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GEOLOGÍA - 2011-2012
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3. MINERALES Y ROCAS
3.1. MINERALES FORMADORES DE ROCAS
Un "mineral" es una sustancia sólida, cristalina, inorgánica, con una composición
química específica, y que existe de forma natural. Minerales que comparten la misma fórmula
química son llamados polimorfos, como por ejemplo el grafito (hexagonal) y el diamante
(cúbico). Algunos minerales están compuestos por un solo elemento (oro, azufre etc.) pero la
mayoría son compuestos químicos. Del mismo modo hay rocas compuestas por un solo
mineral (caliza, sal, cuarcita) y otras rocas que están compuestos por varios minerales, el
granito por ejemplo (cuarzo + feldespato + mica).
Propiedades macroscópicas de los minerales
"Habito": La materia cristalina se caracteriza por el ordenamiento de los átomos en una
red cristalina regular. Las características geométricas de la misma dependen de la
composición química. La sal, por ejemplo, forma cristales con forma de cubo, ya que los
iones de Na+ y Cl- están posicionados en una red cúbica. El cuarzo tiene un habito hexagonal
prismático (suele formar cristales alargados con perfil hexagonal) que refleja su estructura
atómica como tectosilicato (ver mas abajo). Las formas cristalinas se describen con referencia
a la celdilla de unidad de un cristal. Los ejes son a, b y c y los ángulos entre los ejes
Hay 7 sistemas cristalinos:
CÚBICO: a=b=c; (cubo: a=90°;
octaedro: a≠90°)
TETRAGONÁL: a=b≠c; (cubo aplastado
o alargado)
HEXAGONAL: a=b≠c; =90°, 60°
TRIGONAL: a=b≠c; =120° (tetraedro)
ORTORÓMBICO: a≠b≠c; (caja de
cerillas)
MONOCLÍNICO: a≠b≠c; =90°; ≠90°
(torres gemelas deMadrid)
TRICLÍNICO: a≠b≠c; ≠ ≠ ≠90°
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Dentro de cada sistema cristalino pueden darse diferentes formas cristalinas. Por ejemplo, un
octaedro y un cubo ambos pertenecen al sistema cúbico. El cuarzo y la mica son hexagonales,
pero el primero es prismático, mientras el segundo es plano.
Brillo: se usan adjetivos como vítreo, perlado, terroso (mate), metálico etc.
Color: A parte del color inherente de un mineral en estado puro, pueden darse colores
exóticos debido a la incorporación de iones "extraños" en la estructura cristalina (impurezas).
Por ejemplo, amatista (morado), citrina (amarillo), cuarzo ahumado (oscuro), son variedades
de cuarzo que en estado puro es transparente (cristal de roca).
Raya: Es el color de la raya que deja el mineral cuando se rasca contra una plaqueta
de porcelana áspera. Este color es independiente del color exótico que puede tener un mineral.
Dureza: se mide con la escala de Mohs: (Talco=1; Yeso=2; Calcita=3; Fluorita=4;
Apatito=5; Ortosa=6; Cuarzo=7; Topacio=8; Corindón=9 y Diamante=10).
Exfoliación: microgrietas que siguen las direcciones de los planos cristalográficos y
por donde se rompe el cristal cuando se le da un martillazo. Un mineral puede mostrar 0, 1, 2
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o 3 planos de exfoliación. Minerales con enlaces atómicos iguales en cualquier dirección son
isotrópicos, no presentan ningún plano de exfoliación. Al golpearlos desarrollan fracturas
concoides (el cuarzo, olivino, granate por ejemplo).
Peso especifico: g/cm3.
Otras propiedades: magnetismo (magnetita), tacto (talco), sabor (sal = halita),
birrefracción, reacción con ácido clorhídrico etc.
Métodos analíticos para identificación de minerales:
Análisis químicos (disolución u oxidación de minerales etc.).
Microscopio de luz polarizada Se basa en las características ópticas de los minerales en
láminas delgadas de 30 micras de espesor. El uso de polarizadores situados debajo y
encima de la lámina delgada produce colores característicos de cada mineral.
Microscopio de luz trasmitida Se usa sobre todo para minerales metálicos.
Microscopio electrónico, y Microsonda. En un microscopio electrónico, la función de la luz
visible y las lentes ópticas de los microscopios convencionales son sustituidas por un haz
de electrones y un sistema de imanes. Se consiguen aumentos superiores e imágenes en 3D
pero solo en tonos de grises. Una microsonda es un microscopio electrónico equipado con
espectrómetros de rayos X. Se hace incidir un haz de electrones muy fino (diámetro de 1
micra) y de alta energía sobre la superficie de un mineral. Esto provoca una emisión de
rayos X cuyas frecuencias (el espectro) permite identificar los elementos presentes en ese
mineral.
Espectrómetro de masa. Aparato que mide con gran precisión la concentración de distintos
isótopos en un mineral para, por ejemplo, determinar su edad. El mineral es primero
evaporado (ionizado) en un vacío y los iones son acelerados en un fuerte campo
magnético. El espectro obtenido informa sobre las masas atómicas de los distintos isótopos
y su abundancia relativa.
Minerales formadores de rocas
Han sido clasificados unos 4000 minerales, pero sólo 12 son suficientemente
abundantes para ser “minerales formadores de roca”. Estos 12 están compuestos por solo 8
elementos: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K. El oxigeno y el silicio son los elementos más
abundantes (75% de la masa de la corteza terrestre), con lo cual son los silicatos (minerales
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silicatados) los que predominan en la corteza y el manto. Después se encuentran cantidades
menores de carbonatos, óxidos, sulfatos, fosfatos y sulfuros. La distribución de elementos,
minerales y rocas en la Tierra en grandes líneas es la siguiente:
ELEMENTOS MINERALES ROCAS
NÚCLEO Fe metálico metálico
MANTO O-Si-Fe-Mg olivino, piroxeno peridotita
CORTEZA
OCEANICA
O-Si-Mg-Fe-Al-Ca piroxeno, anfíbol,
feldespato-Ca
gabro
basalto
CORTEZA
CONTINENTAL
O-Si-Al-Ca-K-Na cuarzo, feldespato-
Na-K, mica, calcita
granito
(grano)diorita
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LOS SILICATOS
El Si4+ es un catión con radio pequeño que se enlaza fácilmente con 4 iones de O2-
formando
un tetraedro de SiO44-
con el Si4+
en el centro. Los tetraedros pueden unirse entre sí formando
parejas, anillos, cadenas, laminas, o redes tridimensionales lo cual forma la base para
distinguir cinco principales clases de silicatos:
Nesosilicatos (olivino, granate): tetraedros aislados unidos por cationes SiO4
Sorosilicatos: tetraedros formando grupos de 2 a 6: Si2O7 a SiO3
Inosilicatos (piroxenos, anfíboles): cadenas únicas o dobles: SiO3 o Si8O22
Filosilicatos (micas): laminas de tetraedros unidos: Si4O10
Tectosilicatos (cuarzo, feldespatos=Al): estructura 3D : SiO2
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Si
O
ratio
O/Si
cargas negativas por
átomo de Si
nesosilicatos 1 4 4 4
sorosilicatos (pares)
sorosilicatos (anillos)
2
1
7
3
3,5
3
3
2
inosilicatos : piroxenos)
inosilicatos : anfíboles
1
4
3
11
3
2,8
2
1,5
filosilicatos 4 10 2,5 1
tectosilicatos 1 2 2 0
La tabla de arriba muestra la ratio (proporción) de O / Si para cada grupo de silicatos y
las cargas negativas por cada átomo de Si4+
. Vemos como todas las clases de silicatos,
excepto los tectosilicatos, tiene cargas negativas que deben ser neutralizadas por la
incorporación en el mineral de otros cationes, como Fe2+
, Fe3+
, Mg2+
, Mn2+
, Na+, K
+, Ca
2+ etc.
