos dos componentes se encuentran en proporciones distintas; Esta variación de la relación [FeO]/[MgO], no puede verse en los diagramas ACF – A’KF, y es la responsable de que algunas paragénesis bivariantes muy comunes, no tengan una representación adecuada. Así, por ejemplo, la paragénesis cuarzo+moscovita+biotita+granate+estaurolita, implicaría en un diagrama A’KIF, un cuadrilátero de minerales, es decir, una situación univariante; Desde el punto de vista termodinámico, esto es debido a que la distribución de (Fe, Mg) entre dos minerales, introduce un grado de libertad más en el sistema (grados de libertad internos de Korzhinskli), Korzhinskli ), razón por la cual, el número de fases puede aumentar sin que se altere la varianza del sistema. Para superar este problema, Thompson propuso en 1958 un nuevo tipo de representación triagunlar, resultante de la proyección de los minerales desde un


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Óscar Pintos

tetraedro composicional sobre una de sus caras. Dicho tetraedro es Al 2O3-K 2O-MgO FeO; todos los puntos del tetraedro, se proyectan sobre el plano Al2O3-FeO-MgO (extendido más allá del borde FeO-MgO ), desde el punto M (moscovita); F(FeO), M(MgO) se representan desde M, por lo que los dos componentes MgO y FeO, se tratan como independientes, y sus variaciones entre minerales, se ponen de manifiesto. La proyección se realiza previa transformación del análisis químico del mineral (en óxidos) en valores moleculares (dividiendo por el peso molecular). Así, el valor de los parámetros AFM, es: [ Al 2 O3 ] − 3[ K 2 O ] A = [ Al 2 O3 ] − 3[ K 2 O] + [MgO] + [ FeO] M =

INTRODUCCIÓN

[MgO] [MgO] + [ FeO]

La variación progresiva de P,T en una región que experimenta metamorfismo, se traduce en cambios espaciales de la composición mineral de las rocas, mediante reacciones en las que participan la mayor parte de sus minerales; La paragénesis resultante de cada reacción contiene nuevos minerales característicos ( minerales índice). índice). Barrow estableció la zonalidad metamórfica, metamórfica, basándose en los minerales

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índice; cada zona se extiende desde donde aparece el mineral índice por primera vez (da el nombre a la zona) hasta donde aparece el siguiente. El mineral índice está presente en su zona, y puede estar en las siguientes, pero no en las precedentes. La siguiente zonación es característica de relaciones P/T intermedias ( Barroviense): clorita→ biotita→granate →estaurolita →distena→sillimanita

ISOGRADA

Las isogradas son líneas que sobre un mapa, definen los límites de las distintas zonas metamórficas (no indican condiciones de igual P y T). Pueden darse isogradas de reacción (representan la reacción fosilizada) o límites de zona mineral (isogradas que indican un simple cambio composicional). En el caso de las reacciones univariantes (reacciones discontinuas), las isogradas de reacción correspondientes son líneas bastante regulares; reactantes y productos coexisten en una banda con una anchura variable (de unos pocos metros a varias decenas de metros). En el caso de las reacciones continuas, la aparición del mineral puede extenderse en una banda kilométrica ( banda isograda de reacción ); reactantes y productos coexisten dentro de la zona mineral, experimentando cambios en las proporciones modales de los minerales y en la composición química de los mismos. En el caso de límites de zona mineral no coexisten reactantes y productos, debido a factores composicionales de las litologías.

