petrografía de rocas Ígneas y metamórficas

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UNIVERSIDAD DE COSTA RICA ESCUELA CENTROAMERICANA DE GEOLOGÍA PETROGRAFÍA ROCAS ÍGNEAS Y METAMÓRFICAS Siegfried Kussmaul Ciudad Universsitaria Rodrigo Facio 2003

Author: jessica-robinson

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Folleto sobre petrografía de rocas ígneas y metamórficas. Descripción en sección delgada.

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  • UNIVERSIDAD DE COSTA RICA

    ESCUELA CENTROAMERICANA DE GEOLOGA

    PETROGRAFA

    ROCAS GNEAS Y

    METAMRFICAS

    Siegfried Kussmaul

    Ciudad Universsitaria Rodrigo Facio 2003

  • TABLA DE CONTENIDO

    pgina

    1 Introduccin 1.1 Generalidades 1 1.2 Muestreo 1

    1.2.1 Muestra de mano para estudios petrogrficos 1 1.2.2 Muestreo geotcnico 1 1.2.3 Muestreo geoqumico 2

    1.3 Clasificacin gentica de las rocas 2 1.3.1 Rocas gneas 2 1.3.2 Rocas sedimentarias 2 1.3.3 Rocas metamrficas 2

    1.4 Reparticin cuantitativa de las rocas y minerales 3 1.5 Estudio geotcnico de las rocas 3

    1.5.1 Relacin entre la composicin mineralgica y propiedades fsico-tcnicas 4 1.5.2 Alteracin de los minerales primarios 4 1.5.3 Porosidad y permeabilidad 5

    2 Los yacimientos de las rocas igneas 2.1 Diferenciacin magmtica 6

    2.1.1 Diferenciacin fraccionada (o cristalizacin fraccionada) 6 2.1.1.1 Diferenciacin gravitacional

    6 2.1.1.2. Diferenciacin por filtracin 7 3.1.1.3 Diferenciacin por flujo 7

    2.1.2 Asimilacin y contaminacin 7 2.1.3 Mezcla de magmas 8 2.1.4 Diferentes grados de fusin parcial en el manto 8

    2.2 Las rocas volcnicas 9 2.2.1 Los productos del volcanismo 10

    2.2.1.1 Gases volcnicos 10 2.2.1.2 Coladas de lava 10 2.2.1.3 Material volcanoclstico 11

    2.2.2 Tipos de volcanes y estructuras volcnicas 16 2.2.2.1 Volcn de lava o en escudo 16 2.2.2.2 Estratovolcn o volcn compuesto 17 2.2.2.3 Cono piroclstico 17 2.2.2.4 Crter de explosin, volcn de gas o maar 18 2.2.2.5 Domo 18 2.2.2.6 Crter 18 2.2.2.7 Caldera 18 2.2.2.8 Cono secundario, adventicio, parsito o satlite 18 2.2.2.9 Meseta de lava o plateau de lava 18 2.2.2.10 Fisuras de enfriamiento 18 2.2.2.11 Cuello o neck 18 2.2.2.12 Sill y dique 18

    2.3 Rocas intrusivas 19 2.3.1 Cuerpos intrusivos concordantes 20

    2.3.1.1 Sill o manto 20 2.3.1.2 Lacolito 20

    2.3.2 Cuerpos intrusivos discordantes 20 2.3.2.1 Plutn 20 2.3.2.2 Dique 20 2.3.2.3 Neck o cuello volcnico 20

  • 3 Los procesos metamrficos 21 3.1 Definicin de metamorfismo 21 3.2 Factores del metamorfismo 22

    3.2.1 Temperatura 22 3.2.2 Presin 23 3.2.3 Factores fsico-qumicos y agentes 24 3.2.4 Duracin de los procesos 24

    3.3 Tipos de metamorfismo 24 3.3.1. Metamorfismo regional 25

    3.3.1.1 Metamorfismo regional, orognico o termo-dinmico 25 3.3.1.2 Metamorfismo de hundimiento o de carga 25 3.3.1.3 Metamorfismo del fondo ocenico 25

    3.3.2 Metamorfismo local 26 3.3.2.1 Metamorfismo de contacto 26 3.3.2.2 Pirometamorfismo, termometamorfismo, metamorfismo optlico o castico 28 3.3.2.3 Metamorfismo cataclstico, dinmico o por dislocacin 28 3.3.2.4 Metamorfismo de impacto 28 3.3.2.5 Metamorfismo regresivo (= diaftoresis) 29

    3.3.3 Metamorfismo aloquimico 29 3.3.3.1 Metamorfismo metasomtico o metasomatismo 29 3.3.3.2 Metamorfismo hidrotermal y neumatoltico 30 3.3.3.3 Autometamorfismo o autohidratacin 30

    3.4 Ultrametamorfismo 31 3.4.1 Anatexa 31 3.4.2 Diatexa o palinognesis 31

    4 Composicin mineralgica de las rocas gneas y metamrficas 32 4.1 Composicin mineralgica cualitativa 32

    4.1.1 Minerales primarios 32 4.1.1.1 Minerales esenciales, cardinales o diagnsticos 32 4.1.1.2 Minerales accesorios 32 4.1.1.3 Minerales accidentales 32

    4.1.2 Minerales secundarios 32 4.1.3 Minerales flsicos y mficos 32

    4.1.3.1 Minerales flsicos o leucocratos 32 4.1.3.2 Minerales mficos, melanocratos o ferromagnesianos 33

    4.2 Composicin mineralgica cuantitativa o modal 33 4.2.1 Anlisis por puntos con la platina mecnica 33 4.2.2 Anlisis por estimacin mediante fotos o diagramas con composicin normativa conocida 33 4.2.3 Estimacin visual al microscopio 33 4.2.4 Sugerencias y exactitud de los anlisis modales 33 4.2.5 Representacin de los anlisis modales 35

    4.3 Coexistencia de minerales 35 4.4 Orden de cristalizacin 36

    5 Textura y fabrica de las rocas gneas 38 5.1 Grado de cristalinidad 38 5.2 Granularidad 38 5.3 Tamao relativo de los granos 39 5.4 Forma de los cristales 39

    5.4.1 Hbito de los cristales 39 5.5 Combinaciones comunes 41 5.6 Texturas particulares 41 5.7 Texturas que en realidad describen tramas 44 5.8 Texturas modificadas 46 5.9 Inclusiones o enclaves 46

  • 6 Textura y fbrica de las rocas metamrficas 48 6.1 Cristalizacion metamorfica 48

    6.1.1 Crecimiento por secrecin 49 6.1.2 Crecimiento por concrecin 49 6.1.3 Crecimiento por reemplazamiento 49

    6.2 Factores que controlan la orientacin de los minerales 50 6.2.1 Composicin de la roca original 50 6.2.2 Condiciones de presin 50 6.2.3 Texturas originales de las rocas 50

    6.3 Microestructura 50 6.3.1 Foliacin 50 6.3.2 Alineacin 51

    6.4 Texturas 52 6.5 Fabricas relictas 55

    6.5.1 Texturas relictas de las rocas sedimentaras 55 6.5.2 Texturas relictas de rocas gneas 57 6.5.3 Texturas relictas de las rocas metamrficas 57

    7 Clasificacin de las rocas gneas 58 7.1 Clasificacin de las rocas plutnicas (clasificacin de Streckeisen) 58 7.2 Clasificacin de las rocas volcnicas 62

    7.2.1 Composicin mineralgica modal 63 7.2.2 Composicin mineralgica normativa 63 7.2.3 Clasificacin de Streckeisen para las rocas volcnicas 64 7.2.4 Clculo de la norma C.I.P.W. 64

    7.2.4.1 Minerales normativos 65 7.2.4.2 Operacin 65

    7.2.5 Composicin qumica 69 7.2.5.1 Diagrama TAS 70 7.2.5.2 Diagrama de Peccerillo & Taylor 70 7.2.5.3 Diagrama de Gill 70

    7.2.6 Diagramas de variacin 70 7.2.7 Clasificacin aproximada de las rocas volcnicas mediante el microscopio 73 7.2.8 Clasificacin de rocas volcanoclsticas 74

    8. Clasificacin de las rocas metamrficas

    77 8.1 Nombres de grupos importantes

    77 8.2 Grupos qumicos

    79 8.3 Principios de la clasificacin gentica de las rocas metamrficas

    80 8.3.1 Representacin grfica de asociaciones minerales

    80 8.3.2 El metamorfismo progresivo 82

    8.3.2.1 Zonas de Grubenmann, Niggli y Becke 82

    8.3.2.2 Minerales ndices de Barrow, Tilley y Harker 82

    8.3.2.3 Variacin de la composicin qumica de ciertos minerales 83

  • 8.3.2.4 Las facies del metamorfismo 83

    9. Descripcin de las rocas plutnicas 86 9.1 Granitoides 86 9.2 Sienitoides 90 9.3 Dioritoides 91 9.4 Gabroides 93 9.5 Sienitoides foidicos 95 9.6 Dioritoides/gabroides foidicos

    96 9.7 Foidolitas 97 9.8 Anortositas 98 9.9 Rocas ultramficas o ultrabsicas

    98

    9.9.1 Peridotitas y piroxenitas 98

    9.9.2 Serpentinitas 98 9.10 Carbonatitas 101

    10. Descripcin de las rocas volcnicas 102 10.1 Riolitas, riodacitas y dacitas 102 10.2 Andesitas 104 10.3 Traquitas y latitas 106 10.4 Basaltos 106 10.5 Fonolitas 109 10.6 Tefritas

    111

    10.7 Foiditas 111

    10.8 Rocas volcnicas ultrabsicas 112 10.9 Lamprfiros 113 10.10 Rocas piroclsticas 114

    10.10.1 Depsitos de cada 114 10.10.2 Depsitos de flujo 115 10.10.3 Depsitos de oleadas piroclsticas

    115

    11. Descripcin de las rocas metamrficas

    117

    11.1. Rocas del metamorfismo cataclstico 117 11.1.1 Brecha tectnica o de friccin

  • 117

    11.1.2. Cataclasita 117

    11.1.3. Milonitas 117

    11.1.4. Filonitas 117

    11.2. Rocas del metamorfismo de contacto 117 11.2.1. Cornubianitas

    118

    11.2.2. Esquistos moteados o mosqueados 118

    11.2.3. Cuarcitas 119 11.2.4. Mrmoles

    125

    11.2.5. Skarns 120

    11.3. Rocas del metamorfismo regional 120

    11.3.1. Pizarras 120

    11.3.2. Filitas 121

    11.3.3. Esquistos con bajo grado de metamorfismo 121

    11.3.3.1. Esquistos micceos 121

    11.3.3.2. Esquistos clcicos o mrmoles esquistosos 122

    11.3.3.3. Esquistos verdes 122 11.3.3.4. Esquistos ferruginosos

  • 123

    11.3.3.5. Esquistos magnesianos 123

    11.3.3.6. Esquistos con glaucofana 123

    11.3.4. Esquistos con alto grado de metamorfismo 124

    11.3.4.1. Esquistos pelticos 124 11.3.4.2. Esquistos clcicos y mrmoles foliados 125 11.3.4.3. Esquistos con magnetita 125 11.3.4.4. Esmeril 125 11.3.4.5. Esquistos cuarzo-feldespticos o gneises 126

    11.3.5. Anfibolitas 127 11.3.6. Granulitas 127 11.3.6. Charnockitas 127 11.3.7. Eclogitas 128 11.3.8. Migmatitas 128

    12. Bibliografa 130

    Apndices 132

  • Introduccin

    1

    INTRODUCCIN

    1.1 GENERALIDADES

    La petrografa es una rama de la petrologa, que se ocupa de la descripcin de las rocas, de su contenido mineral y de su textura; describe los yacimientos y clasifica las rocas de acuerdo a ciertas reglas. La petrologa es la ciencia que investiga el origen de las rocas y explica los procesos de formacin aplicando las leyes de la fsica y qumica..