Los nesosilicatos tienen la mayor ratio de O / Si, y por tanto mayor número de cargas
negativas que deben ser neutralizadas. Por ello, los minerales que pertenecen a esta clase son
ricos en Fe2+
, Fe3+, Mg2+, Ca2+. Sobre todo, el alto contenido en hierro hace que sean
minerales con tonos oscuros, con un peso específico alto y puntos de fusión también altos. Por
ejemplo, la formula química del nesosilicato olivino es (Mg, Fe)2SiO4 (proporción Mg/Fe
variable).
Los tectosilicatos con su formula SiO2 son, en principio, eléctricamente neutros con lo
cual sería imposible incorporar otros cationes. Sin embargo, en todos los tectosilicatos
excepto el cuarzo que es SiO2 puro, parte del Si4+
esta sustituido por Al3+
lo cual permite
incorporar cationes como Na+,
K+, o Ca
2+. Este es el caso de los feldespatos, minerales muy
comunes en toda la corteza:
Albita = NaAlSi3O8
Ortosa = KAlSi3O8
Anortita = CaAl2Si2O8.
La plagioclasa es una mezcla entre albita y anortita: (Ca, Na)
Los minerales que contienen Fe y/o Mg son llamados ferromagnesianos o máficos.
Minerales sin Fe o Mg son llamados félsicos. Expresado en términos de óxidos, la
composición de los minerales félsicos es más rica en SiO2 (sílice) y Al2O3 (alúmina) pero
pobre en FeO, MgO, CaO etc. El contenido total de sílice de una roca varía entre 40% y 70%
y forma la base de la siguiente clasificación general:
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ultramáfico : 40%
máfico o (básico) : 50%
intermedio: 60%
félsico (o ácido): 70%
MINERALES FORMADORES DE ROCA
Silicatos ferromagnesianos (máficos)
Olivino = (Mg, Fe)2SiO4
nesosilicato verde-marrón
Granate: (Fe, Mg, Mn, Ca)3Si3O12 (por cada Si hay otro catión de Fe o Mg o Ca o Mn)
nesosilicato marrón rojo.
Piroxenos = (Na, Ca, Mg, Fe)2(Si,Al)2O6
Inosilicatos de cadenas únicas
Negro con 2 planos de exfoliación a 90°
Anfíboles:
Inosilicatos de cadenas dobles
Parecido a los piroxenos pero con 2 planos de exfoliación a 60° y con grupos de
OH-.
Variedad más común: Ca2(Fe, Mg)5Si8O22(OH)2 (hornblenda)
Biotita = K2(Mg, Fe)6Si5Al3O20(OH)4
filosilicato o mica. Negro-rojizo, alto brillo, 1 plano de exfoliación, hexagonal
Silicatos no ferromagnesianos (félsicos): ligeros y tonos claros
Feldespato: tectosilicato con 2 planos de exfoliación a 90°. Colores claros, formas
rectangulares, amplio campo de estabilidad:
Plagioclasa = serie continua entre albita y anortita
Albita = NaAlSi3O8 Anortita= CaAl2Si2O8
Feldespato-K = serie continua entre ortosa y albita.
Ortosa = KAlSi3O8
Moscovita = K2Al4Si6AlO20(OH)4
Filosilicato transparente, alto brillo, 1 plano de exfoliación
Cuarzo: SiO2
Tectosilicato transparente (cristal de roca). Colores exóticos: morado (amatista),
amarillo (citrina), ahumado. La forma euhédrica es hexagonal-prismática. Fractura
concoide. Existen varios polimorfos: cuarzo-a, cuarzo-b, cristobalita, tridimita,
coesita
Carbonatos
Calcita y Aragonita (polimorfos) = CaCO3
Dolomita = CaMg(CO3)2
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Haluros y Sulfatos
Halita = NaCl
Yeso = CaSO4(H20)2
Anhidrita = CaSO4
Sulfuros)
Galena = PbS
Pirita = FeS2
Esfalerita = ZnS
Calcopirita = CuFeS2
Cinabrio = HgS
Oxidos y Hidróxidos
Hematita=Fe2O3 (pigmento rojo)
Magnetita=Fe3O4
Limonita=FeO(OH).nH2O
Cromita=FeCr2O4
Corindon=Al2O3
Bauxita=Al(OH)3(H2O)n
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3.2. ROCAS IGNEAS Y LA ACTIVIDAD ÍGNEA
Cuerpos plutónicos y volcánicos
Las rocas ígneas se forman por la cristalización de magma dentro o fuera de la Tierra.
El magma se forma en profundidad pero tiende a buscarse un camino hacia arriba utilizando
fallas y fracturas como vías de escape (= proceso de intrusión). La mayor parte del magma
cristaliza antes de que alcanzar la superficie dando origen a las rocas ígneas intrusivas o
plutónicas ("Plutón" es el dios Romano del mundo subterráneo). En función de la geometría
de los cuerpos plutónicos distinguimos:
Dique: Filón que corta a los estratos (rocas sedimentarios) o foliación tectónica en las
rocas metamórficas.
Sill: Filón paralelo a la estratificación o foliación tectónica
Lacolito: parecido a un sil pero abultado en el medio (inflación magmática).
Lopolito: parecido a un sil pero abombado en el medio
Batolito: gran volumen (>1 km3) de granito o (grano)diorita.
Cuando son exhumados en las cordilleras montañosas, los batolitos suelen condicionar las
zonas de mayor relieve ya que se trata de rocas masivas y resistentes. Ejemplos son los
macizos graníticos del El Capitán, Mont Blanc, Mount Everest, o Maladeta (Pirineos).
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La parte del magma que sí alcanza la superficie alimenta a los volcanes. Los elementos
genéricos de un volcán incluyen:
Cámara magmática: acumulación de magma en el interior o justo por debajo del
volcán
Chimenea: el conducto principal que desemboca en un cráter.
Conos o cráteres parásitos: pequeños volcanes en las laderas del volcán principal.
Fumarolas: puntos de escape de gas frecuentemente marcados por depósitos de azufre
que pueden seguir activos en regiones donde la actividad volcánica principal ha
cesado hace mucho.
Caldera: depresión circular con diámetro mayor a la del cráter formado por
hundimiento parcial del volcán tras una erupción.