ARQUITECTURA ZONAL

Las isogradas de reacción representan la intersección con la superficie topográfica, de una superficie en 3D, que constituye el lugar de puntos P-T-X de una reacción metamórfica; La geometría en 3D de una superficie isograda de reacción, para el caso de una reacción univariante, depende de la arquitectura de las isobaras y de las isotermas metamórficas, así como de sus posteriores basculamientos debidos a deformaciones post-metamórficas. Se pueden dar varias posibilidades: 1) Isobaras e isotermas paralelas: La reacción coincidirá con un plano de igual P y T; si son paralelos a la superficie del terreno, la isograda de reacción será horizontal (caso probable sólo en regiones continentales estables). 2) Isobaras paralelas a la superficie topográfica actual e isotermas oblicuas: La superficie isograda de reacción corta a la superficie topográfica a lo largo de una línea, que es la isograda de reacción (coincide con una isoterma). En este caso y en el anterior, la isograda de reacción es una línea de igual P y T. 3) Isobaras e isotermas oblicuas a la superficie topográfica actual: Es el caso más corriente; la isograda de reacción representa puntos de diferente P, T y X en su caso, a lo largo de su recorrido.

RELACIÓN ENTRE ZONALIDAD Y EST. TECTÓNICAS

Las estructuras tectónicas sin-metamórficas pueden alterar considerablemente la arquitectura termal (más, cuanto mayor sea la velocidad de deformación). Al producirse una deformación, las rocas son trasladadas a regiones con diferentes P,T; Si la velocidad de deformación es pequeña, las rocas se desplazan requilibrándose sucesivamente a las diferentes condiciones de T; esta tendencia al requilibrio térmico, constituye el relajamiento térmico. térmico. El desarrollo de una modificación en la arquitectura termal, es el resultado de una competencia entre la velocidad de deformación y la velocidad de relajamiento térmico. Como las deformaciones duran poco respecto al metamorfismo, es lógico


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pensar, que cualquier alteración en el campo térmico terminará desapareciendo, si las rocas persisten en regiones profundas durante mucho tiempo, ya que ello permitirá el reequilibrio térmico. Sólo en las rocas metamórficas que hayan sido exhumadas rápidamente, se conservarán arquitecturas zonales reflejo de la deformación; Como las exhumaciones son el resultado de la acción combinada de la erosión y de estructuras extensionales, se puede decir que muchas de las arquitecturas zonales anómalas, son el resultado de las propias estructuras extensionales que las transportan hacia la superficie; Tal es el caso de las denominadas condensaciones zonales, zonales , caracterizadas por el adelgazamiento de las zonas, y la aproximación espacial de las rocas de grado bajo a las de alto.

Zonalidad en el metamorfismo de contacto

La superficie del terreno es equivalente a una superficie isobara, mientras que el campo térmico producido por el plutón es oblicuo; en consecuencia, las isogradas de reacción pueden considerarse isotermas; por ello la zonalidad metamórfica será siempre concéntrica al plutón que la origina; la anchura de las zonas se reducirá según nos aproximamos al contacto (variación no lineal de T).

MIGMATITAS

Las migmatitas son rocas macroscópicamente heterogéneas; en ellas puede distinguirse una fracción metamórfica estructurada, y otra granítica (sin esquistosidad). La fracción granítica puede haberse originado in situ por un proceso de fusión parcial de la roca metamórfica (fracción autóctona o para-autóctona, si se puede demostrar una procedencia cercana), o bien haberse introducido desde fuera (fracción alóctona). El proceso de fusión se denomina anatexia, anatexia, si se trata de una fracción autóctona o paraautóctona; si se trata de una fracción alóctona, la migmatita resultante se denomina migmatita de inyección. inyección. En el caso de las migmatitas in situ, se habla de paleosoma para referirnos a la roca original pre-migmatización (las fracciones no modificadas por la migmatización, se denominan mesosomas). mesosomas ). Se habla de neosomas para referirnos a las fracciones neoformadas; éstas pueden ser leucosomas (fracción granítica no esquistosada rica en cuarzo y feldespatos), o melanosomas (fracción complementaria del leucosoma, caracterizada por el dominio de los minerales refractarios oscuros, como biotita, granate, cordierita, ...; normalmente aparece como un ribete oscuro foliado o esquistosado y de trazado irregular adyacente al leucosoma).