    Los objetivos de la petrografa son: Clasificar las rocas para la elaboracin de mapas geolgicos, estudios estratigrficos y para la prospeccin de minerales.

    Determinar las relaciones entre el comportamiento fsico-tcnico de una roca y la composicin mineralgica (tanto cualitativa como cuantitativa), el grado de meteorizacin, el tamao y la forma de los granos y la textura de la roca.

    El estudio petrogrfico de una roca implica una serie de observaciones, comprendiendo habitualmente cuatro aspectos fundamentales, que son: (1) composicin mineralgica cualitativa y cuantitativa; (2) textura; (3) clasificacin de la roca y (4) observaciones, donde se describen las caractersticas de la roca que no hayan quedado suficientemente explcita en los puntos anteriores, como el grado de alteracin, los eventuales problemas de clasificacin o de interpretacin subjetiva o los datos especficos relacionados con el objeto del estudio (p.ej., si la roca es apta como material de construccin).

    Una roca es un agregado natural de minerales (= paragnesis mineral) cuyo composicin y textura es homognea y que se presenta como cuerpo geolgico independiente, o sea, ocupa un volumen considerable dentro de la corteza terrestre. La homogeneidad se conserva generalmente en un cuerpo que contenga por lo menos 1000 granos de minerales. Por lo

    tanto, una muestra representativa de una roca tiene que ser tanta mayor cuanto mayores son los granos. Un cuerpo es

    geolgicamente independiente cuando el agregado mineral se distingue de sus alrededores por el tipo o tiempo de formacin. As, los cuerpos intrusivos con una extensin de varios kilmetros o decenas de kilmetros y una composicin homognea se consideran como cuerpos de rocas independientes, igual como a los delgados diques de basalto o granitos. Al contrario, por convencin no se consideran como rocas las formaciones hidrotermales, que forman vetas dentro de diferentes tipos de roca caja; estas se llaman vetas de cuarzo, vetas de fluorita, etc.

    Se conocen rocas monominerlicas, que estn compuestas por un solo tipo de mineral (dunita, anortosita, yeso, mrmol, etc.); ms comunes son rocas poliminerlicas, compuestas por minerales diferentes.

    Los principales mtodos de trabajo de la petrografa son: Trabajo de campo, incluyendo la toma de muestras. Estudio microscpico, especialmente con el microscopio polarizante. Anlisis qumico de las rocas y minerales. Estudios especializados con el microscopio electrnico o con la microsonda.

    1.2 MUESTREO

    En el campo se toma una muestra de todas las variedades de roca que afloran y se las estudia microscpicamente para obtener una idea sobre la composicin y textura del cuerpo geolgico. Durante el muestreo se pueden tomar dos hasta tres diferentes tipos de muestras:

    1.2.1 Muestra de mano para estudios petrogrficos: el tamao de la muestra debe ser alrededor de 12*9*3 cm; en caso de rocas inhomogneas o de grano muy grueso (p.ej., conglomerados, gneises), el tamao debe ser mayor. La muestra de mano debe ser representativa para el cuerpo geolgico o parte de este y a veces habr que tomar una muestra sana y otra que indica el grado y las caractersticas de la meteorizacin. En casos de una orientacin preferencial de los minerales es

  • Introduccin

    2

    recomendable tomar la muestra orientada, o sea, se marca sobre la muestra el rumbo y buzamiento. El lugar del muestreo

    se ubica en el mapa topogrfico o en el plano del afloramiento.

    1.2.2 Muestreo geotcnico: en el caso de rocas homogneas y de grano fino se toman bloques con una dimensin mnima de 20*20*30 cm. Si se trata de rocas poco homogneas o de grano grueso, el tamao de la muestra tiene que ser mayor. Siempre se sacan las muestras orientadas y con mucho cuidado, de manera que no influyen perturbaciones

    secundarias (p.ej., diaclasas cerca de las perforaciones, de voladura, etc.).

    1.2.3 Muestreo geoqumico: por su rapidez, sencillez y bajo precio se utilizan ms los estudios petrogrficos que los qumicos. Adems, el anlisis qumico de una roca, especialmente de una roca de grano grueso, puede variar mucho dentro de un mismo afloramiento.

    Si los objetivos de la investigacin son del tipo petrolgico o geotectnico interesa ms la clasificacin exacta de la roca. Para estos fines la roca tiene que ser homognea y fresca. Si la roca es de grano grueso, los anlisis qumicos de muestras tomadas en diferentes lugares del mismo afloramiento pueden variar mucho. Es importante moler mucho

    material y despus reducir el polvo mediante cuarteo al peso requerido (unos pocos gramos). Para dataciones radiomtricas la roca tambin tiene que ser fresca y se toma como mnimo un kilogramo de material.

    1.3 CLASIFICACIN GENTICA DE LAS ROCAS

    A pesar de que en un principio la petrografa es una ciencia descriptiva, el primer criterio de clasificacin de las rocas es el de su origen. Se distinguen tres grandes grupos de

    rocas:

    1.3.1 Rocas gneas (o magmticas o eruptivas o endgenas): Se forman por la cristalizacin o el enfriamiento de un magma, que es una roca fundida ms voltiles. Los magmas solamente existen a una temperatura elevada, entre unos 750

    o y

    1500oC y por eso el nombre de roca gnea (= rocas de fuego). Segn las condiciones del enfriamiento se distinguen: Rocas volcnicas (o efusivas): Se forman por el enfriamiento de un magma (= lava) derramado en la superficie de

    la Tierra. La temperatura de formacin es alta, la presin litosttica muy baja.

    Rocas plutnicas (o intrusivas): Se forman por la cristalizacin del magma a grandes profundidades dentro de la corteza terrestre. En este caso tanto la temperatura como la presin litosttica son altas.

    Rocas hipoabisales (o subvolcnicas): Forman la transicin entre las rocas volcnicas y plutnicas. Se forman por el enfriamiento de un magma encima del cuerpo plutnico, pero todava por debajo de la superficie terrestre. Ejemplos son las cmaras magmticas, diques, mantos y los conductos de los volcanes. La temperatura de formacin es alta, la presin litosttica intermedia.

    1.3.2 Rocas sedimentarias (o exgenas): Se forman en la superficie de la tierra bajo la influencia de la atmsfera, hidrosfera y biosfera. O sea, en sus formacin participan los procesos de meteorizacin, erosin, transporte y depositacin. Tanto la temperatura de formacin como la presin litosttica son cercanas a zero. Las rocas sedimentarias presentan dos caractersticas importantes; en primer lugar, se disponen en capas superpuestas o estratos y en segundo lugar, muchas veces contienen fsiles.

    1.3.3 Rocas metamrficas: Se forman a partir de rocas gneas o sedimentarias por la recristalizacin en estado slido,

  • Introduccin

    3

    debido al aumento de la temperatura y presin. O sea, resultan de la transformacin de rocas ms antiguas. Rocas gneas o sedimentarias que han sufrido un poco de metamorfismo pero que todava conservan muchas de sus

    caractersticas mineralgicas y texturales originales se denominan con el prefijo meta- (p.ej., metabasalto, metacuarcita). Como se ve en la figura 1.1 los diferentes procesos geolgicos pueden transformar un tipo de roca a otro.

    Las rocas gneas y metamrficas generalmente se estudian aparte de las rocas sedimentarias, porque muchos de los procesos que forman a las rocas sedimentarias se dejan observar en la actualidad. Al contrario, los procesos que forman a

    las rocas plutnicas y metamrficas no se pueden estudiar directamente y por eso, su formacin tiene que ser explicada mediante interpretaciones de las observaciones de campo, combinadas con estudios experimentales y tericos.

    1.4 REPARTICIN CUANTITATIVA DE LAS ROCAS Y MINERALES Las rocas gneas componen el 65% del volumen de la parte superior de la corteza terrestre (hasta aproximadamente

    16 km). Sin embargo, si no se considera el volumen sino la distribucin en la superficie, la relacin cambia: el 75% de la superficie terrestre est cubierta por rocas sedimentarias, que yacen en forma de un velo con un espesor promedio de 1,5 km encima de las rocas gneas y metamrficas.

    Cuadro 1.1

    Frecuencia de las rocas y minerales ms importantes en la corteza terrestre (segn RONOV & YAROSHEVSKY, 1969)

    ROCAS

    % del vol.

    MINERALES

    % del vol.

    Igneas

    64,7

    Plagioclasas

    39

    Granitos

    10,4

    Feldespatos alcalinos

    12

    Granodioritas y dioritas

    11,2

    Cuarzo

    12

    Sienitas

    0,4

    Piroxenos

    11

    Basaltos, gabros

    42,5

    Micas

    5

    Dunitas y peridotitas

    0,2

    Anfboles

    5

    Metamrficas

    27,4

    Olivino

    3

    Gneises

    21,4

    Arcillas y cloritas

    4,6

    Esquistos, filitas y pizarras

    5,1

    Calcita

    1,5

    Mrmoles

    0,9

    Dolomita

    0,5

    Sedimentarias

    7,9

    Magnetita

    1,5

    Areniscas

    1,7

    Granate, distena, andalusita. sillimanita. apatito, etc.

    4,9

    Lutitas y argilitas

    4,2

    Carbonatos y sales

    2,0

    1.5 ESTUDIO GEOTCNICO DE LAS ROCAS El objetivo de estos estudios es determinar las caractersticas fsicas de la roca y determinar si la roca es apta para

    diferentes aplicaciones industriales, especialmente como material de construccin. Consiste de: Trabajo de campo: se estudian las caractersticas geolgicas-estructurales del afloramiento para determinar la extensin (volumen) de la roca, la posibilidad de poder extraer una roca con las mismas propiedades durante un cierto nmero de

  • Introduccin

    4

    aos, la homogeneidad de la roca, la presencia de diaclasas, fallas, estratificaciones, esquistosidad, el tipo y grado de meteorizacin, el volumen de los materiales estriles, etc. Muestreo: Los estudios fsico-tcnicos son mucho ms caros que los microscpicos y por eso se los realiza solamente en un nmero reducido de muestras. Estudio microscpico: Al ingeniero le interesa en primer lugar si una roca puede ser utilizada para una cierta aplicacin. Esto se hace mediante una serie de pruebas fsico-tcnicos. El objetivo de los estudios microscpicos es determinar la relacin que existe entre el comportamiento fsico-tcnico de una roca y su composicin mineralgica cualitativa y cuantitativa, su textura, grado de meteorizacin de los componentes, tamao y forma de los granos etc. Una vez que se conocen estas relaciones es suficiente utilizar mtodos mineralgico-petrogrficos para el control continuo de la explotacin de la materia prima.