Cristalización y diferenciación de magmas
Un magma es una mezcla de distintos componentes químicos (minerales) con lo cual
su cristalización se produce sobre un intervalo de temperatura. Los límites de este intervalo
dependen de (pero no coinciden con) los puntos de fusión de los respectivos componentes
químicos. Por ejemplo, la cristalización de un magma de composición félsica (granítico) se
produce entre 650 y 550 ºC, aproximadamente. Los minerales van cristalizando en un orden
bien establecido pero solapándose sus respectivos intervalos de cristalización. Es decir, en
cada momento pueden estar cristalizando dos o tres minerales a la vez. El orden de
cristalización es según las siguientes series de reacción de Bowen:
Minerales ferromagnesianos ("máficos"): olivino -> piroxeno -> anfíbol –> biotita
Minerales félsicos : anortita -> albita -> ortosa -> moscovita -> cuarzo
Ambas series transcurren en paralelo. Por ejemplo, en el olivino cristaliza junto con
anortita, el anfíbol con albita etc. Sin embargo, en ningún magma se forman todos los
minerales de ambas series, sino solo aquellos que corresponden a la composición específica
total del magma en términos de su contenido en sílice (entre 40 y 70%). Por ejemplo, en un
magma pobre en sílice nunca llegará a cristalizar el cuarzo: En un magma rico en sílice nunca
se formará olivino o piroxeno; la cristalización comenzará directamente con anfíboles y
feldespato-Na.
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Las series de Bowen son igualmente validas para el proceso inverso de fusión de
rocas. Cuando son calentadas hasta entrar en el intervalo de fusión parcial se comenzarán a
fundir aquellos minerales que tienen el mayor contenido en SiO2, como son el cuarzo y
feldespato-K. Por tanto, la fusión parcial de una roca producirá un magma que está
enriquecido en SiO2 con respecto a la roca original, proceso que denominamos diferenciación
magmática. En el caso de que el magma escapa hacia un nivel superior de la corteza y
cristaliza podrá formar una roca ígnea cuya composición es más félsica que la roca-fuente.
Repetidas diferenciaciones del magma según va cristalizando en distintos puntos de la corteza
(ver Figura) puede producir una serie de rocas ígneas con distintas composiciones pero todas
derivadas de una roca-fuente común.
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Relación con tectónica de placas
En las dorsales, arcos de isla intra-oceánicos, y puntos calientes oceánicos el magma
es creado por fusión parcial de las rocas ultramáficas (40% SiO2) que componen el manto. En
el caso de un arco de islas, la fusión es provocada por la introducción de H2O desde una placa
subducida al manto. En un rift, dorsal, o punto caliente es la descompresión de rocas
mantélicas que ascienden que provoca su fusión parcial. La diferenciación magmática en el
manto produce un magma de composición máfica con un 50% de SiO2 correspondiente a
basaltos y gabros. Las islas oceánicas y la corteza oceánica están mayoritariamente
compuestas por estas rocas máficas.
Sin embargo, en los márgenes activos y rifts continentales el magma generado dentro
del manto al ascender se encuentra con corteza continental por encima y provoca su fusión
parcial. Así pueden ser generadas importantes cantidades de magma félsico derivado de la
corteza continental. Estos magmas félsicos se mezclan con los magmas máficos del manto
produciendo magmas de composición intermedia que es la que son las que predominan en los
márgenes activos y rift. Es decir dioritas y andesitas.
Los grandes macizos graníticos (félsico) en las cordilleras de montaña atestiguan de la
fusión parcial de la corteza continental en los orógenos de colisión. El hecho de que no se
observa una importante actividad volcánica en cadenas como los Alpes o el Himalaya puede
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atribuirse a la alta viscosidad de los magmas félsicos y el mayor espesor de la corteza en un
orógeno de colisión que dificulta que el magma alcance la superficie terrestre.
Textura y clasificación de rocas ígneas
Los primeros minerales que cristalizan dentro del magma suelen desarrollar cristales
relativamente grandes y euhédricos (=forma cristalina perfecta) porque crecen sin
restricciones de espacio. Los minerales más tardíos son más anhédricos y más pequeños,
porque tienen que ajustarse a los espacios que han dejado los minerales anteriores. Al final se
obtiene una masa compacta de cristales interpenetrados llamada "textura fanerítica".
La textura de una roca se refiere al tamaño y la forma de los cristales o granos
minerales que la componen en función de la velocidad de enfriamiento del magma y la
presencia o no de H2O y CO2. Un volumen grande de magma en el interior de la Tierra se
enfría lentamente y desarrolla la textura fanerítica, en la que son visibles todos los cristales a
simple vista Por el contrario, las lavas volcánicas se enfrían muy rápidamente y sólo se
desarrollan cristales de tamaño microscópico (= textura afanítica). Una textura porfírica se
refiere a la presencia de grandes cristales euhédricos rodeados por una masa afanítica lo cual
indica una cristalización en dos tiempos. Los grandes cristales llamados fenocristales
(fenos=primero) cristalizaron cuando el magma todavía estaba dentro de la tierra. El resto de
la roca cristalizo después de producirse la erupción volcánica.
Un enfriamiento extremadamente rápido produce vidrios volcánicos (textura vítrea).
Esto ocurre durante erupciones piroclásticas, cuando el magma se solidifica todavía
encontrándose dentro de la chimenea. La piedra pómez por ejemplo, es una "espuma
volcánica" con textura vítrea. La obsidiana es un vidrio volcánico masivo (sin burbujas)
formado por la extrusión de lava félsica desgasificada.
Los últimos restos de un magma que quedan por cristalizar suelen estar enriquecidos
no solo en SiO2, sino también en substancias volátiles como H2O, CO2, SO2, HCl y metales
raros (Pb, Zn, Wo, Sn, Cu, Au, Ti, Mn, U) que no encuentran fácilmente un hueco en las
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redes cristalinas de los silicatos comunes. Estos magmas residuales y acuosos tienen un alta
poder intrusivo por su baja viscosidad y suelen cristalizar en filones de pegmatita con
característicos cristales gigantes (textura pegmátitica) de cuarzo, feldespato, mica, a veces
asociado con importantes concentraciones de minerales valiosos. El alto contenido en H2O del
magma potencia la difusión de elementos y el crecimiento rápido de grandes cristales. En
ausencia de agua, los magmas residuales félsicos forman masas y filones de aplita: una roca
que se caracteriza por la casi total ausencia de minerales máficos y por el tamaño muy
pequeño (pero aún visible a simple vista) de sus cristales.
La clasificación de las rocas ígneas se basa en su textura (plutónica o volcánica) y en
la proporción de minerales máficos y félsicos (porcentaje de SiO2)
ultramafico = 40% SiO2
máfico: 50% SiO2
intermedio: 60% SiO2
felsico: 70% SiO2
Rocas plutónicas: Granito - Granodiorita - Diorita - Gabro - Peridotita
Rocas volcánicas: Riolita- Dacita - Andesita - Basalto - Komatita.
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ACTIVIDAD VOLCANICA
Influencia de la composición del magma
La gran mayoría de los volcanes se sitúan en los limites litosféricos convergentes
(subducción), aunque existen importantes centros volcánicos en el interior de las placas por
encima de "puntos calientes" (Hawai por ejemplo) y en zonas de "rifting" (África). Ya
estudiamos la relación que existe entre la composición del magma y el contexto tectónico y
como la presencia de corteza continental produce magmas más félsicos.