CLASIFICACIÓN  

Agmatita: Brecha migmatita con redes de filoncillos graníticos inyectados, discordantes con la foliación del paleosoma; fragmentos irregulares. Rafts: Fragmentos del paleosoma alargados, paralelos a la esquistosidad, redondeados, y flotando en el leucosoma (a veces rotados); frecuentemente los bordes son difusos debido a que han sido parcialmente disueltos por la metatexia.

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Estromatita: Migmatita bandeada; El leucosoma es de origen local como así lo demuestran los ribetes de melanosoma (residuo ferromagnesiano rico en aluminio). Dictionita: Venas de leucosoma cuya localización, a diferencia de la agmatita, muestra un control tectónico. Se observan en zonas de flexión o cizalla a pequeña escala. Flebita: Leucosoma en venas anostomosadas; filoncillos tabulares y no de conductos circulares. Estructuras subreiticas: Rellenos de leucosomas en espacios o regiones distensivas. Estructuras ptygmaticas: Venillas de leucosoma fuertemente contorsionadas; reflejan una deformación dúctil superpuesta. Nódulos estictolíticos: Concentraciones nodulosas de minerales restíticos (residuales de la fusión parcial) en venas de leucosoma. Crocidita: Migmatita semejante a la dictionita, con leucosomas en pequeñas zonas de flexión o cizalla, de pequeña extensión lateral. Estructuras en Schlieren: Comienzo de la difuminación de la foliación; estado de migmatización más avanzado que en las flebitas. Nebulita: Pérdida casi total de la estructuración, variable según la zona, lo que le confiere a este tipo de rocas, un aspecto muy heterogéneo.

Metatexitas y diatexitas

Cuando la migmatita es el resultado de la fusión parcial, es decir, implica la participación de un líquido silicatado de procedencia local, se pueden distinguir dos tipos en base a la cantidad de líquido formado:  Metatexitas: El volumen de fundido granítico es pequeño, y se concentra en pequeños cuerpos de morfología variable; corresponden a los leucosomas.  Diatexitas: El grado de fusión es alto, de tal forma que las estructuras tectónicas están parcial ( nebulitas) o totalmente difuminadas ( magma granítico).

CONDICIONES DE FORMACIÓN

El comienzo de la fusión parcial en los metasedimentos pelíticos, define el comienzo del grado alto; una reacción de fusión en presencia de una fase vapor, podemos esquematizarla de la siguiente forma: A+H 2O=Fundido+B

donde A es un conjunto de fases sólidas (minerales), y B es otro conjunto de minerales, pero que no se incorpora al fundido (conjunto restítico) La fusión es en realidad, una reacción de hidratación en la que el agua de la fase vapor se disuelve en el fundido para aumentar la T a una P H2O dada; Como consecuencia, ∆Sr es positiva, pero al contrario que en las reacciones corrientes de deshidratación, ∆Vr es generalmente negativa, por lo que la pendiente de las curvas de fusión, será también negativa; en resumen, el comienzo de la fusión tendrá lugar a temperaturas cada vez más bajas al aumentar la presión de agua. Esta argumentación es válida siempre que durante la fusión exista una fase vapor en equilibrio ( fusión húmeda); húmeda); sin embargo, si la cantidad de agua presente en el sistema es pequeña, puede terminar disolviéndose por completo en el fundido según la reacción anterior, desapareciendo la fase vapor, y cayendo bruscamente la presión de agua (P H2O

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Debe quedar claro que la T de comienzo de la migmatización estará controlada por dos factores: 1) composición química de la roca (reflejada en las diferencias paragenéticas) y 2) la PH2O.

