3. minerales y rocas

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.


3-23


3-24

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+


3-25

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:


3-26

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,


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.


3-28

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.


3-30


3-31

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


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.


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.


3-35


3-36

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


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.


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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).


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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


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


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.


3-42

3. minerales y rocas

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