    Para la descripcin de las caractersticas petrogrficas-tecnolgicas de una roca se utiliza: La composicin mineralgica cualitativa de la roca, o sea, cuales minerales componen la roca. La composicin mineralgica cuantitativa de la roca, o sea, que porcentaje del volumen ocupa cada uno de los

    componentes.

    La textura de la roca, o sea, el tamao, la forma y el contacto de los granos, la unin entre los diferentes minerales, la presencia de poros, diaclasas etc. y la distribucin de los componentes en el espacio.

    El grado y tipo de meteorizacin de los diferentes minerales.

    Estudio fsico-tcnico: es el tema de los cursos de Geotcnia y Mecnica de Rocas.

    1.5.1 Relacin entre la composicin mineralgica y las propiedades fsico-tcnicas El comportamiento tcnico de una roca, especialmente su resistencia mecnica y la contra la meteorizacin, depende

    de los minerales esenciales y mficos presentes. Altos contenidos de minerales con una exfoliacin perfecta (p. ej. micas) disminuyen la resistencia contra la compresin y facilitan la meteorizacin. Tambin algunos minerales accesorios disminuyen la resistencia contra la meteorizacin y por lo tanto tambin la resistencia mecnica. Ejemplos son: Sulfuros (los ms comunes son marcasita/pirita FeS2 y calcopirita CuFeS2): en contacto con el agua y oxgeno se transforman rpidamente en hidrxidos de hierro (limonita) y cido sulfrico, el cual ataca a casi todos los minerales. Analcima en presencia de nefelina provoca "manchas de sol", o sea, en los basaltos se forman manchas blanquecinos o grises y ms tarde se fractura la roca. La causa es, que la nefelina se transforma parcialmente en analcima, aumentando el volumen en un 5,5%, lo cual provoca presiones fuertes las cuales rompen a la roca. Al tomar las muestras en el

    yacimiento a menudo no se nota si la roca sufre este mal. Una prueba rpida es, hervir la roca durante 10 minutos en HCl. Si se forman manchas blancas es probable que la roca sufra este mal.

    Vidrios, especialmente los que son ricos en Fe, son muy susceptibles a la meteorizacin e influyen por lo tanto mucho en las propiedades mecnicas de las rocas. Contenidos pequeos de vidrio dentro de la matriz se confunden fcilmente con minerales con baja birrefringencia, tales como nefelina, analcima o zeolitas. Al aumentar el contenido de Fe en un

    vidrio, el color se vuelve ms oscuro.

    1.5.2 Alteracin de los minerales primarios La meteorizacin es el conjunto de procesos externos que provocan la alteracin de las rocas en la superficie. En

    tiempos geolgicos todos los tipos de roca sufren meteorizacin. Sin embargo, en la geotcnia solamente interesa la meteorizacin que es efectiva en tiempos mucho ms cortos. Se dice que una roca es resistente contra la meteorizacin cuando durante el tiempo de vida de la construccin no ocurren transformaciones las cuales podran daar a la construccin. Como la resistencia a la meteorizacin vara de una roca a otra, es importante determinar el grado de meteorizacin que muestra una roca.

    Se pueden diferenciar dos tipos de meteorizacin: (1) meteorizacin en el afloramiento; (2) meteorizacin durante el uso de la roca en construcciones. Para las construcciones se emplean generalmente solo rocas que no han sido afectadas

    por la meteorizacin en el afloramiento. Si los minerales principales muestran un poco de meteorizacin, sta avanza

  • Introduccin

    5

    rpidamente en las construcciones ya que stas estn en contacto directo con el agua y el aire y en un ambiente con ms SO2 y CO2. Adems, los muros de los edificios muestran otras condiciones de difusin del agua, humedad, aeracin y secamiento que una roca cubierta por suelos. Rocas con alteracin hidrotermal solo se usan si es del tipo silicificacin y sin pirita.

    La resistencia contra la meteorizacin y la resistencia mecnica de una roca depende tambin de la textura: la resistencia aumenta con la disminucin del tamao del grano. En las rocas porfirticas la resistencia baja cuando los fenocristales ocupan gran parte de la roca o cuando existe una diferencia muy grande entre el tamao de los fenocristales y el de los microlitos; mucha influencia tiene tambin la composicin de la matriz. Adems, la resistencia depende de la distribucin de los minerales que sufren fcilmente una meteorizacin (olivino, feldespatoides). Si estos minerales estn completamente rodeados por minerales resistentes (feldespatos, piroxenos), la roca resulta ser bastante resistente.

    Por la meteorizacin y alteracin hidrotermal los minerales formadores de rocas son transformados o diferentes productos:

    Feldespatos y feldespatoides: Muy frecuente es la alteracin a sericita y arcillas; en las plagioclasas clcicas se observa muchas veces una alteracin a calcita. Las plagioclasas clcicas se meteorizan ms fcilmente que los feldespatos alcalinos. Minerales secundarios menos frecuente son zeolitas, prehnita, diasporo, bohemita o hidrargillita. La leucita y

    nefelina meteorizan a zeolitas e hidronefelina, a veces tambin a analcima, hidrargillita y sericita. Micas: Muy comn es la meteorizacin de la biotita a clorita. Junto a la clorita se presenta tambin epidota, clinozoisita, calcita o rutilo. El producto final de la meteorizacin de las biotitas es una mezcla de carbonatos, epidota y limonita. La muscovita, al contrario, es un mineral muy resistente contra la meteorizacin. Piroxenos: Por la meteorizacin se forma frecuentemente clorita, a veces junto con xidos de hierro. El producto final de la meteorizacin es una mezcla de carbonatos, limonita y cuarzo (este ltimo a menudo en forma de calcedonia u palo). Piroxenos ricos en Mg se transforman muchas veces en serpentina (= bastita). Bajo las condiciones del metamorfismo incipiente o de la alteracin deutrica, los piroxenos se transforman en anfboles fibrosos (= uralita). Anfboles: Frecuentemente se forman cloritas, a veces junto con epidota, calcita y cuarzo. El producto final es una mezcla de carbonatos, limonita y cuarzo. La hornblenda basltica se meteoriza ms fcilmente que la hornblenda comn. Debido a su buena exfoliacin, la meteorizacin los afecta ms fcilmente que a los piroxenos. Olivinos: Lo ms comn es la transformacin a serpentina, generalmente junto con xidos de hierro (magnetita, hematita o limonita), a veces tambin junto con clorita. El producto final es una mezcla de carbonatos (principalmente magnesita), limonita y cuarzo (a veces en forma de calcedonia u palo). Otro tipo de alteracin es a nontronita, un tipo de arcilla con un pleocrosimo y birrefringencia alta. La iddingsitizacin (bowlingita) solo se presenta en las rocas volcnicas.

    1.5.3 Porosidad y permeabilidad

    Cada roca contiene entre los componentes slidos tambin vacos (poros) con diferentes tamaos y formas, rellenados por lquidos (agua, petrleo) o gases (aire, gas natural, etc.). En la mayora de las rocas sedimentarias la porosidad es alta, en las rocas gneas (a excepcin de las lavas vesiculares) y metamrficas es baja y generalmente no supera los 2,5 % del volumen. En las rocas plutnicas y metamrficas los espacios porosos siguen generalmente a los contactos de los granos y a los planos de exfoliacin de los minerales, o sea, su forma es tabular.

    La porosidad de una roca depende del nmero y tamao de los poros e influye en la permeabilidad de la roca para lquidos y gases. La porosidad y permeabilidad influyen mucho en las propiedades tcnicas de las rocas, especialmente en la capacidad de la roca de absorber agua, la filtracin de lquidos y gases, la resistencia mecnica y contra la meteorizacin, el desgaste y el peso especfico.

    En secciones delgadas solamente se dejan observar los poros ms grandes. De acuerdo al tamao de los poros se distinguen:

    microporos con un dimetro < 0,005 mm poros finos 0,005 - 0, 2 mm poros gruesos 0,2 - 2 mm macroporos > 2 mm

  • Introduccin

    6

  • Yacimientos de las rocas gneas

    6

    LOS YACIMIENTOS DE LAS ROCAS GNEAS

    2.1 DIFERENCIACIN MAGMTICA La composicin de los magmas primarios puede ser modificado para

    producir una variedad de magmas secundarios y con eso tambin rocas gneas diferentes (Fig. 2.1). Durante el ascenso de los magmas hacia la superficie su

    composicin puede variar de diferentes maneras. Por ejemplo, el magma puede reposar durante un cierto tiempo en una cmara magmtica cercana a la superficie, donde ocurre una cristalizacin en los bordes o, los minerales que cristalizan pueden hundirse. Esto, por lo menos, era la creencia esttica, o sea, que la cmara magmtica constituye un sistema cerrado. Muchas veces, sin embargo, se trata de un sistema abierto, o sea, peridicamente la cmara magmtica puede llenarse, vaciarse, sufrir una cristalizacin fraccionada o puede ser tapada. Debido al reaprovisionamiento puede ocurrir una mezcla de

    magmas o se puede formar una cmara con zonacin composicional.

    Los procesos ms importantes son: 2.1.1 Diferenciacin fraccionada (o cristalizacin fraccionada): abarca todos los procesos por medio de los cuales un magma originalmente homogneo se descompone durante la cristalizacin en fracciones con diferente composicin qumica y mineralgica.

    Los minerales que cristalizan primero son ms bsicos que los que cristalizan al final. Por eso, cuando empieza la cristalizacin de un magma, el magma residual se pone ms cido y su composicin qumica difiere tanto del magma original como de los primeros minerales

    cristalizados: se dice, que el magma es

    diferenciado. Sin embargo, si todo el magma

    cristaliza tranquilamente, la roca resultante tiene

    la misma composicin qumica como el magma original. Para que se produzca una

    diferenciacin en fracciones con diferente composicin necesitamos procesos que separan el magma residual de los cristales. As, de un magma pueden originarse varias fracciones de

    un magma residual, cada una con una

    composicin qumica diferente (Fig. 2.2). Para cada fraccin lquida existe una fraccin de cristales con composicin opuesta. Cada fraccin, sea lquida o slida, puede formar una roca.

    Los procesos que separan el magma residual de los cristales pueden ser:

    2.1.1.1 Diferenciacin gravitacional: los minerales que cristalizan primero tienen un peso especfico ms alto que el magma y pueden hundirse dentro de la cmara magmtica o dentro de la intrusin (Figs. 2.3 y 2.4). Requisito para la diferenciacin gravitacional es, que la fase lquida predomine y que la viscosidad del magma no sea muy alta. En magmas granticos, que tienen una viscosidad alta, el hundimiento de los minerales ferromagnesianos y de las plagioclasas clcicas (todos los cristales con un dimetro de 2 mm) ha sido calculado en 1 hasta 0,1 m por ao.

    El hundimiento de los cristales de olivino se puede observar en las erupciones en Hawaii, donde las lavas que salen

    en la cumbre de un volcn contienen pocos olivinos, mientras que las lavas que al mismo tiempo salen de los flancos del volcn son ricos en olivino. Otras pruebas son ciertos intrusivos, principalmente sills, que muestran en la base una capa rica en olivino y hacia arriba son ms cidos.

  • Yacimientos de las rocas gneas

    7

    2.1.1.2 Diferenciacin por filtracin: si la cristalizacin est avanzada, los cristales forman una red con el magma residual en sus intersticios. La composicin qumica de los cristales y la del magma residual son muy diferentes. Al seguir la cristalizacin, los cristales reaccionan con el magma residual y forman finalmente una roca homognea con la misma composicin qumica como el magma original. Sin embargo, durante la cristalizacin el magma residual puede ser exprimido por procesos tectnicos.