ASPECTOS TOPOLÓGICOS DE LA MIGMATIZACIÓN DE ROCAS PELÍTICA Caso general: rocas con moscovita+cuarzo

La moscovita es un mineral corriente junto con el cuarzo, en esquistos de grado medio; A veces es la única mica presente en la roca. En general, la mineralogía más frecuente en los esquistos con moscovita es: ± Plag ± ± FptoK( ± ±S.Al. .Al.± Cord ±Gr) r) Q+Ms± Bt ± S Cord ± G

El esquisto puede tener o no plagioclasa; el caso más normal son las rocas metapelíticas con plagioclasa; estas rocas nos permiten definir el comienzo del grado alto. La anatexia de estas rocas se puede esquematizar de la siguiente forma: Ms+Q+Plag+H 2O=Liq+Plag(>An)+Al 2SiO5

siendo la anortita más básica que en el paleosoma. Al fundido se incorporan los siguientes componentes: feldespato potásico, plagioclasa enriquecida en albita y cuarzo, que al cristalizar dan lugar al leucosoma granítico La curva de comienzo de fusión en esquistos/gneises con Ms+Q+Plag, marca a PH2O>4Kbar, el comienzo del grado alto. La presencia de Bt en esquistos/gneises con Q+Ms+Plag, contribuirá en pequeña proporción a aportar componentes al fundido anatéctico; esto se debe al carácter incongruente incongruente de la fusión de la Bt en un intervalo de T grande. Así, a baja P, la reacción de fusión con participación de la biotita, se esquematiza de la siguiente manera: 2Bt+6Sill+9Q → 2FptoK+2Cor+2H 2FptoK+2Cor+2H 2O

y a mayor presión, participa la sillimanita o la distena, formándose granate rico en almandino en lugar de cordierita

Rocas sin moscovita

En estas rocas, el único mineral que posibilita la fusión anatéctica es la biotita. A cualquier presión y en condiciones húmedas (P H2O=PL), el comienzo de la fusión de la biotita en presencia de Q y un silicato alumínico, tiene lugar a temperaturas ligeramente superiores a las del comienzo de fusión en rocas con moscovita; La diferencia se debe a que la biotita genera volúmenes muy pequeños de fluido rico en feldespatos potásicos, y a que la biotita requiere un intervalo considerable de T para fundir en una cantidad apreciable (fusión incongruente). Las rocas sin moscovita, darán estructuras migmatíticas muy pobres a diferencia de los esquistos ricos en Ms y plag.

INTRODUCCIÓN

La composición química global de una formación metamórfica es la única responsable de la composición mineralógica. Cuando se ha alcanzado un equilibrio

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químico bajo condiciones idénticas de temperatura y presión, la composición mineralógica es estable; por definición, una facies metamórfica es un conjunto de rocas reformadas o recristalizadas que para una composición química global idéntica, presenta una repartición mineralogica idéntica. Cada facies estará definida por un conjunto de minerales constantes. Las asociaciones mineralogicas de una roca metamórfica, corresponden a factores físicos y químicos, si estos varían, variaran aquellas. Las asociaciones mineralogicas ideales que constituyen una facies indican condiciones de equilibrio alcanzadas durante el metamorfismo.

FACIES DEL METAMORFISMO REGIONAL

FACIES EN FUNCIÓN DE P-T


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GRADO METAMÓRFICO

INTRODUCCIÓN

La nomenclatura de las rocas metamórficas se basa, en la mayoría de los casos, en el tipo de la litología premetamórfica (las rocas se agrupan en grandes conjuntos, según su procedencia, añadiendo el prefijo meta), en la fábrica (conjunto de estructuras y texturas, resultado de la superposición de efectos mecánicos y cambios químicomineralógicos) y en la composición mineralógica (resultado de las condiciones de P,T experimentadas experimentadas durante el metamorfismo). metamorfismo). Normalmente, los esfuerzos dirigidos (metamorfismo regional dinamotérmico), dan lugar a una estructura planar debida a la origentación de los minerales alargados o planares (esquistosidad (esquistosidad). ).

METAMORFISMO REGIONAL

Metapelitas

Rocas procedentes de sedimentos lutíticos; Son ricas en filosilicatos, por lo que van a desarrollar una buena esquistosidad; el tamaño de los minerales aumenta con el grado metamórfico.  Pizarra: Roca con fisibilidad ( pizarrosidad ) muy acentuada, y de grano muy fino (minerales reconocibles sólo a microscopio).