Con un mayor contenido de sílice (SiO2) y gases disueltos (H2O, CO2, N2, SO2, H2, y
Ar) las erupciones son menos frecuentes pero más explosivas. Esto se debe a que el magma
félsico es muy viscoso y relativamente frío con lo cual forma un tapón resistente en la
chimenea del un volcán después de una erupción. Para una nueva erupción, es necesario que
la presión de gases en la cámara magmática alcance valores muy altos para poder romper el
tapón o buscarse una vía alternativa. En aquel momento se produce una rápida descompresión
del magma que libera los gases volcánicos disueltos en forma de burbujas (efecto botella de
champán). Los gases ascienden, se expanden y propulsan el magma con fuerza hacia arriba en
una especie de espuma volcánica. Esta espuma se va solidificando y se fragmenta según
asciende por la chimenea. Al salir de ella se forma una gran nube piroclástica de fragmentos
microscópicos de vidrio volcánico (ceniza y polvo) mezclados con fragmentos más grandes
de piedra pómez. También pueden ser arrastrados fragmentos de roca volcánica antigua de las
"entrañas" del edificio volcánico. El conjunto de los fragmentos piroclásticos es llamado tefra,
contrapuesto a la lava que sale líquida. Al final de la erupción la cámara magmática queda
parcialmente vacia y desgasificada. Aún puede ser extruido un domo de lava en el centro del
cráter del volcán.
En el otro extremo tenemos las erupciones de lava máfica o basáltica típico de los
arcos de isla y puntos calientes intra-oceánicos. Este magma es mucho más fluido y caliente, y
contiene menos gases. La presión del magma no necesita aumentar tanto para que el lava
encuentre una salida con lo cual las erupciones son más frecuentes, pero menos explosivas
(volcanismo efusivo). El magma sale como lava liquida y fluye sobre las laderas del volcán
hacia abajo. Según la temperatura del magma, las coladas de lava pueden ser de distintos
tipos. Las coladas relativamente frías, se fragmentan debido al propio flujo y se parecen a un
cargamento de asfalto. Si la lava contiene cierta cantidad de gases, estos quedan atrapadas
dentro del lava en forma de burbujas (= textura vesicular) dando una roca llamada escorias
volcánicas. Erupciones basálticas más calientes y fluidas dan lavas más masivas con menos
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burbujas. Por último, destacamos las lavas que son extruidas bajo el agua y que se
caracterizan por el desarrollo de típicas formas almohadilladas (Ing: "pillow lavas").
Formas volcánicas
1) Volcán Escudo. Son los volcanes más voluminosos. Compuestos por lava basáltica.
Ejemplos: El "Mauna Loa" de Hawai es el volcán más voluminoso del mundo (40,000km3).
El Teide es el 3º más grande. También hay volcanes-escudo en otros planetas como el Monte
Olimpo en Marte, que mide 25 km. de alto!
2) Estratovolcán (cono compuesto): Construido por erupciones intermitentes de lava y
tefra. Tiene pendientes mas inclinadas que un volcán escudo y puede alcanzar alturas de hasta
5 km. (Fujijama, Kilimanjaro), aunque el volumen es menor. La composición del magma es
intermedio a félsico. Son típicos de los márgenes activos y rifts continentales donde parte del
magma proviene de la corteza continental. Ejemplos: los volcanes del Pacífico (anillo del
fuego), el Rift Africano, los volcanes extinguidos de la depresión del Rodano (Sureste de
Francia). El famoso Vesubio, por la erupción del año 79 que destruyo Pompea, debe su
existencia a la subducción del Mar Adriático bajo el borde occidental de Italia.
3) Conos de escoria o ceniza. Volcanes pequeños (<300 m) de corta vida. Suelen
ocurrir en familias o como conos parasíticos de volcanes escudo. Expulsan trozos de lava
basáltica sólida o semifundida ("bombas" volcánicas) junto con cenizas. Ejemplos famosos:
Paricutin (Mexico), Stromboli (Italia).
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4) Domos de lava: bulbos de lava viscosa de composición intermedia a félsica pobre
en gases. Se suelen formar al final de una erupción violenta por extrusión lente de magma
desgasificado en el cráter de un estratovolcán o en erupciones submarinas.
Domo de lava riolítica Domo silíceo
5) Calderas. Las mayores erupciones de lava félsica (riolita) crean "calderas" de gran
radio formados por el colapso total de un volcán hacia dentro de su propia cámara magmática.
Las mayores calderas pueden tener diámetros de decenas de kilómetros. Estadísticamente, se
producen una vez cada 100.000 años. Ejemplos: Yellowstone, Zona de Rodalquilar en Cabo
de Gata.
5) Maar (Anillo de Toba): Pequeños cráteres volcánicos con paredes bajas y fondos
planos formados por explosiones hidrovolcanicas. Al entrar en contacto el magma con agua
subterránea se produce una explosión de vapor que forma el cráter. Esta suele quedar
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rellenado con agua formando un lago circular. Las dimensiones están típicamente entre 100m
y 2km de diámetro, y 10 a 200m de profundidad.
6) Basaltos de plataforma / de inundación: Múltiples erupciones simultáneas a lo largo
de una falla (erupciones fisurales) pueden dejar extensas regiones terrestres enterradas bajo
cientos de metros (hasta 2 km.) de lava. Estos eventos esporádicos están relacionados con
puntos calientes, o posiblemente, con impactos meteoríticos. Representan los mayores
volúmenes de lava. Ejemplos son (Ver Figura): Islandia, Plataforma del Río Columbia
(Oregon, EE.UU.), Deccan Traps (India), Siberian Traps; Ontong Java (1.500.000 km3 = 40x
volumen de Hawai).
Rocas volcánicas minerales principales Fluidez y contenido en Sílice Forma del volcán
Riolita cuarzo, Feldespato K Muy viscoso, Si ~ 70% domo y caldera
Andesita Feldespato Na, piroxeno
Viscosidad moderada, Si 70-55%
Estratovolcán
Basalto Feldespato Ca, Piroxeno
Fluido, Si < 55% Cono de cenizas y volcán escudo
Tipos de erupciones
Erupción Hawaiana: - coladas de lava fluida
Erupción Stromboliana: erupción piroclástica de trozos de lava basáltica semi-fundida
que va levantando un cono de escorias o cono de cenizas.
Erupción Pliniana: violenta erupción piroclástica de un estratovolcán. En el caso que
la nube piroclástica se precipita ladera abajo hablamos de “nube ardiente” o colada
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piroclástica. En este caso, la nube conserva una temperatura alta mientras que viaja al
ras del suelo a velocidades de hasta 200km/h. Se pueden formar por varias causas,
incluidos el derrumbe de un domo de lava en la cima del volcán, el colapso de una
columna piroclástica que se enfría, o una chimenea parcialmente obstruida.
Erupciones hidrovolcanicas: Explosiones de vapor donde una cámara magmática entra
en contacto con aguas subterráneas (anillos de toba)
Lahares
Un "lahar" es una corriente de lodo causada por fuertes lluvias o por fusión de nieve
en la cima de estratovolcánes altos que arrastra gran cantidad de Tefra que cubre las laderas
del volcán. Muchas veces son provocados por temblores de tierra que acompañan a una
erupción. Los lahares pueden viajar decenas de kilómetros y enterrar pueblos enteros.
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Productos volcánicos
Toba: capas de tefra fina (cenizas/polvo) con
o sin piedras de lava o piedra pómez.