    3.1.1.3 Diferenciacin por flujo: partculas slidas dentro de un lquido en movimiento se concentran en la zona de mayor velocidad. Requisito es que el flujo sea laminar y sin turbulencias. Por este proceso se pueden explicar las concentraciones

  • Yacimientos de las rocas gneas

    8

    de olivinos en las partes centrales de algunos diques.

    2.1.2 Asimilacin y contaminacin: es la incorporacin de rocas caja al magma. Por lo general, la composicin qumica del magma es diferente de la composicin de las rocas caja y por eso no existe un equilibrio qumico, sino ocurre una reaccin. Ciertos minerales de la roca caja pueden fundirse parcial o totalmente y de este modo cambia la composicin qumica del magma. Procesos de asimilacin se observan a menudo a lo largo de los contactos entre las rocas intrusivas y las rocas caja o invadidas.

    Para fundir una roca se necesitan aproximadamente 75 cal/g. El calor especfico de un magma solo es de unos 0,25 cal/g y C y por lo tanto no alcanza para la fusin de las rocas caja, ya que existen pocos magmas sobrecalentados (la prueba es la textura porfirtica de la mayora de las rocas volcnicas). La energa para la fusin tiene que ser proporcionada por la cristalizacin, que es un proceso exotrmico.

    Un magma solo puede fundir a un mineral con un punto de fusin ms bajo que la temperatura del magma. Esto significa, que un magma basltico puede fundir la mayora de los minerales de un granito, pero un magma grantico no puede fundir los minerales de un gabro.

    La composicin qumica de muchas rocas sedimentarias es muy diferente de la de las rocas gneas. Sin embargo, todos los elementos que contienen las rocas sedimentarias estn presentes tambin en las rocas gneas. Por eso, por la asimilacin de sedimentos no cambia mucho la composicin cualitativa, pero si la composicin cuantitativa:

    Cuadro 2.1

    Asimilacin de una caliza por un magma basltico

    Caliza

    Basalto

    Basalto + 5% caliza

    Basalto + 15% caliza

    SiO2

    5,2

    51,0

    50,0

    47,8

    TiO2

    0,1

    1,4

    1,37

    1,31

    Al2O3

    0,8

    15,6

    15,27

    14,51

    Fe2O3

    0,5

    1,1

    1,1

    1,08

    FeO

    0,5

    9,8

    9,56

    9,05

    MgO

    8,0

    7,0

    7,22

    7,56

    CaO

    43,0

    10,5

    12,33

    15,63

    Na2O

    0,1

    2,2

    2,15

    2,05

    K2O

    0,3

    1,0

    0,99

    0,97

    CO2

    41,9

    -

    -

    -

    CIPW Ortosa

    6,1

    6,1

    6,1 Plagioclasa

    An

    48,1

    62

    47,3

    61

    34,1

    80 Nefelina

    -

    -

    5,7 Piroxeneos

    34,0

    33,6

    41,1 Olivino

    2,3

    8,9

    9,0 Magnetita

    4,4

    4,4

    4,1

    Por la asimilacin de rocas calcreas, un magma basltico se enriquece en CaO y MgO y empobrece en todos los

  • Yacimientos de las rocas gneas

    9

    dems xidos. Por lo tanto, la plagioclasa se vuelva ms rica en anortita, pero debido a la disminucin del slice y aluminio, la cantidad de

    plagioclasa disminuye, aumenta la cantidad de olivino y aparece la

    nefelina.

    Cuando un magma asimila areniscas o lutitas, aumenta

    especialmente el contenido de slice, potasio y alumina. Se forma entonces ms cuarzo y feldespato potsico.

    2.1.3 Mezcla de magmas: es la contaminacin de un magma con otro, con composicin qumica diferente. Indicios de esto son fenocristales corrodos de cuarzo y olivino en una misma roca, fenocristales de plagioclasa con zonacin y composicin muy diferente dentro de la misma roca o vidrios de diferentes colores. En estos casos existe un

    desequilibrio completo entre las diferentes fases slidas o entre la fase slida y lquida.

    2.1.4 Diferentes grados de fusin parcial en el manto: la composicin qumica y mineralgica de un magma depende de muchos factores. Por ejemplo: (1) tipo de roca en la zona donde ocurre la fusin; (2) historia geolgica de la roca, especialmente influyen los eventos trmicos, metamrficos y de fusin que sufri anteriormente y (3) grado de fusin parcial de la roca (Figs. 2.5 y 2.6).

    Explicacin de la figura 2.5: (1) Roca por debajo de la temperatura eutctica con la composicin X = 40% A, 30% B y 30% C. A, B y C pueden ser, p.

    ej., forsterita, dipsido y enstatita ( composicin del manto). (2) Donde los tres componentes A, B y C estn en contacto entre si, la fusin parcial produce un lquido con la

    composicin E1. (3) Fusin parcial con lquido de composicin E1 (en negro), en el momento cuando el componente B ha sido

    completamente consumido.

    (4) El lquido con la composicin E1 se separa de los slidos A y C. Resulta una roca residual con la composicin X. La roca residual solo se funde si elevamos la temperatura hasta la temperatura eutctica E2. En el punto Y todo el componente C est en fusin y solo queda el componente A slido.

    Cantidad mxima de lquido con la composicin E1 es igual a distancia X-X / distancia E1-X* 100.

  • Yacimientos de las rocas gneas

    10

    2.2 LAS ROCAS VOLCNICAS

    Las rocas volcnicas son el producto del enfriamiento de una lava. Como lava se denomina un magma desgasificado que sale a la superficie y tambin una roca consolidada. Al subir el magma en el conducto de un volcn, la presin litosttica disminuye y por eso hay una separacin del magma en una fase lquida (= lava) y una fase gaseosa. Esta separacin del magma en dos fases es el "motor" del volcanismo.

    El volcanismo incluye todos los fenmenos que estn relacionados con el ascenso de un magma a la superficie. El tipo y la violencia de la actividad volcnica y la forma de los edificios volcnicos dependen principalmente de dos factores: (1) el contenido de voltiles en el magma y (2) de la facilidad con la cual los voltiles pueden escapar a la atmsfera. Esta facilidad de escape depende en primer lugar de la viscosidad del magma, o sea, la resistencia que pone el magma a fluir.

    La viscosidad de un magma depende de los siguientes factores: Temperatura: disminuye al aumentar la temperatura (Fig. 2.7) Composicin qumica, especialmente contenido de SiO2 y voltiles: la viscosidad aumenta con un aumento del

    contenido de slice y disminuye con el aumento del contenido de agua (Fig. 2.7) Presin litosttica: la viscosidad disminuye ligeramente cuando aumenta la presin. Sin embargo, al aumentar la

    presin puede aumentar el contenido de voltiles disueltos y bajar la viscosidad an ms. Contenido de cristales y burbujas: la viscosidad aumenta con el aumento en el contenido de cristales y burbujas. Contenido de voltiles: la viscosidad disminuye con el aumento de voltiles disueltos.

    El tipo de actividad que se desarrolla depende principalmente de la composicin qumica del magma, especialmente de los contenidos de SiO2 y voltiles:

    - Poco SiO2, pocos voltiles: actividad efusiva tranquila - Poco SiO2, muchos voltiles: actividad eyectiva, especialmente fontanas de lava - Mucho SiO2, pocos voltiles: actividad extrusiva - Mucho SiO2, muchos voltiles: actividad explosiva.

    Fig. 2.7: Variacin de la viscosidad con la temperatura, el contenido de slice y el contenido de agua (modificado de Cas & Wright, 1987 y Matthes, 1990).

    Cuadro 2.2

  • Yacimientos de las rocas gneas

    11

    Produccin anual estimada de material volcnico (Nakamura, 1974) AMBIENTE GEOTECTNICO

    PRODUCCIN ANUAL (en km3)

    Bordes divergentes (dorsales medio-ocenicas)

    4 - 6

    Bordes convergentes (arcos magmticos)

    0,75

    Intraplaca ocenica ("seamounts")

    1

    Intraplaca continental

    0,1

    2.2.1 Los productos del volcanismo

    Los productos del volcanismo se dividen en tres grandes grupos: 2.2.1.1 Gases volcnicos: son los productos de la actividad fumarlica, solfatrica y exhalativa. Es el producto ms comn y voluminoso de las erupciones volcnicas; salen antes, durante y despus de la emisin del magma; las erupciones fuertes de gas salen a menudo en forma de hongos. El componente principal es vapor de agua (50-95 % del volumen); otros gases frecuentes son CO2, SO2, NH3, H2, SO3, CO, HCl, N2, Cl2, H2S, CH4. El volcn Paricutin emiti en mayo de 1945 116 000 t/da de material, el 14 % (=16 000 t/da) era vapor, el resto lava. 2.2.1.2 Coladas de lava: son los productos de la actividad efusiva, extrusiva, fisural y submarina. La estructura de una lava depende en primer lugar de la viscosidad del magma, la topografa, la cantidad de lava emitida y de la forma de erupcin, o sea, si la erupcin fue subarea o subacutica. La velocidad de las coladas depende del relieve, la viscosidad, el empuje de la masa lvica atrs y la velocidad de enfriamiento; raras veces es mayor de 20 km/h.

    La solidificacin de una colada de lava por enfriamiento se efecta por el contacto con el suelo y con el aire, quedando caliente el centro durante largo tiempo. En una lava del volcn Kilauea (Hawaii), cuyo punto de fusin fue de 1067C, se observaron 9 das despus de la efusin temperaturas de 45C en la superficie y 1000C a 75 cm de profundidad; 4 meses ms tarde 1000C a 4,3 m de profundidad y lava fundida a 5 m.

    El espesor de un derrame de lava vara entre menos de 1 m hasta 200 m, siendo el espesor promedio entre 3 y 20 m. Las coladas baslticas tienden a ser relativamente delgadas, mientras las ms cidas son las ms gruesas. El rea que cubre vara entre unos cientos de metros hasta cientos de kilmetros cuadrados (Fig. 2.8). Similar a los glaciares, las coladas de lavas estn limitadas por brechas ("morenas") laterales (= levees) y terminales; pero tambin por basales (= brecha de progresin) y superiores (= autobrecha) (Figs. 2.9 y 2.10).

    Segn la forma de las lavas se distinguen: Lava Pahoehoe: es caracterstica de una lava basltica con poca viscosidad y pocos gases. Al derramarse forman coladas que fluyen rpidamente (como miel), forman meandros y hasta cascadas; la superficie de la colada es plstica y no se quiebra (Fig. 2.12). Si existen cambios en la velocidad del flujo debido a un cambio en la pendiente, se forman las siguientes variantes: Lava en losas: donde existe un aumento de la pendiente, la costra de la colada se quiebra en losas. Si la velocidad disminuye otra vez, estas losas se acumulan (volcn Masaya en Nicaragua). Lava cordada: donde la pendiente disminuye, la costra plstica se comprime y se dobla (volcn Masaya). Colada reomrfica: por la actividad estromboleana se acumulan muchas bombas plsticas. Este conjunto puede deslizarse formando un flujo secundario, caracterizado por clastos muy aplastados y soldados y una laminacin irregular de colores grises y rojos. Forma la transicin hacia una roca piroclstica.