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Filita: Roca parecida a la pizarra pero de grano algo más grueso (minerales reconocibles con lupa). Esquisto: Los minerales se reconocen a simple vista. La fisibilidad ( esquistosidad ), ), sigue siendo buena, aunque algo menor. Gneis: Roca de alto grado en la que la moscovita ha desaparecido, formado feldespato potásico y silicato alumínico, reduciéndose notablemente la fisibilidad foliación); Normalmente son rocas bandeadas y de grano medio-grueso. ( foliación Migmatita: Roca muy heterogénea, heterogénea, parcialmente fundida.

Metasamitas

Se denominan, añadiendo el prefijo meta al nombre de la roca sedimentaria (Ej.: metacuarcitas, metacuarcitas, metagrauvacas, metagrauvacas, ...)

Rocas metacarbonatadas   

Mármol: Roca derivada de calizas y/o dolomías (mármoles calcíticos o mármoles dolomíticos). RSC: Rocas de silicatos cálcicos, procedentes de margas. Skarns: Formaciones rocosas integradas por varios tipos de litologías que tienen en común un origen metasomático, y que normalmente proceden de la sustitución de mármoles y RSC por la acción de fluidos de origen externo.

Rocas metaígneas 

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Metaígneas ácidas: Pueden ser metavolcánicas o metaplutónicas. Se nombran añadiendo el prefijo meta al nombre de la roca ígnea. Tienen una fisibilidad (foliación) (foliación) pobre, por lo que se les puede llamar ortogneis. El término porfiroide se emplea a veces, para referirse a metavulcanitas porfídicas. En la geología de la Cadena Hercínica, se emplean los términos de gneis glandular y leuconeis. Metaígneas básicas: Se nombran, añadiendo meta al nombre de la roca. Rocas muy sensibles a los cambios P-T, por lo que experimentarán importantes modificaciones mineralógicas, distinguiendo así, los siguientes términos:  Esquistos verdes: Metabasitas de grado bajo.  Esquistos azules: Metabasitas de grado muy bajo, con glaucofana. Son típicos de P/T bajas.  Anfibolitas: Rocas típicas del grado medio y alto. Normalmente muestran bandeado composicional. Tienen plagioclasa; los tipos más plagioclásicos foliados, se pueden llamar geises anfibólicos .  Granulitas básicas: Son rocas de alta temperatura, de grado alto y presión variable; Generalmente sin agua.  Eclogitas: Rocas de alta presión y grado variable. Metaígneas ultrabásicas: Proceden de la metamorfización de peridotitas.  Serpintinita: Roca verdosa formada por minerales del grupo de la serpentina, serpentina, derivados del olivino.

METAMORFISMO DE CONTACTO

La mayor parte de los términos empleados siguen siendo válidos para rocas incluidas en una aureola de metamorfismo de contacto. Este tipo de metamorfismo sólo produce cambios texturales y mineralógicos, mayores cuanto mayor es el desequilibrio entre la temperatura del magma y la mineralogía encajante (así, un neis experimentará pocos cambios y una metapelita, cambios muy importantes).  Pizarra (o esquisto) mosqueada/o: Rocas con esquistosidad relicta heredada del protolito pizarroso, e importante noformación de minerales y recristalización; contiene porfidoblastos de andalucita o cordierita que destacan (mosqueada).


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Corneana: Roca masiva y dura, muy recristalizada, que se encuentra en la parte interior de la aureola; se ha perdido por completo la estructuración.

METAMORFISMO DINÁMICO

Produce, en zonas de falla, una importante reconstrucción textural y/o estructural de la roca.  Cataclasitas: Dominan los mecanismos de deformación por microfracturación (deformación frágil), lo que produce una disminución del tamaño de grano.  Milonitas: Dominan los mecanismos de deformación plástica. El tamaño de grano disminuye simultáneamente por recristalización dinámica, y los minerales tienden a organizarse en capas finas.