Piedras con un diámetro < 64 mm son
clasificados como "lapilli" (It.: piedritas).
Si el diámetro es mayor a 64 mm
hablamos de bombas o bloques
volcánicos.
Ignimbrita o "toba soldada": Particular variedad de toba depositada por una colada
piroclástica (nube ardiente). El intenso calor hace que los fragmentos quedan aplastados y
"soldados" entre sí. Se forma una roca más compacta que la toba normal con fragmentos de
piedra pómez aplastados en forma de lenguas llamadas "fiamme" (It.: llamas).
Lava (masiva): Coladas de lava o domos de lava masiva que suelen mostrar disyunción
columnar (diaclasas en columnas formadas por contracción térmica).
Brechas volcánicas: Roca volcánica que consiste en fragmentos gruesos de lava o piedra
pómez. Pueden ser fragmentos piroclásticos (lapilli, bloques o bombas = brecha
piroclástica) o una colada o domo de lava relativamente fría y fragmentada.
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3.3. ROCAS SEDIMENTARIAS
Las rocas sedimentarias tan sólo constituyen un 5% del volumen total de la corteza
terrestre, aunque ocupan gran parte de su superficie, pero hay que recordar que gran parte de
las rocas metamórficas son sedimentarias en su origen. Los estratos sedimentarios representan
un valioso registro de la evolución paleogeográfica y biológica de una región, mientras que
las rocas metamórficas e ígneas sólo reflejan procesos endógenos producidos en el interior de
la Tierra. A parte de este interés científico, las rocas sedimentarias contienen nuestras
principales fuentes de energía: gas, petróleo y carbón. También contienen importantes
concentraciones de aluminio, hierro, oro, sales, fosfatos etc.
El primer paso en la formación de una roca sedimentaria es la meteorización y erosión
de rocas ígneas, metamórficas o sedimentarias más antiguas que afloran en superficie. El
transporte del material erosionado se produce en forma de partículas sólidas (material
detrítico) y en forma de iones, disueltos. La sedimentación del material sólido produce los
sedimentos detríticos o siliciclásticos; y la precipitación de minerales a partir de los iones
disueltos sedimentos químicos. El transporte del material erosionado es realizado por flujos
de tierra, agua, hielo y aire hacia las cuencas sedimentarias. Estas son zonas deprimidas de los
continentes o mares y océanos.
Tipos de cuencas sedimentarias
Rift continental: Cuenca estrecha rellenada con material siliciclástico con
intercalaciones de lava y tefra (volcanismo bimodal).
Cuenca epicontinental: Suave depresión de la corteza continental cubierta por un mar
poco profundo (facies de plataforma o de costa). Normalmente se forma encima de un
rift abortado.
Margen pasivo: Acumulación de sedimento siliciclástico o carbonatado en llanura
aluvial, mar de plataforma, talud y zona abisal.
Margen activo: como margen pasivo, pero menor cantidad de sedimento debido a que
la cordillera actúa como barrera hidrográfica (El río Amazona fluye hacia el
Atlántico).
Cuenca de antepaís (cuenca molásica): cuenca continental al pie de un orógeno.
Cuenca intramontañosa: cuenca rodeada por montañas en el interior de una cordillera.
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Meteorización o alteración química
Meteorización física: degradación físico de la roca debido a:
Gelifracción: ciclos de hielo / deshielo que abre las fracturas (expansión del hielo).
Dilatación-contracción térmica debido a ciclos diurnos-nocturnos.
Raíces de plantas que ayudan a abrir las fracturas.
Meteorización química: degradación química y disolución de los minerales en la roca que se
esta erosionando y en los clastos sedimentarios transportados:
Disolución: muy importante en el caso de las calizas (CaCO3) - alta solubilidad.
Oxidación: Los minerales ferromagnesianos se transforman en Fe2O3 (hematita=rojo)
o FeO(OH) (limonita=amarillo).
Hidrólisis: Los feldespatos, minerales máficos y micas se transforman en minerales de
arcilla. Por ejemplo: Ortosa(KAlSi3O8) + H20 => kaolinita(Al2Si2O5(OH)4) + K+ +
Si02.
La tabla siguiente muestra los productos sólidos y disueltos de la meteorización química:
Diagénesis y el origen de Dolomías y Sílex
Con la acumulación de más capas de sedimento, este se va transformando en roca dura
(litificación) por compactación y cementación. El espacio de poros se reduce y es sellado por
un "cemento" que suele ser de cuarzo o calcita. La cementación es especialmente rápida en
sedimentos calcáreos debido a la alta concentración de CaCO3 disuelto en el líquido de poros.
Los sedimentos arcillosos destacan por expulsar grandes cantidades de agua y reducir
considerablemente su volumen (hasta el 50%). El proceso de diagénesis también incluye
algunas reacciones químicas entre el líquido de poros y los clastos sedimentarios. Por
ejemplo, la formación de dolomías se produce por sustitución de parte del Ca2+ por Mg
2+ en
las calizas. La formación de nódulos de silex (SiO2) en calizas también es un proceso
diagenético.
mineral original se transformado en: + iones en solución
cuarzo cuarzo (químicamente estable) Si4+
feldespatos minerales de arcilla Ca2+, Na+, K+, Si4+
anfíboles - piroxenos minerales de arcilla, óxidos-Fe Ca2+ Fe2+ Si4+
olivino limonita, hematita Fe2+, Mg2+ Si4+
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SEDIMENTOS DETRITICOS
Clasificación
La textura de las rocas sedimentarias detríticas es "clástica" porque están compuestos
por fragmentos (clastos) de roca o minerales individuales como cuarzo, feldespato, mica,
máficos, arcilla, óxidos de hierro. Los medios de transporte: la gravedad (caída de rocas,
deslizamientos etc.), el hielo (glaciares), los ríos, las corrientes maréales, litorales y oceánicas,
el oleaje y el viento van depositando su carga sedimentaria según disminuye su velocidad o
energía. El material detrítico más grueso primero, después la arena, y por último, las
partículas arcillosas que pueden quedarse en suspensión en corrientes muy débiles.
Un sedimento "maduro" contiene una alta proporción de cuarzo y/o arcilla comparado
con la cantidad de feldespato y minerales máficos, ya que estos se descompusieron por
meteorización química durante el transporte, mientras que el cuarzo es químicamente
resistente. Los minerales de arcilla son los productos de transformación de feldespatos y
minerales máficos. Un sedimento maduro también tiene clastos más redondeados y mejor
seleccionados (tamaños iguales de todos los clastos). Al contrario, un sedimento inmaduro
tiene una proporción relativamente alta de feldespato y máficos, clastos menos redondos y un
peor grado de selección. La clasificación de las rocas detríticas se basa en primer lugar en el
tamaño de los clastos:
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R. no compactada Diámetro de
particulas (mm) Rocas compactadas
GRAVA 256-2 CONGLOMERADO (redond.)