    Son frecuentes las formas secundarias, tales como tneles de lava, que pueden tener una longitud de varios kilmetros y una altura hasta de 10 m, depresiones por hundimiento y "spatter cones". Lava Aa o lava en bloque: es caracterstica de un magma viscoso y con pocos gases. La costra de la colada es rgida y las fuerzas mecnicas del flujo la quiebran en bloques que se acumulan en el frente de la colada (= brecha de progresin) y en la parte superior (= brecha superior o autobrecha). Lindos ejemplos de lavas en bloque son las coladas del volcn Arenal y del flujo superior de la Formacin Intracaon (Fig. 2.10). Lava escoricea: cuando la lava tiene una viscosidad moderada y es rica en voltiles, los gases escapan dando una estructura vesicular a las partes superiores de la colada (volcn Iraz) (Fig. 2.11) Lava en almohadillas (= "pillow lavas"): es caracterstica de lavas fluidas, tales como basaltos que se derraman

  • Yacimientos de las rocas gneas

    12

    bajo el agua. La profundidad debajo del agua tiene que ser tal que no ocurren explosiones freticas; pero si la profundidad es muy grande, solamente se forma una colada masiva. Cuando el magma est en contacto con el agua se forma en la superficie una costra de vidrio delgada. Al seguir fluyendo se forman grietas en la costra de donde sale lava fluida en forma de un baln. Tambin ste se cubre con una costra vidriosa, la cual al aumentar el volumen del baln se quiebra, formndose otro, etc. El proceso sigue hasta que la afluencia de lava termina. De este modo se forman dos tipos de roca: Hialoclastita: est compuesta por fragmentos de vidrio que se acumulan entre las bolas de lava (Playa del Coco) (Fig. 2.13). Muchas veces forman la base de una colada de lava en almohadillas. Se trata de una brecha con clastos angulares de algunos milmetros hasta varios decmetros de dimetro, los cuales estn cementado por lodos calcreos y arcillosos. Almohadillas: tienen formas casi redondas y generalmente una deformacin en el contacto inferior. Durante el enfriamiento se forman en cada almohadilla fisuras radiales por contraccin que se superponen a la estructura concntrica provocada por diferentes grados de cristalinidad. Las almohadillas son una indicacin perfecta a un volcanismo subacutico y las deformaciones en el contacto inferior indican dislocaciones posteriores (Fig. 2.12).

    De la meteorizacin de las rocas gneas a menudo resultan forman redondas y concntricas (tipo cebolla por meteorizacin esferoidal) que no tienen nada que ver con las almohadillas. Se distinguen de las almohadillas por su falta de una costra vidriosa y de la estructura radial. Derrame de obsidiana: es caracterstico de magmas viscosos y muy cidos. La lava se enfra rpidamente y a menudo tiene una estructura fluidal indicada por poros alargados. Se trata de coladas pequeas compuestas de una lava oscura hialina con fracturas concoideas (Guatemala) (Fig. 2.14). 2.2.1.3 Material volcanoclstico

    Volcanoclstico es un trmino no gentico que se usa para materiales volcnicos fragmentados, sin tomar en cuenta su origen. El trmino piroclstico ("piro" = fuego, "clsto" = fragmento) incluye todo el material que fue arrojado por una explosin volcnica y consiste principalmente de material juvenil (arrojado como lava lquida y cristales que estaban cristalizndose cuando comenz la erupcin, presentndose en el depsito como vidrio, pmez, lapilli, bombas, cristales), con fragmentos de rocas volcnicas ms antiguas (material accesorio) o rocas plutnicas, sedimentarias o metamrficas (material accidental). Material epiclstico (epi = encima, en la superficie) fue triturado por procesos superficiales como es la meteorizacin o el colapso gravitacional y puede ser material originalmente piroclstico. Segn el carcter de la erupcin y el tamao de los componentes se divide en (Fig. 2.15):

  • Yacimientos de las rocas gneas

    13

    Fig. 2.8: Extensin y espesor de coladas de lava con diferentes composiciones qumicas. La lneas interrumpidas indican la relacin espesor : dimetro; las lneas punteadas indican el volumen total de las coladas (modificado de Cas & Wright, 1987).

  • Yacimientos de las rocas gneas

    14

    Fig. 2.12: Estructura interna de una colada tipo Pahoehoe, Aa y en almohadillas

    (modificado de McPhie et al. 1993).

    Fig. 2.14: Perfil esquemtico a travs de una colada rioltica (modificado de Cas & Wright, 1987).

  • Yacimientos de las rocas gneas

    15

    Material piroclstico cado: material que fue expulsado de un crter, aproximadamente en direccin vertical. Durante el vuelo ocurre una clasificacin de acuerdo al tamao y peso especfico. Los fragmentos grandes se depositan cerca del crter, mientras que los finos son arrojados ms lejos y llevados por los vientos. As, el material fino puede girar varias veces alrededor de la Tierra e influenciar el clima (erupcin del volcn Krakatao, Indonesia en 1883, del Chichn, Mxico en 1982). Frecuentemente se observa una estratificacin de los piroclstos, o sea, en un lugar determinado se depositan primero los fragmentos grandes y pesados y encima los pequeos y livianos (Fig. 2.16). La disminucin en el tamao de los fragmentos o la disturbacin producida por el impacto de bloques y bombas grandes (Fig. 2.17) indica la direccin de procedencia de los piroclastos. El material piroclstico cubre el terreno con una capa de espesor ms o menos uniforme (Fig. 2.18).

    Las tobas presentan generalmente una estratificacin, reflejando as la actividad rtmica de un volcn (Fig. 2.19). Los depsitos correspondientes a una misma erupcin frecuentemente estn separados de la siguiente por una capa de suelo (= paleosuelo) o por antiguas superficies de erosin, los cuales pueden ser tiles para dataciones.

  • Yacimientos de las rocas gneas

    16

    Material volcanoclstico de flujo (= flujos volcanoclsticos): al contrario del material piroclstico cado, los flujos piroclsticos son arrojados aproximadamente en direccin horizontal. Estos flujos pueden tener diferentes orgenes y su temperatura puede variar de la temperatura del ambiente hasta varios cientos de grados centgrados. La velocidad de los flujos puede llegar a 700 km/h, por lo cual estos flujos son las erupciones volcnicas que ms dao provocan. Una caracterstica textural comn de todos los flujos piroclsticos es la falta de clasificacin de los fragmentos. Lahar (avalancha de lodo, "mudflow"): es una brecha volcnica compuesta por material epiclstico que se moviliza a lo largo de los valles de los ros con velocidades hasta de 100 km/h. Su espesor mximo es de unas pocas decenas de metros. Los componentes incluyen arcillas, arenas, cenizas y bloques, distribuidos en forma catica. Lahares pueden ser de diferente origen, pero muchas veces estn relacionadas con erupciones volcnicas. El material piroclstica de cada que se deposit en las faldas de un volcn puede ser removido por una fuerte lluvia (Lahar del Reventado en 1963), por el deshielo de la nieve (Lahar de Armero/Nevado de Ruiz en 1985) o por el desborde de lagos cratricos. Avalancha volcnica (debris avalanche): son movimientos en masa muy rpidos de detritos no encauzados y por lo tanto consisten principalmente de material epiclstico. Este tipo de depsito fue reconocido en 1980 durante las erupciones del Mt. St. Helens (USA) y parece que parte de los depsitos descritos anteriormente como lahares, son en realidad avalanchas volcnicas. Se forman por el colapso del flanco de un volcn a consecuencia de una fuerte actividad volcnica. Uno de los rasgos tpicos es la presencia de montculos (hummocky) en la superficie, con dimensiones hasta de 170x30 m. Un lindo ejemplo de una avalancha volcnica se encuentra en el flanco SW del volcn Cacao. Flujos piroclsticos: son los depsitos de nubes ardientes que se extienden hasta cientos de kilmetros y cubren cientos hasta miles de kilmetros cuadrados. Al contrario de los piroclastos de cada y los lahares, los flujos piroclsticos o ignimbritas rellenan la topografa anterior y la dejan plana (Fig. 2.18). Muchas veces presentan bordes de erosin abruptos y fisuracin columnar. Su volumen vara mucho, entre 0,001 y 3000 km3. Los flujos pequeos tienen una composicin basltica hasta rioltica y estn asociados a erupciones de pequeos estratovolcanes (El Chichn, Mxico, 1982; Mt. St. Helens, USA, 1980; Mt. Pele, 1902), mientras que los grandes se originan solo durante la formacin de grandes calderas y tienen una composicin rioltica hasta dactica (Santorini, Grecia; Garita Caldera, Colorado; Toba, Sumatra) (Cuadro 2.3).

    Cuadro 2.3 Volmenes de rocas eruptadas por algunas erupciones volcnicas (Izett, 1981)

    ERUPCIN

    VOLUMEN ESTIMADO (km3)

    FECHA

    Toba (Sumatra, Indonesia) 2000 75 000 aos Bishop tuff (California) 500 0,74 Ma

    Tambora (Indonesia) 100 - 300 1815 D.C. Santorini (Grecia) 30 1500 A.C.

    St. Helens (Washington) 1 1980 D.C.

    Estn compuestos principalmente por fragmentos juveniles, resultado de la desintegracin de magmas; contienen adems fragmentos accesorios (pedazos de roca de la chimenea) y fragmentos accidentales que fueron

  • Yacimientos de las rocas gneas

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    incorporados durante el transporte. Los fragmentos juveniles consisten de pmez o escoria, esquirlas (shards) de vidrio y cristales; los componentes de mayor tamao son generalmente de forma subangular hasta subredondeados debido a la abrasin del flujo. No presentan ninguna clasificacin granulomtrica y los fragmentos grandes (bloques, escorias y lapilli) estn distribuidos en una matriz de ceniza. Frecuentemente contienen chimeneas de desgasificacin, donde las partculas finas han sido arrastrados por los gases (elutriacin).

    Los flujos piroclsticos presentan generalmente diferentes facies de depositacin (Figs. 2.20 y 2.21). En la base se encuentra una oleada piroclstica (ground surge deposit) o una capa rica en lticos (brecha co-ignimbrtica). La masa principal corresponde al verdadero flujo piroclstico y en la parte superior hay otro depsito de oleadas piroclsticas o una capa de ceniza que se sediment a partir de la nube que acompao al flujo (ceniza co-ignimbrtica). Cuando la temperatura de los flujos piroclsticos es alta, los fragmentos juveniles pueden soldarse unos a otros, los pedazos de pmez o escoria pueden deformarse plsticamente, formando fiames, el espacio poroso se reduce y se forma una roca densa, a veces similar a una lava. Dentro de un flujo piroclstico se distinguen muchas veces diferentes unidades de soldamiento (Fig. 2.21).

    Flujos piroclsticos jugaron un papel importante en el Terciario y principios del Cuaternario de la zona circumpacfica (Valle Central con ignimbritas de aprox. 50 m de espesor, Guanacaste y todo Amrica Central).

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    Oleada piroclstica ("pyroclastic surge"): al contrario de los flujos piroclsticos, las oleadas consisten de poco material slido y muchos gases. Las oleadas piroclsticas se forman principalmente por erupciones freticas o freatomagmticas, pero tambin estn asociadas a los flujos piroclsticos y piroclastos de cada.