TEXTURAS Y ESTRUCTURAS 

Según el grado de idiomorfismo idi omorfismo de los granos minerales:   

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Idioblástica Subidioblástica Alotrioblástica (xenoblástica)

Según el hábito de los cristales: Granoblástica: Cristales granudos sin orientación. Puede ser  equigranular , inequigranular o poligonal .  Lepidoblástica: Minerales con un hábito laminar, y con una orientación espacial preferente.  Nematoblástica: Minerales de hábito prismático o acicular y orientación espacial preferente. Según el tamaño de los cristales:  Porfidoblástica: Formada por porfidoblastos, que si presentan muchas inclusiones de otros minerales, se denomina poiquiloblastos. Texturas reaccionales:  Pseudomórfica: Reemplazamiento de un mineral por otro, pero conservándose conservándose la forma del primero.  Coronítica: Se observa una corona de reacción alrededor del mineral. Es típica de altas P,T. Pueden ser texturas kelifíticas kelifíticas (aureola reaccional, normalmente retrógrada formada por despresurización de la roca).  En atolón: Granates en los que sólo se observa el desarrollo de las caras externas (por dentro, es un mineral diferente).

BLÁSTESIS-DEFORMACIÓN

Las rocas metamórficas suelen mostrar evidencias estructurales y texturales de la superposición de varias fases tectónicas (marcadores temporales); Los minerales se pueden clasificar respecto a una fase de deformación determinada, en precinemáticos (bastante alterados), sincinemáticos (rodeados por los minerales planares) y postcinemáticos (no guardan relación con las orientaciones minerales).

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Análisis textural actual 

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Durante la deformación, los porfidoblastos son generalmente objetos fijos en el espacio (gira la esquistosidad, y no el cristal); esto es válido para zonas que no sean de cizalla. Los porfidoblastos requieren, para formarse, la existencia de una deformación simultánea. La trayectoria de Si refleja la estructura de la roca en el momento del crecimiento del cristal, durante su evolución hacia la nueva esquistosidad, que sigue seis etapas: Los cristales crecen rápidamente en relación con la duración de la deformación. Los porfidoblastos crecen sólo en dominios adecuados de la roca, durante el proceso de deformación (fuera de las zonas donde se concentra la componente de aplastamiento aplastamiento máximo).

TIPO Y GRADO DE METAMORFISMO

Los cambios sucesivos de P,T se reflejan en la roca, en una sucesión de paragénesis minerales (asociaciones minerales en equilibrio). Se entiende por paragénesis metamórfica, metamórfica , las asociación de minerales estables en el punto de máxima temperatura de la trayectoria P-T de la roca. Petrográficamente, una paragénesis se define como el conjunto de minerales que muestren contactos mutuos (cada uno de ellos, con todos los demás); Hay que excluir aquellos que evidencian desequilibrio: minerales relictos (anteriores al pico metamórfico; aparecen aparecen dentro de algún mineral) y minerales retrógrados o epigenéticos (posteriores al pico; se presentan como texturas de pseudomórficas). pseudomórficas). Entendemos por grado metamórfico una medida de la intensidad del metamorfismo, donde a mayor T, mayor grado. Una facies metamórfica es el conjunto de paragénesis minerales estables en un rango P-T. Minerales índice: Los cambios de intensidad de metamorfismo se reconocen por cambios mineralógicos progresivos, que conducen a la aparición de minerales característicos denominados minerales índice. Isograda de reacción: Como cada mineral índice es el producto de una determinada reacción, los límites de zonas minerales corresponderán nomalmente, a apuntos del terreno en los que coexistan reactantes y productos; Los límites de zonas que cumplen este requisito, se llaman isogradas de reacción. En grado bajo es frecuente la aparición de cloritoide. De grado bajo a grado medio, aparece estaurolita y cordierita. De grado medio a alto, desaparece la moscovita, formándose feldespato potásico.

Petrología Metamórfica

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