RUDITA BRECHA (anguloso)
ARENA
2-0.6
ARENISCA
0.6-0.2
0.2-0.06 LIMO 0.06-0.004 LIMOLITA
LUTITA ARCILLA <0.004 ARGILITA
Dentro de las Areniscas: se distinguen:
Cuarzoarenisca: alta proporción de cuarzo (maduro)
Arcosa: alta proporción de feldespato (inmaduro)
Grauvaca: mezcla de arena y arcilla (mala selección, inmaduro)
SEDIMENTOS QUIMICOS
Calizas y Margas
Los sedimentos químicos se forman por la precipitación de los iones disueltos en el
agua. En el caso de las calizas, la precipitación de CaCO3 se logra mediante la actividad de
organismos que extraen iones de Ca2+ del agua para construir sus esqueletos, conchas o
caparazones calcáreos. La concentración de Ca2+ en el agua marina, por si misma, no es
suficiente para que precipite el CaCO3 de forma espontánea. Se trata pues de un sedimento
químico orgánico. El tamaño de los organismos varía entre el plancton microscópico hasta los
grandes arrecifes. Los iones de Ca provienen de la meteorización química de feldespatos y
minerales de las rocas terrestres (ver tabla anterior). Exceptuando los arrecifes que son
estructuras fijas, las rocas calizas están compuestas por fragmentos sueltos (bioclastos) que
sufren algún tipo de transporte sobre el fondo marino o bien por la acción del oleaje,
GEOLOGÍA - 2011-2012
3-27
corrientes maréales o corrientes litorales. Por ello, también muchas calizas tienen una textura
clástica igual que los sedimentos detríticos, aunque los clastos son de origen orgánicos
(bioclastos) y no son silicatos. La clasificación de las calizas se basa en el tamaño de los
bioclastos.
Calco-rudita: Acumulación de fragmentos gruesos de coral, conchas, fragmentos de
sedimento calizos ya endurecido etc.
Calcarenita: Arena calcárea bioclástica
Calcolutita (la caliza más común): Compuesta por "micrita" o barro calcáreo.
Margas son parecidas a las calcolutitas pero menos compactas y más porosas. Se
forman cuando la micrita se mezcla con arcilla detritíca, por ejemplo debido a la
proximidad de la desembocadura de un río.
Otros sedimentos químicos
Travertino: El travertino es una caliza de origen inorgánica formado alrededor de un
manantial cargado en CaCO3 disuelto. La precipitación de este mineral produce costras
calcáreas que van incrustando a la vegetación y resulta en una roca muy porosa llena de
oquedades (hierbas).
Sílex: Como ya se ha explicado antes, los nódulos de sílex son de origen diagenético.
Sin embargo, el sílex también puede formarse por otro proceso. En las zonas profundas
de los océanos el sílex se puede formar por la acumulación de esqueletos de plancton
silicio (diatomeas y radiolarios). Los esqueletos calcáreos no llegan a sedimentarse en
profundidades mayores a 2 km. porque se disuelven antes de llegar al fondo. La
solubilidad de CaCO3 aumenta con la presión. Este sílex orgánico se distingue de los
nódulos de sílex por su forma estratificada y fina laminación interna.
Evaporitas: Capas de sales, precipitados en mares interiores en climas áridos. NaCl
(halita), CaSO4.2H2O (yeso), CaSO4 (anhidrita)
Carbón Sedimento orgánico formado por la acumulación de materia orgánica en zonas
pantanosas con aguas estancadas poco oxigenadas. La falta de oxigeno permite la
preservación del carbono. Con mayor grado de diagénesis y metamorfismo se forman
turba > lignito>hulla > antracita, respectivamente.
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ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS
Estratificación / laminación: Refleja variaciones en la composición y/o tamaño del
sedimento y en la velocidad de sedimentación.
Estratificación gradada: disminución gradual del tamaño de los clastos desde la base
hasta el techo de una misma capa.
Laminación cruzada: estratificación de orden secundario, oblicua a la estratificación
primaria, causada por migración de rizaduras de corriente o dunas.
Paleocanales: cauces rellenados por sedimento.
Bioturbación: tubos rellenados por sedimento producidos por fauna bentónica (viven
dentro del sedimento)
Estratificación/laminación
Estratificación Gradada
Estratificación cruzada
Paleocanales
Bioturbación
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FACIES SEDIMENTARIAS
Facies sedimentaria: conjunto de características de la roca, como la composición y
tamaño de los clastos, las estructuras sedimentarias, los fósiles etc. que reflejan las
condiciones climatológicas y geográficas o paleo-ambiente. Distinguimos tres grandes grupos
de facies: facies continentales, facies de costa (o de transición), y facies marinas.
Facies Continentales
Los sistemas montañosos suelen estar separados de la costa por una llanura aluvial
(fluvial) en que se distinguen cuatro subfacies:
Abanicos aluviales: Depósitos de material grueso, poco maduro y mal seleccionado
(mezcla de bloques, grava, arena y arcilla) al pie de una sierra en la desembocadura de
un barranco o torrentera.
Ríos trenzados: Los abanicos aluviales dan paso a una llanura aluvial con ríos trenzados
(braided channels) con caudales variables y muy sensibles a variaciones de las
precipitaciones. Durante precipitaciones tormentosas, los canales transportan gran
cantidad de grava y arena que es depositado en forma de lenguas o barras que separan
los cauces.
Ríos meandriformes (llanuras de inundación): Más cercano a la costa, donde el
gradiente (inclinación) de los ríos es más bajo, los canales trenzados confluyen en un
reducido número de ríos meandriformes cuyos caudales son más importantes y más
estables. Durante épocas de crecida, los ríos se desbordan e inundan la llanura aluvial
(llanura de inundación). Entonces, el sedimento más grueso (grava y arena) queda
depositado en los márgenes del río formando diques naturales, mientras que la arcilla y
arena fina permanecen en suspensión y son depositadas en toda la extensión de la
llanura de inundación.
Delta: gran acumulación de sedimento que se proyecta hacia dentro del mar compuesto
por una serie de grandes lóbulos superpuestos que reflejan cambios periódicos en el
lugar de desembocadura de un río importante.
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Facies de Costa
En la costa, las corrientes litorales y el oleaje no dejan asentarse el sedimento en
suspensión, y únicamente transportan y depositan grava y arena. Las partículas finas en
suspensión pueden sedimentarse en zonas intermareales protegidas por islas-barrera del
oleaje. Estas zonas sólo se llenan de agua marina durante la pleamar. El mar entra por un
sistema de canales serpenteantes y en la transición a bajamar, el agua queda temporalmente
estancada y deposita su carga de sedimento en suspensión. En climas áridos con poco
suministro siliciclástico (ríos pequeños) e intensa actividad orgánica en el agua, el sedimento
principal suele ser micrita (barro calcáreo) que cuando se endurece forma la calcolutita. La
mayoría de las zonas intermareales actuales forman parte de estuarios o rías. Se trata de deltas
o valles fluviales "ahogados" después de la última transgresión marina del Holoceno (fin de la
glaciación del "Würm"). Un "lagoon" es un lago permanente de agua semidulce detrás de la línea
de costa.