    Oleadas piroclsticas formadas por erupciones freticas y freatomagmticas (= "base-surge deposits") pueden alcanzar espesores de 100 m cerca del volcn de gas; hacia afuera su espesor disminuye rpidamente. Oleadas asociadas a estratovolcanes son de poco espesor (generalmente < 5 m) y los componentes juveniles componen menos del 10% de la roca. En la base de los flujos piroclsticos se encuentran horizontes estratificados con menos de 1 m de espesor (= "ground-surge deposit") (Figs. 2.19 y 2.20).

    Se trata de nubes circulares que se mueven radialmente con velocidades entre 50 y 350 km/h; su temperatura generalmente est por debajo de los 100C. Estas nubes son parecidas a las nubes ardientes, pero sus partculas, generalmente ceniza y lapilli, estn mojadas y pegajosas, produciendo estructuras muy complejas, las cuales se asemejan a estructuras sedimentarias (con estratificacin cruzada, Fig. 2.22) y frecuentemente con lapillis acrecionados. 2.2.2 Tipos de volcanes y estructuras volcnicas

    La forma de un volcn depende de la composicin de sus productos, de la forma de su chimenea, del modo y de la duracin de sus erupciones (Cuadro 2.4).

    Se distinguen: 2.2.2.1 Volcn de lava o en escudo: caracterstico de la actividad efusiva de magmas bsicos con pocos gases y con poca viscosidad (Hawaii). Casi slo producen lava, por lo cual su altura es pequea con relacin a su dimetro, es decir, tienen declives muy suaves (unos 5).

    Cuadro 2.4 Estructura volcnica en dependencia de la composicin de los magmas

    COMPOSICION

    ACTIVIDAD

    ERUPCION CENTRAL

    ERUPCION FISURAL

    bsica efusiva + eyectiva volcn en escudo meseta de lava intermedia efusiva +

    explosiva estratovolcn volcanes alineados

    cida explosiva volcn de gas ignimbritas

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    2.2.2.2 Estratovolcn o

    volcn compuesto: son los tipos ms frecuentes, compuestos por lava y material piroclstico, ambos de composicin intermedio (= mezcla de actividad efusiva y eyectiva). Los estratovolcanes estn concentrados en el borde del Pacfico (= Cinturn del Fuego). En los grandes estratovolcanes la mayor parte de la lava sale en los flancos, mientras que los piroclastos salen por la cima del volcn o por crteres parsitos. A menudo se forman calderas (Pos, Iraz), conos adventicios, parsitos o satlites (Pos, Iraz), estn cortados por diques (volcn Masaya, Iraz) o forman macizos que no presentan la forma tpica de un volcn (Fig. 2.23). Tienen una vida muy larga y perodos de actividad de algunos aos de duracin estn separados por perodos de inactividad de 100 o 1000 aos. 2.2.2.3 Cono piroclstico: compuesto principalmente por material piroclstico, que cae cerca del crter. En la parte superior, las laderas son muy inclinadas (alrededor de 30). Muchas veces se trata de conos monogenticos, o sea, se forman en un solo ciclo eruptivo que puede tener una duracin de solo unos meses; por eso su altura es generalmente menor de 500 m (Cerro Pasqu en el Iraz, Cerro Chopo, Cerro Los Chiles, Cerros de Aguas Zarcas, Fig. 2.23).

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    2.2.2.4 Crter de explosin, volcn de gas o maar: caracterstico de la actividad explosiva de magmas muy cidos, viscosos y con muchos voltiles. Casi nunca producen coladas de lava y el material piroclstico solo forma un pequeo anillo alrededor del crter. Edificios volcnicos son pequeos o faltan por completo (Laguna Ro Cuarto). 2.2.2.5 Domo: es el resultado de la extrusin de lava viscosa en forma de un hongo encima del conducto volcnico. Muchos domos crecen por expansin desde adentro. Como estn muy fracturados pueden formarse pequeos coladas superficiales (Cerro San Miguel / Barranca, Domos de Caas Dulce, Fig. 2.23).

    Aguja o espina: es un "domo" con forma cilndrica empujado hacia arriba por la presin de los gases dentro de la cmara magmtica. La aguja del Monte Pele tena una altura de 300 m. 2.2.2.6 Crter: depresin, generalmente en la cspide de un cono volcnico de donde salen o salieron productos volcnicos. El dimetro de un crter generalmente es menor de 1 km. 2.2.2.7 Caldera: depresin volcnica con dimetros entre 1 hasta unas decenas de kilmetros. Las calderas pequeas se originan por explosiones grandes, mientras que las grandes son el resultado de hundimiento o subsidencia despus de erupciones muy grandes del tipo de nubes ardientes. Despus de un largo perodo de inactividad se forma a menudo en el centro de las calderas un nuevo volcn (Fig. 2.24). 2.2.2.8 Cono secundario, adventicio, parsito o satlite: conos que se levantan en las laderas de un volcn. Muy frecuentes en los estratovolcanes (Cerro Pasqu del Iraz, Conos de Sabana Redonda del Pos). 2.2.2.9 Meseta de lava o plateau de lava: mientras las coladas de lava originadas de erupciones centrales tienen la forma de una lengua con un ancho generalmente no ms de 1 km, las lavas producidas por erupciones fisurales tienen una distribucin areal de decenas de kilmetros (formaciones Monteverde e Intracan, Columbia River Plateau en Washington e Idaho con 300.000 km2). 2.2.2.10 Fisuras de enfriamiento: al enfriarse una lava se contrae, lo que provoca la formacin de fisuras. Si el enfriamiento es lento (a menudo en las potentes lavas de mesetas), la orientacin de las fisuras es perpendicular a la superficie. Resulta una estructura columnar, muchas veces con columnas hexagonales (Quebrador Jaboncillo en el Cerro de la Muerte, Cerros Bebedero en Hoja Caas). La estructura columnar se encuentra a menudo en el centro de un flujo, mientras que la parte superior e inferior presenta una fbrica vesicular.

    Si el enfriamiento es rpido, como ocurre en muchas coladas pequeas, las fisuras estn paralelas a la superficie y resulta una estructura laminar o en lajas (Casa de Mquina del Arenal, Tajo Pedregal). 2.2.2.11 Cuello o neck: es el relleno de un conducto volcnico. Como el cuello est constituido de lava, la erosin ataca ms fcilmente a las rocas en los alrededores y el cuello se queda en forma de una torre (Ship Rock, Nueva Mxico). Se trata de una transicin entre las rocas volcnicas y las subvolcnicas. 2.2.2.12 Sill y dique: se trata de intrusiones que forman la transicin entre las rocas volcnicas y subvolcnicas. Segn la posicin de la intrusin se distinguen (Fig. 2.25 ): Sill o manto: intrusin concordante que sigue a la estratificacin de las rocas ms antiguas (frecuentemente dentro de la Formacin Trraba). Dique: intrusin discordante que corta a la estratificacin que tienen las rocas ms antiguas. Los diques se forman a menudo en el interior de un volcn y segn su forma se distinguen diques radiales, diques circulares o concntricas, diques cnicos, diques anulares y diques perifricos (Grupo Aguacate, Formacin Trraba). 2.3 ROCAS INTRUSIVAS

  • Yacimientos de las rocas gneas

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    Las rocas intrusivas son el producto de la cristalizacin de un magma dentro de la corteza terrestre, generalmente a

    profundidades entre 15 km y unos cientos de metros (Fig. 2.26). Se distingue entre: Rocas plutnicas: cristalizacin a grandes profundidades (> 2 km), por lo cual se forman cristales grandes, o sea, se desarrolla una textura holocristalina fanertica. Rocas hipoabisales o subvolcnicas: cristalizacin cerca de la superficie terrestre, por lo cual la textura resultante es entre las rocas volcnicas y plutnicas.

    Al contrario de las rocas volcnicas que son mucho ms abundantes en el ambiente ocenico, las rocas intrusivas son ms frecuentes en los continentes, donde han sido expuestos por la accin de la erosin. Por lo tanto, la actividad intrusiva no se observa directamente. El hecho que las rocas intrusivas tambin se forman a partir de un magma no significa que son los equivalentes profundos de las rocas volcnicas. Mientras que las rocas volcnicas ms frecuentes son de composicin basltica, las rocas intrusivas ms abundantes son de composicin grantica.

    Evidencias que indican que las rocas intrusivas cristalizaron a partir de un magma en grandes profundidades son: - La composicin qumica de las rocas volcnicas e

    intrusivas es similar, pero su textura es completamente diferente. Sin embargo, en las rocas plutnicas predominan los granitoides, mientras que en las rocas volcnicas son los basaltoides. La causa es que un magma grantico solo puede llegar a la superficie de la Tierra, si su temperatura es muy alta (Fig. 2.27).

    - Experimentos confirmaron que la mayora de los minerales que componen las rocas intrusivas cristalizan a temperaturas muy altas y algunas minerales necesitan tambin presiones altas.

    - Muchas veces se observa como las rocas adyacentes (roca caja o husped) han sido fracturadas y el magma intruy a la fuerza en estas fracturas. A veces se observan tambin fragmentos de la roca caja "flotando" en el intrusivo (= inclusiones).

    - La roca caja ha sufrida por la alta temperatura del magma y se observan cambios en el color (oxidacin del hierro) o se formaron nuevos minerales y texturas (= metamorfismo de contacto).

    - El borde del cuerpo intrusivo presenta una textura diferente del interior. Debido al enfriamiento rpido en los bordes, el magma cristaliz rpidamente y se formaron solo cristales pequeos.

    Los cuerpos intrusivos se clasifican de acuerdo a su forma, tamao, y relacin con las rocas caja. Si los cuerpos intrusivos tienen lmites paralelos a la estratificacin de las rocas adyacentes, se llaman concordantes, si cortan las capas se llaman discordantes. 2.3.1 Cuerpos intrusivos concordantes

  • Yacimientos de las rocas gneas

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    2.3.1.1 Sill o manto: cuerpo tabular con posicin horizontal, inclinada o hasta vertical, cuyo espesor vara entre centmetros hasta cientos de metros. Un sill es siempre ms joven que las rocas adyacentes y no se debe confundirlo con una colada de lava sepultada. Un sill tiene contactos ntidos sin indicios de meteorizacin, a veces produce metamorfismo de contacto en la base y la parte superior y contiene muchas veces inclusiones de rocas caja. La intrusin ocurri generalmente a menos de 2 km de profundidad. Ejemplos: Cordillera Costea. 2.3.1.2 Lacolito: cuerpo en forma de bulto lenticular con una relacin entre extensin lateral/espesor menos de 10. Si la relacin es mayor se lo llama sill. La base del lacolito es plana, mientras que el contacto superior est curvado hacia arriba. Lopolito: similar a un lacolito pero con la curvatura hacia abajo. Facolito: cuerpo con forma de media luna en las crestas de anticlinales y sinclinales. 2.3.2 Cuerpos intrusivos discordantes 2.3.2.1 Plutn (Pluto = dios del infierno): cuerpo gneo que cristaliz en gran profundidad y que generalmente tiene una forma irregular. El dimetro aumenta hacia la profundidad, su base no se conoce. Cristaliz a una profundidad mayor de 2 km. En una determinada zona generalmente se encuentran diferentes cuerpos intrusivos que se distinguen tanto por su composicin mineralgica y qumica como tambin por su edad de emplazamiento. Segn el tamao se distingue entre: Batolito (= roca de la profundidad): plutn que aflora en un rea mayor de 100 km2.

    La mayora de los batolitos estn compuestos por rocas plutnicas de diferente composicin. O sea, se formaron durante varias fases de intrusin.

    Stock o tronco: un pequeo plutn con un rea de afloramiento menor de 100 km2. Ejemplos: Cerros de Escaz, Cordillera de Talamanca, Cordillera de Tilarn) 2.3.2.2 Dique: cuerpo tabular con espesores desde algunos milmetros hasta cientos de metros y con una longitud hasta cientos de kilmetros. Se presentan en diferentes direccines y muchas veces se encuentran agrupados (Figs. 2.25 y 2.28). La intrusin y la textura de un dique es muy similar a la de un sill. 2.3.2.3 Neck o cuello volcnico: es el relleno lvico de una chimenea volcnica que ha sido expuesto por la erosin. P. ej., Ship Rock en Nueva Mxico, Cerro San Rafael, al N de San Isidro).

  • Procesos metamrficos

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    LOS PROCESOS METAMRFICOS

    De los tres grandes grupos de rocas (gneas, sedimentarias y metamrficas) las metamrficas son las ms variadas y complejas, tanto en su composicin como en su textura. La gran variedad de rocas metamrficas es la consecuencia de que todas las rocas gneas y sedimentarias pueden sufrir diferentes tipos y diferentes grados de metamorfismo.

    Las rocas metamrficas constituyen aproximadamente el 27 % de la corteza terrestre (21 % gneises, 5 % esquistos y filitas, 1 % mrmoles).

    Uno de los objetivos principales del estudio de las rocas metamrficas es descubrir, con base en la composicin mineralgica y textura la historia de la roca respecto al calentamiento, la deformacin y otros procesos que actuaron durante el metamorfismo. Por lo tanto, el metamorfismo y la tectnica son inseparables. El estudio de cada roca metamrfica impone la bsqueda de su naturaleza primitiva (= roca madre), si era sedimentaria (= roca para-metamrfica) o gnea (= roca orto-metamrfica).

    La desventaja respecto al estudio de las rocas gneas y sedimentarias es que solo se pueden utilizar mtodos indirectos. La reconstruccin de la historia del metamorfismo slo es posible con base en interpretaciones de las observaciones de campo, de los minerales y texturas que presentan las rocas e investigaciones en el

    laboratorio sobre la estabilidad de los minerales. Por estas razones las opiniones sobre

    la petrognesis de las rocas metamrficas estn divididas. Hay un desacuerdo sobre cuales caractersticas de las rocas metamrficas son las ms relevantes; por ejemplo, la paragnesis, la textura o la estructura (Fig. 3.1).

    3.1 DEFINICI N DE METAMORFISMO El trmino metamorfismo viene del griego y literalmente significa "cambio de forma". En la geologa se entiende

    bajo metamorfismo el proceso de cambio de las asociaciones mineralgicas, texturas y estructuras de una roca gnea, sedimentaria o metamrfica preexistente. O sea, es la adaptacin mineral y textural de las rocas slidas preexistentes a unas condiciones fsico-qumicas diferentes de aquellas donde se encontraban originalmente. Para excluir los procesos de meteorizacin y alteracin hidrotermal, solo se incluyen las recristalizaciones bajo condiciones de temperatura y presin mucho ms altas que aquellas que se encuentran en la superficie de la Tierra.

    Las rocas plutnicas se forman a temperaturas entre 650C y unos 900C y la presin litosttica es superior a 1,5 kbar. Las rocas volcnicas se forman a temperaturas entre 900 y 1200C y a presiones de 1 hasta unos pocos bares. Al contrario de las rocas metamrficas, las rocas gneas cristalizan a partir de un magma, o sea, en el momento de la cristalizacin los minerales estuvieron en una condicin de equilibrio qumico mutuo.

    Las rocas sedimentarias se forman en o cerca de la superficie de la Tierra, en un ambiente esencialmente

    atmosfrico, donde los procesos pueden ser observados, al menos en parte. Por lo tanto, las temperaturas son por debajo de los 50C y las presiones litostticas prcticamente cero.

    Cuando las rocas gneas o sedimentarias estn expuestas a condiciones fsico-qumicas (temperatura T, presin p, ambiente qumico) diferentes a las de su origen, sucede que algunas paragnesis preexistentes quedan fuera del equilibrio qumico. Algunos minerales se transforman en otras fases polimorfas, otras se deshidratan, o, los minerales reaccionan unos con otros y forman asociaciones nuevas con otras caractersticas cristalogrficas que son estables bajo las nuevas condiciones (Fig. 3.2). Los feldespatos y el cuarzo, an originalmente de alta temperatura de formacin, son estables en condiciones atmosfricas y en diferentes ambientes qumicos, de otra manera no hubieron podido sobrevivir a los procesos como meteorizacin, transporte, deposicin, etc., a travs de los cuales han pasado. As, las rocas metamrficas son productos de condiciones intermedias entre las del grupo gneo y sedimentario. Todas las rocas metamrficas eran antes rocas gneas o sedimentarias, aunque muchas veces su composicin mineralgica y su textura cambiaron tanto que es imposible reconocer su naturaleza original.

  • Procesos metamrficos

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    Si la presin del metamorfismo es ms alta que durante la formacin de la roca madre, se forman minerales que ocupan menos volumen, es decir, que tienen un peso especfico ms alto. Ejemplo:

    anortita + wollastonita grosularita + cuarzo

    CaAl2Si2O8 + 2 CaSiO3 Ca3Al2Si3O12 + SiO2

    180,1 cm3/mol

    150,5 cm3/mol

    Si la temperatura es ms alta, ocurre una reaccin endotrmica. Ejemplo: calcita + cuarzo wollastonita + CO2 - 29 kcal/mol

    CaCO3 + SiO2 CaSiO3 + CO2

    En contraste a aquel de las rocas gneas, la cristalizacin de las rocas metamrficas procede con temperaturas en aumento. Aunque teorticamente las reacciones por las cuales se forman muchos minerales metamrficos son reversibles, ellas usualmente no reversan cuando la alta temperatura y presin han pasado. Esto es porque la reaccin al revs es tan lenta que su efecto es insignificante.

    Segn la regla de las fases de Goldschmidt, en rocas sedimentarias monominerlicas, como por ejemplo en calizas o areniscas cuarzosas, los minerales primarios son estables hasta temperaturas muy altas, porque no

    pueden reaccionar con otros minerales. Sin embargo, en este caso ocurre una

    recristalizacin de los granos y se produce una nueva textura: las calizas se transforman en mrmoles y las areniscas en cuarcitas metamrficas o meta-cuarcitas. Por el contrario, si el sistema dispone de muchos componentes, las rocas evolutivas sern ms ricas en especies minerales y tambin ms sujetas a variaciones bajo el efecto de T y p.

    3.2 FACTORES DEL METAMORFISMO

    Los factores que influyen en los cambios metamrficos son la temperatura (T), la presin (p), el esfuerzo (= stress, s), factores fsico-qumicos (f) y la duracin del metamorfismo.

    3.2.1 Temperatura

    Es el factor ms importante y es el responsable de las recristalizaciones, o sea, determina la composicin mineralgica. Por ejemplo, algunas argilitas y areniscas pueden sobrevivir por millones de aos sin ser metamorfizados, incluso cuando estn profundamente enterrados (por ej. bajo alta presin) si no estn sujetos a temperaturas altas. La temperatura en la corteza terrestre aumenta hacia la profundidad; el flujo de calor y el gradiente geotrmico cerca de la superficie depende de la naturaleza y edad de las rocas (Cuadro 3.1).

    Cuadro 3.1

    El flujo de calor y el gradiente geotrmico en diferentes ambientes geotectnicos AMBIENTE GEOTECTNICO

    EDAD (Ma)

    FLUJO DE CALOR

    (W/m2)

    GRADIENTE GEOTRMICO

    (C/km)

    Escudos precmbricos 2000 0,02 20 - 25 Arcos volcnicos activos 0 0,05 100

    Fosas ocenicas 150 0,03 10

  • Procesos metamrficos

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    Parece que el metamorfismo regional se debe a una elevacin de temperatura excepcionalmente grande (hasta 150C/km) mucho ms que a una elevacin anormal de presin. Todas las regiones orognicas seran el lugar de domos de calor que se originaron gracias a procesos exotrmicos que se desarrollan a grandes profundidades y probablemente a nivel del manto. Estos domos de calor aportaron as el exceso de energa trmica indispensable para el desarrollo del metamorfismo regional.

    Lmites de la temperatura en los procesos metamrficos: por definicin no se incluyen en el metamorfismo los cambios qumicos y mineralgicos producidos en las rocas por reacciones con la atmsfera o con soluciones superficiales, tales como los fenmenos de meteorizacin, alteracin hidrotermal y diagnesis. La diagnesis es la compactacin, cementacin y recristalizacin de los sedimentos bajo temperaturas similares a las de su sedimentacin. Durante la diagnesis se forman algunos minerales que se presentan tambin en las transformaciones metamrficas. As, el lmite entre la diagnesis y el metamorfismo es gradual. En realidad no existe ningn lmite, sino una secuencia continua de transformaciones desde la sedimentacin hasta el metamorfismo de alto grado.

    Para distinguir entre rocas diagenticas y metamrficas se pueden usar dos criterios: - Criterio fsico: en las rocas diagenticas existen fluidos intersticiales como una fase continua; generalmente son soluciones acuticas. Debido a la intercomunicacin y movilidad de las soluciones se trata de reacciones del tipo de sistema abierto. La diagnesis termina cuando en las rocas sedimentarias las intercomunicaciones (poros) han sido cerrados por procesos fsicos y qumicos. All empieza el metamorfismo, en el cual predominan las reacciones del tipo sistema cerrado. Mediante la determinacin de la porosidad se puede distinguir entre rocas diagenticas y metamrficas. - Criterio petrolgico: minerales como feldespatos, clorita o cuarzo se forman bajo condiciones diagenticas y metamrficas. Sin embargo, hay diferencias en la paragnesis: la asociacin clorita + illita es caracterstica de las rocas diagenticas, mientras que las asociaciones clorita + prehnita o clorita + clinozoisita se presentan slo en las rocas metamrficas.

    En la petrografa se utiliza generalmente el criterio petrolgico para caracterizar el comienzo del metamorfismo. Segn esto, el metamorfismo comienza cuando se forma una asociacin mineralgica, que no se puede formar por procesos sedimentarios o diagenticos. Una definicin menos exacta es: el metamorfismo empieza cuando se presentan los primeros minerales metamrficos, tales como la laumontita, lawsonita, glaucofana, paragonita o pirofilita.

    Sin embargo, es importante que el comienzo del metamorfismo no se nota en todas las rocas. Para que se forman los

    minerales que son tpicos del comienzo del metamorfismo se necesita una composicin mineralgica especfica del sedimento. Existen muchos tipos de rocas que no muestran ningn cambio al empezar el metamorfismo. Por ejemplo, una roca compuesta por calcita y cuarzo queda sin transformarse en wollastonita hasta temperaturas y presiones altas.

    El mineral metamrfica de ms baja temperatura es la laumontita, la nica zeolita que es de origen metamrfica. La temperatura a la cual se forma es de aproximadamente 190C. Por lo tanto, la temperatura mnima para las transformaciones metamrficas es de aproximadamente 200C.