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Facies Marinas / Oceánicas
Mar de plataforma: En climas cálidos los mares de plataforma son lugares de intensa
producción orgánica de CaCO3. Se forman calcarenitas y calizas arrecífales en zonas del
mar que están bajo la influencia del oleaje, mientras que en zonas más profundas se
forman calcolutitas o margas. En mares fríos y climas húmedos hay mayor suministro
de material siliciclástico y los sedimentos son areniscas, lutitas, y margas. Las
plataformas continentales actuales son anormalmente anchas y profundas debido al
hecho que vivimos en una época interglaciar con un nivel del mar muy alto. Hace tan
solo 15.000 años, gran parte de las plataformas eran llanuras aluviales y los fondos
marinos todavía conservan algunos rasgos morfológicos heredados de este pasado
terrestre: Por ejemplo, antiguos cauces fluviales, morrenas glaciares, dunas inundadas
Los taludes continentales están cortados por un gran número de cañones submarinos por
donde se canaliza el transporte de sedimento desde la plataforma hacia las llanuras
abisales. El transporte se produce por deslizamientos periódicos que suelen ser
provocados por terremotos. Se generan corrientes turbulentas de lodo, ocasionalmente
con grandes bloques (olistolitos) de roca desprendida. Este material queda depositado
en forma de abanicos oceánicos. La roca formada a partir de estos depósitos son
llamados "turbiditas": se caracterizan por una gradación cíclica de los estratos con
conglomerado en la base, seguido por areniscas y arcillas hacia el techo de cada unidad.
En las zonas abisales de los océanos solo llega a depositarse una mínima cantidad de
arcilla terrígena, mezclada con componentes como plancton silicio, polvo volcánico y
GEOLOGÍA - 2011-2012
3-33
cósmico (micrometeoritos). La velocidad de sedimentación es extremadamente lenta
(unos 0,5 cm por 1000 años) y el espesor total del sedimento no supera el km. Algunas
partes de las llanuras abisales están cubiertas por campos de nódulos de manganeso:
concreciones de óxidos de Fe, Mn, Cu, Co y otros metales diámetros entre 1 y 10 cm
cuyo formación requiere probablemente procesos bioquímicos (bacterias, algas?)
En las dorsales oceánicas pueden acumularse sedimentos sulfurosos alrededor de
chimeneas que expulsan líquidos hidrotermales de un color oscuro y cargados de
minerales. Son los celebres "black smokers". El líquido sale a temperatura de unos
250°C y al enfriarse precipitan los sulfuros y sulfatos. Alrededor de los "black smokers"
se han descubierto colonias de especies de gambas, gusanos y cangrejos adaptados a
estas condiciones infernales (ausencia de luz ni oxigeno). Su metabolismo se basa en
reacciones entre sulfuros y sulfatos en vez de en oxidaciones.
GEOLOGÍA - 2011-2012
3-34
3.4. ROCAS METAMORFICAS Y METAMORFISMO
Que es metamorfismo?
"Metamorfismo" se refiere a los cambios texturales y mineralógicos que sufre una roca
debido a cambios de temperatura y presión litostática. Generalmente, el metamorfismo va
acompañado de deformaciones dúctiles puesto que son los movimientos tectónicos los
responsables de cambiar la profundidad y posición de una roca dentro de la corteza. El
metamorfismo no suele cambiar la composición química de la roca a excepción de lugares
donde se producen importantes flujos de líquido, como puede ser el caso a lo largo de fallas
importantes o zonas de cizalla. Los líquidos pueden introducir nuevos elementos que
sustituyen a otros. En este caso hablamos de "metasomatósis" o alteración hidrotermal.
Muchos yacimientos de minerales raros son formados por este proceso en que minerales
silicatados o carbonatados (calizas) son sustituidos por sulfuros (FeS, PbS2, ZnS2, FeCuS2,
SnS etc.) introducidos en la roca por líquidos.
El proceso de recristalización metamórfica produce tres tipos de cambios:
1) Cambios de forma y del tamaño de los cristales. Pequeños granos antiguos pueden
fusionarse para formar cristales más grandes y más planos contribuyendo al desarrollo de la
foliación tectónica.
2) Transformaciones entre polimorfos. Grafito a diamante, por ejemplo (carbono).
Andalucita - Distena - Silimanita (ver más abajo)
3) Reacciones químicas entre minerales de tipo A + B => C; A + B => C + D etc…
Los productos de estas reacciones pueden cristalizar, o bien en forma de numerosos cristales
pequeños dispersados por toda la roca, o bien como un reducido número de cristales muy
grandes llamados porfiroblastos. Reacciones químicas causadas por un aumento de
temperatura son llamadas reacciones progradas. Suelen ser reacciones de deshidratación que
libera los grupos de OH- que contienen las micas o anfíboles. Ejemplos son:
Anfíbol => piroxeno + H20
SiO2 (Cuarzo) + KAl2Si3AlO10(OH)2 (Moscovita) => KALSi3O8 (Feldespato-K) +
Al2SiO5 (Silimanita) + H20
Estaurolita + Moscovita + Cuarzo => Biotita + Silimanita + H20
Durante la exhumación de la roca, su temperatura y presión vuelven a bajar y las reacciones
progradas pueden producirse en el sentido opuesto (=reacciones retrogradas). Sin embargo, no
siempre se producen o se completan estas reacciones retrogradas por falta de agua.
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GEOLOGÍA - 2011-2012
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Facies metamórficas
Facies metamórfica se refiere a las condiciones de presión y temperatura reflejadas en
una asociación de minerales o paragénesis mineral de una roca metamórfica. Los minerales
más indicativos de cada paragénesis son llamados minerales índice. Su distribución en una
región puede ser cartografiada mediante isogradas: líneas que representan los límites entre
zonas con distintos minerales índice y grados metamórficos. El geólogo escocés Barov fue
pionero en el estudio de las facies metamórficas en el Orógeno Caledoniano de Escocia. Sus
estudios se concentraron en la transformación de rocas máficas (metabasitas) como basaltos.
El observó como los basaltos habían sido transformados en distintas rocas según el grado
metamórfico alcanzado en las distintas zonas. Definió una zona de bajo grado (Epizona) con
esquistos verdes, una zona de grado medio (Mesozona) con anfibolitas y una zona de grado
alto (Catazona) con granulitas todas formadas a partir del mismo basalto original.
En las mismas zonas de Barov también hay metapelitas, un grupo de rocas
metamórficas muy comunes derivados de sedimentos arcillosos (pelitas). Las metapelitas son
transformadas en pizarras, mica-esquistos y migmatitas en las zonas de bajo, medio y alto
GEOLOGÍA - 2011-2012
3-37
grado, respectivamente. Sus paragénesis minerales son muy diferentes a las de metabasitas, lo
que demuestra que, aparte de las condiciones metamórficas, también influye la composición
química de la roca. En la tabla siguiente se resumen las facies, paragénesis minerales y rocas
correspondientes para las metabasitas y metapelitas, seguidas por una lista de los principales
minerales metamórficos.
GEOLOGÍA - 2011-2012
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METAPELITAS METABASITAS
Paragénesis Roca Paragénesis Roca
A. Grado muy bajo FACIES prenita-pumpelyita
mica blanca clorita albita cuarzo
pizarra
prenita pumpelyita clorita albita
esquisto verde
B. Grado bajo FACIES esquisto verde
cuarzo mica blanca albita biotita cloritoide
pizarra --------- filita
clorita epidota albita
esquisto verde
C. Grado medio FACIES de anfibolita
cuarzo biotita mica blanca andalucita distena estaurolita granate
micaesquisto
hornblenda plagioclasa
anfibolita
D. Grado alto FACIES de granulita
cuarzo biotita silimanita feldesp.-K
migmatita
hornblenda plagioclasa piroxeno granate
granulita
E. Alta P / Alta T FACIES de eclogita
cuarzo mica blanca distena cloritoide granate
micaesquisto
granate piroxeno
eclogita
F. Alta P / Baja T FACIES de esquisto azul
cuarzo clorita mica blanca granate
micaesquisto
glaucofana lawsonita clorita
esquisto azul
G. Alta T / Baja P facies de corneanas
biotita andalucita
cordierita
corneanas
Los minerales índice están subrayados
Facies A-D son las facies Barovianas (gradientes geotérmicos normales).