    Debido a que el metamorfismo es definido como una recristalizacin en estado slido, la temperatura mxima tiene que coincidir con el comienzo de la fusin de una roca. Bajo la presin de 1 bar y la presencia de agua, una roca grantica comienza a fundirse a 950C, una roca basltica a 1000-1100C. Sin embargo, al aumentar la presin la temperatura de fusin baja; en rocas baslticas baja ms rpidamente que en rocas cidas. As, bajo una presin de 10 kbar, tanto una roca grantica como basltica se funden alrededor de 620C. Cuando las rocas no contienen agua, la temperatura de fusin aumenta considerablemente. La gran mayora de las rocas metamrficas se forman a presiones entre 3 y 10 kbar y por eso la temperatura mxima del metamorfismo vara entre 700 y 900C.

    3.2.2 Presin: la presin es responsable de los cambios de la textura. Podemos distinguir diferentes tipos de presin: Presin litosttica (pl): opera igual en todas las direcciones (= tipo confinamiento) y se la debe al peso de las rocas encima de la zona donde se producen los cambios metamrficos. La presin litosttica aumenta unos 250-300 bares por kilmetro y se calcula:

    pl = d * h,

    donde d es el peso especfico de las rocas sobreyacentes y h es la profundidad (1 bar = 1 kg/cm2).

    Presin parcial de fluidos (pf): a menudo las reacciones metamrficas producen compuestos voltiles, tales como

  • Procesos metamrficos

    24

    H2O, CO2, SO2. Si estos voltiles no pueden escapar se suman a la presin litosttica y pueden aumentarla en unos pocos kilobares. Las reacciones minerales estn afectadas por la presin de voltiles; por ejemplo, reacciones que producen H2O o CO2 estn inhibidas por altas presiones de voltiles porque estas prevendrn su escape.

    Esfuerzo o presin diferencial (= stress, s): se trata de esfuerzos que engendran una anisotropa que tiende a ser compensada por migraciones de material. Es causado por movimientos tectnicos y alcanza 2 hasta 3 kilobares. O sea, cerca de la superficie el esfuerzo est en el mismo rango como la presin litosttica y por esos tiene mucha influencia. Al contrario, a grandes profundidades los esfuerzos son pequeos en comparacin con la presin litosttica y por lo tanto tiene menos importancia.

    El esfuerzo puede deformar una materia en diferentes

    formas. Cada sustancia tiene un lmite elstico y plstico. Estos lmites son diferentes para diferentes rocas y minerales y dependen mucha de la temperatura y la presin. Al aumentar T y p, los lmites elsticos y plsticos disminuyen. Ejemplo: bajo condiciones de T y p bajas el cuarzo no se deforma

    plsticamente, mientras que la mayora de los metales se pueden moldear fcilmente.

    Se distinguen:

    - Deformacin elstica: cuando el esfuerzo termina, la materia vuelve a su forma original. Sin embargo, cuando el

    esfuerzo acta por mucho tiempo la materia puede deformarse irreversiblemente, tambin debajo del lmite elstico. La deformacin debida a la larga duracin del esfuerzo es a veces importante en el metamorfismo regional, donde produce maclas, cuarzos ondulosos, cristales torcidos y "boudinage".

    - Deformacin plstica: cuando el esfuerza termina de actuar la materia queda deformada. La deformacin plstica es importante para la formacin de la estructura y textura de las rocas metamrficas, tales como esquistosidad, pliegues, clivaje de roca, maclas y cristales deformados (Fig. 3.3).

    - Deformacin cataclstica: la materia se rompe y pierde la cohesin. Este tipo de deformacin acta principalmente en el metamorfismo cataclstico.

    3.2.3 Factores fsico-qumicos y agentes: las recristalizaciones metamrficas generalmente se consideran como isoqumicas, es decir, ningunos componentes qumicos estn aadidos a, o tomadas de la roca (= sistema cerrado). Sin embargo, un poco de los voltiles (H2O, CO2) que se originan en las reacciones metamrficas pueden escapar o, al contrario, cerca del contacto con un cuerpo intrusivo se encontrar un aporte de voltiles tales como F y B. Es importante que en el metamorfismo isoqumico la composicin de los elementos mayoritarios queda constante a travs de todos los grados de metamorfismo.

    Recristalizaciones aloqumicas con considerable modificacin en su composicin qumica (= sistema abierto) se llaman metasomatismo. Es de importancia menor ya que las velocidades de difusin en el slido a travs de los cristales son muy pequeas.

    Los factores fsico-qumicos son: Cambio en la composicin qumica por aporte o destitucin de material (= metasomatismo). Como medio de

    transporte sirven los compuestos voltiles. Tensiones superficiales de los cristales: las reacciones metamrficas actan a lo largo del contacto de diferentes

    cristales (= pelculas intragranulares). La velocidad de las reacciones depende mucho de la superficie que forman los contactos. Rocas de grano fino sufren cambios mucho ms fcilmente y ms rpido que rocas de grano grueso. En una roca de grano fino la energa de superficie es muy grande. Las reacciones metamrficas tratan de disminuir esta energa formando cristales grandes. En las reacciones metamrficas participan generalmente carbonatos o silicatos con OH (arcillas, micas, anfboles); a temperaturas y presiones altas, las reacciones producen CO2 y H2O. Por lo tanto, un fluido activo siempre est presente. Ejemplos: clorita + calcita (-CO2) hornblenda (-H2O) piroxenos

  • Procesos metamrficos

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    arcillas (-H2O) muscovita (-H2O) feldespato potsico Influencia de catalizadores: aumentan la velocidad de las reacciones. Pueden ser: - Fluidos qumicamente activos (agua, CO2) que entran a los pequeos espacios intergranulares. Sin la presencia de

    agua la mayora de las reacciones no se realizan ni en tiempos geolgicos. - La deformacin causada por el esfuerzo tritura a los granos y continuamente forma superficies nuevas.

    3.2.4 Duracin de los procesos: ya se ha dicho que un esfuerzo pequeo puede provocar una deformacin irreversible, tambin por debajo del lmite elstico de ciertos minerales. Por lo tanto, las transformaciones metamrficas solamente se desarrollan si la temperatura y presin elevada actan durante un largo tiempo.

    3.3 TIPOS DE METAMORFISMO

    El metamorfismo es la respuesta que dan las rocas a los cambios de presin y de temperatura y a las variaciones qumicas de su contexto. Segn la importancia de uno y otro de los tres factores, aparecen rocas metamrficas diferentes.

    Segn las condiciones geolgicas existen diferencias entre un metamorfismo regional y local. El metamorfismo regional se desarrolla en reas extensas, de unos 100 hasta 1000 km2, mientras que el metamorfismo local est restringido a reas pequeas. De las diversas combinaciones de los factores resultan diferentes tipos de metamorfismo. 3.3.1 Metamorfismo Regional

    3.3.1.1 Metamorfismo regional, orognico o termo-dinmico Est relacionado geogrficamente y genticamente a grandes fajas orognicas y casi siempre a intrusiones

    plutnicas. Las rocas del metamorfismo regional afloran en fajas de cientos a miles de kilmetros de largo y decenas a cientos de kilmetros de ancho. Usualmente tienen una estructura en forma de domo elongado y uno o ms ejes de temperatura mxima de recristalizacin. Casi siempre estn paralelas a las fajas orognicas de los continentes y arcos de islas (ej. Escocia-Noruega, Apalaches, Japn, Alpes). A menudo, la intensidad del plegamiento, metamorfismo y la actividad intrusiva aumenta hacia el centro de la zona orognica.

    Los factores importantes son la temperatura, el esfuerzo y la presin litosttica. La accin combinada de T, p y s proporciona condiciones ptimas para las transformaciones metamrficas. T y p aumentan hacia la profundidad y por eso las rocas muestran un metamorfismo progresivo, es decir, se puede distinguir una gradacin en la intensidad de las transformaciones hacia la profundidad.

    Debido a que existen zonas con condiciones de T y p muy variables se pueden formar a partir del mismo material

    original rocas metamrficas con diferentes composiciones mineralgicas; ejemplo: pizarras, esquistos, gneises, granulitas. Debido a las altas temperaturas y al esfuerzo las rocas muestran una recristalizacin completa y una orientacin de los minerales en fbricas paralelas que dan por resultado la esquistosidad.

    Algunos tipos de rocas son ms fciles de deformar por el esfuerzo que otros. Entre estos diferentes tipos resultan tensiones que producen diaclasas. Las diaclasas tienen una orientacin paralela o radial y pueden ser intruidas por soluciones. Diaclasas rellenadas por cuarzo se presentan a menudo en los esquistos y filitas.

    El metamorfismo regional es un proceso largo y complejo. Casi en todas las reas se pueden distinguir diferentes fases de recristalizacin y deformacin. La recristalizacin no est relacionada necesariamente con la deformacin, ms bien hay recristalizaciones pre, sin y post-orognicas. El esfuerzo es ms efectivo en las partes superiores de un complejo metamrfico y es responsable del plegamiento y del desarrollo de la esquistosidad. En los flancos de las fajas metamrficas el metamorfismo orognico puede cambiar gradualmente a un metamorfismo cataclstico y, finalmente, a rocas no metamorfizadas.

    3.3.1.2 Metamorfismo de hundimiento o de carga Este tipo de metamorfismo no est relacionado ni con la orognesis ni con rocas intrusivas, sino con la subduccin.

    Gran parte de la textura original se conserva y solamente la composicin mineralgica cambia; la recristalizacin es generalmente incompleta. El factor ms importante es la alta presin litosttica que se debe al hundimiento de las rocas en las zonas de subduccin. La temperatura es ms baja que en el metamorfismo orognico y no pasa de los 450C. Mientras que las rocas sedimentarias pasan por el metamorfismo de hundimiento, las rocas volcnicas, que muchas veces estn

  • Procesos metamrficos

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    intercaladas entre los sedimentos, son afectadas

    por un metamorfismo regresivo, ya que han sido

    formadas a temperaturas ms altas. El metamorfismo de hundimiento se puede

    presentar tambin en las zonas de baja temperatura del metamorfismo orognico. Se supone que el metamorfismo de hundimiento se

    encontrar en todas las zonas profundas de la corteza terrestre.

    Al metamorfismo de hundimiento

    pertenecen las rocas de las facies zeoltica y de esquistos de glaucofana. Las zonas

    caractersticas de hundimiento se encuentran en California, Nueva Zelanda y Japn.

    3.3.1.3 Metamorfismo del fondo ocenico En la cercana de los dorsales

    medio-ocenicos se encontraron muchas rocas bsicas hasta ultrabsicas (metabasaltos, metadoleritas, metagabros, serpentinitas) que

    muestran metamorfismo. Se supone que cerca de

    la dorsal medio-ocenica el grado de metamorfismo aumenta rpidamente en profundidad ya que esta regin presenta un elevado flujo de calor desde el interior de la Tierra.

    Otra posibilidad de estudiar este tipo de metamorfismo es en los fragmentos obducidos (ej. Troodos en Cipre o

    Nicoya-Santa Elena) que se presentan en algunas zonas de subduccin. En el Complejo de Troodos se encontraron en la parte superior sedimentos terciarios encima de basaltos en almohadones con un metamorfismo muy dbil. Por debajo de los ba