GEOLOGÍA - 2011-2012
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Lista de minerales metamórficos comunes
TECTOSILICATOS cuarzo SiO2 brillo vítreo
albita NaAlSi3O8 blanco
plagioclasa CaAl2Si2O8 - NaAlSi3O8 (=anortita-albita) blanco
feldespato-K KAlSi3O8 blanco - anaranjado
NESOSILICATOS estaurolita (Fe,Mg,Zn)2 Al9 (Si,Al)4 O22(OH)2 rombos marrones
cordierita Mg2Al4Si5O18 cristales grises ovalados
granate (Fe, Mg, Mn)3Si3O12 rojo o marrón
andalucita Al2SiO5 (=polimorfo de baja P) cristales gris-oscuro alargados
distena (kyanita) Al2SiO5 (=polimorfo de alta P) prismático - azul pálido
silimanita Al2SiO5 (=polimorfo de alta T) fibras blancas, o prismático
cloritoide (Fe,Mg,Mn)2 Al4Si2O10 (OH)4 cubitos oscuros
ANFIBOLES hornblenda Ca2(Fe, Mg)5Si8O22 (OH)2 verde oscuro - negro
glaucofana Na2(Fe, Mg)3Al2Si8O22 (OH)2 anfíbol azul
PIROXENOS (Na, Ca, Mg, Fe)2(Si,Al)2O6 (verde oscuro / negro)
FILOSILICATOS clorita (Mg, Al, Fe)6(Si,Al)4O10 (OH)8 (mica verde)
mica blanca (K,Na)Al3Si3O10 (OH)2
biotita K2(Mg, Fe)6Si5Al3O20 (OH)4 (mica negra)
talco Mg3Si4O10 (OH)2 (blanco, muy blando)
serpentina Mg3Si2O5 (OH)4 (verde amarillo, muy blando)
SOROSILICATOS prenita Ca2Al2 Si3O10 (OH)2
pumpeliyita Ca2(Mg,Fe,Mn) Al2Si3O11 (OH)2.H2O
epidota Ca2Fe2 AlSi3O12 (OH)
zoisita Ca2Al2 AlSi3O12 (OH)
lawsonita CaAl2Si2O7(OH)2.H2O
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3-40
Condiciones físicas del metamorfismo
Los experimentos de laboratorio y los conocimientos de la termodinámica han
permitido establecer con precisión las condiciones de P y T que corresponden a las distintas
paragénesis metamórficas, que pueden representarse en gráficos P-T. Entre las minerales
índice más importantes se encuentran tres polimorfos del silicato de Aluminio Al2SiO5
llamados Andalucita, Silimanita y Distena. Dividen el grafico P-T en tres campos y su
distribución en una región nos informa no sólo sobre las condiciones metamórficas alcanzadas
en distintas zonas sino también sobre el gradiente geotérmico que existió durante el
metamorfismo. Un gradiente geotérmico es una línea recta en el grafico P-T (la presión es
proporcional a la profundidad; 1kbar ≈ 3,5 km.). En zonas con un alto gradiente geotérmico,
la Andalucita se transforma en Silimanita a mayor profundidad. Pero con un bajo gradiente
geotérmico (línea con fuerte pendiente) la Andalucita pasa al campo de la Distena con mayor
profundidad (ver Figuras).
El comienzo de la fusión parcial también puede ser representado en el grafico P-T. Las
metapelitas comienzan a fundirse alrededor de 650°C cuando se convierten en migmatitas.
Son rocas que muestran una destacada segregación de minerales félsicos (leucosomas) y
máficos (melanosomas) debido al proceso de diferenciación magmática (ver tema 5).
Los campos de las facies "Barovianas" en el grafico P-T están comprendidos entre
líneas que representan gradientes geotérmicos de unos 20 y 40°C/km. Estos pueden ser
considerados normales. Posterior a Barov se reconocieron otras facies metamórficas que se
forman en regiones con gradientes geotérmicos anómalamente bajos o altos. Son las facies de
alta presión y alta temperatura, respectivamente. A continuación veremos en que lugares
terrestres se dan estas condiciones anómalas.
Metamorfismo en contexto tectónico
En los márgenes activos la corteza oceánica subduce y alcanza grandes profundidades
y presiones litostáticas. Sin embargo, el calentamiento de la placa subducida tarda debido a
que las rocas en general tienen una conductividad térmica muy baja. Por ello, el
metamorfismo se produce en condiciones de elevadas presiones pero baja temperatura (bajo
gradiente geotérmico): es la facies de esquistos azules (alta P - baja T). Los esquistos azules
son metabasitas ricas en un anfíbol azul llamado glaucofana. En la corteza continental de un
margen activo, también se dan condiciones extremas pero en sentido contrario: muy altas
temperaturas a baja presión. Aquí el gradiente geotérmico es muy alto debido a la intrusión de
GEOLOGÍA - 2011-2012
3-41
grandes cantidades de magma procedente del manto. Así vemos que los márgenes activos se
caracterizan por dos zonas con facies metamórficas muy contrastadas: Alta P/baja T en la
placa que subduce, y alta T/baja P en la placa contraria.
En los orógenos de colisión las rocas alcanzan mayores profundidades debido a
plegamientos y cabalgamientos que van engrosando la corteza. Si la profundidad y presión de
una roca aumenta rápidamente su calentamiento ira atrasado por el ya mencionado efecto de
baja conductividad térmica de las rocas. Al contrario, una roca que es exhumada rápidamente
se ira enfriando con retraso con respecto al descenso de presión. Este retardo en el ajuste
térmico de las rocas explica porque sus trayectorias en el grafico P-T suelen ser elípticas con
un sentido horario (ver Figura).
Rift continental: La intensa actividad magmática y el reducido espesor de la corteza
(baja presión) producen un metamorfismo de alta T a relativamente baja P.
Las facies metamórficas que han sido descritas arriba afectan a grandes volúmenes de
la corteza y son causadas por movimientos tectónicos a gran escala. Por ello, son
denominados metamorfismo regional. Contrapuesto al metamorfismo regional existe el
metamorfismo de contacto. Este afecta únicamente a una aureola de contacto de un cuerpo
ígneo intrusivo. El calor desprendido por magma intruido hasta niveles altos de la corteza da
condiciones de alta temperatura a bajas presiones. Además, este metamorfismo no está
necesariamente acompañado de una deformación dúctil de la roca. La facies correspondiente
es la de las corneanas, llamada así por la textura que recuerda a la textura de los cuernos de
los rumiantes. Son rocas muy resistentes y correosas debido al crecimiento masivo de
minerales metamórficas sin que se desarrolle una foliación tectónica.
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