petrografía de rocas Ígneas y metamórficas

UNIVERSIDAD DE COSTA RICA

ESCUELA CENTROAMERICANA DE GEOLOGÍA

PETROGRAFÍA

ROCAS ÍGNEAS Y

METAMÓRFICAS

Siegfried Kussmaul

Ciudad Universsitaria Rodrigo Facio 2003

TABLA DE CONTENIDO

página

1 Introducción 1.1 Generalidades 1 1.2 Muestreo 1

1.2.1 Muestra de mano para estudios petrográficos 1 1.2.2 Muestreo geotécnico 1 1.2.3 Muestreo geoquímico 2

1.3 Clasificación genética de las rocas 2 1.3.1 Rocas ígneas 2 1.3.2 Rocas sedimentarias 2 1.3.3 Rocas metamórficas 2

1.4 Repartición cuantitativa de las rocas y minerales 3 1.5 Estudio geotécnico de las rocas 3

1.5.1 Relación entre la composición mineralógica y propiedades físico-técnicas 4 1.5.2 Alteración de los minerales primarios 4 1.5.3 Porosidad y permeabilidad 5

2 Los yacimientos de las rocas igneas 2.1 Diferenciación magmática 6

2.1.1 Diferenciación fraccionada (o cristalización fraccionada) 6 2.1.1.1 Diferenciación gravitacional

6 2.1.1.2. Diferenciación por filtración 7 3.1.1.3 Diferenciación por flujo 7

2.1.2 Asimilación y contaminación 7 2.1.3 Mezcla de magmas 8 2.1.4 Diferentes grados de fusión parcial en el manto 8

2.2 Las rocas volcánicas 9 2.2.1 Los productos del volcanismo 10

2.2.1.1 Gases volcánicos 10 2.2.1.2 Coladas de lava 10 2.2.1.3 Material volcanoclástico 11

2.2.2 Tipos de volcanes y estructuras volcánicas 16 2.2.2.1 Volcán de lava o en escudo 16 2.2.2.2 Estratovolcán o volcán compuesto 17 2.2.2.3 Cono piroclástico 17 2.2.2.4 Cráter de explosión, volcán de gas o maar 18 2.2.2.5 Domo 18 2.2.2.6 Cráter 18 2.2.2.7 Caldera 18 2.2.2.8 Cono secundario, adventicio, parásito o satélite 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 Plutón 20 2.3.2.2 Dique 20 2.3.2.3 Neck o cuello volcánico 20

3 Los procesos metamórficos 21 3.1 Definición de metamorfismo 21 3.2 Factores del metamorfismo 22

3.2.1 Temperatura 22 3.2.2 Presión 23 3.2.3 Factores físico-químicos y agentes 24 3.2.4 Duración de los procesos 24

3.3 Tipos de metamorfismo 24 3.3.1. Metamorfismo regional 25

3.3.1.1 Metamorfismo regional, orogénico o termo-dinámico 25 3.3.1.2 Metamorfismo de hundimiento o de carga 25 3.3.1.3 Metamorfismo del fondo oceánico 25

3.3.2 Metamorfismo local 26 3.3.2.1 Metamorfismo de contacto 26 3.3.2.2 Pirometamorfismo, termometamorfismo, metamorfismo optálico o caústico 28 3.3.2.3 Metamorfismo cataclástico, dinámico o por dislocación 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 metasomático o metasomatismo 29 3.3.3.2 Metamorfismo hidrotermal y neumatolítico 30 3.3.3.3 Autometamorfismo o autohidratación 30

3.4 Ultrametamorfismo 31 3.4.1 Anatexía 31 3.4.2 Diatexía o palinogénesis 31

4 Composición mineralógica de las rocas ígneas y metamórficas 32 4.1 Composición mineralógica cualitativa 32

4.1.1 Minerales primarios 32 4.1.1.1 Minerales esenciales, cardinales o diagnósticos 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 félsicos y máficos 32

4.1.3.1 Minerales félsicos o leucocratos 32 4.1.3.2 Minerales máficos, melanocratos o ferromagnesianos 33

4.2 Composición mineralógica cuantitativa o modal 33 4.2.1 Análisis por puntos con la platina mecánica 33 4.2.2 Análisis por estimación mediante fotos o diagramas con composición normativa conocida 33 4.2.3 Estimación visual al microscopio 33 4.2.4 Sugerencias y exactitud de los análisis modales 33 4.2.5 Representación de los análisis modales 35

4.3 Coexistencia de minerales 35 4.4 Orden de cristalización 36

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

5.4.1 Hábito 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 fábrica de las rocas metamórficas 48 6.1 Cristalizacion metamorfica 48

6.1.1 Crecimiento por secreción 49 6.1.2 Crecimiento por concreción 49 6.1.3 Crecimiento por reemplazamiento 49

6.2 Factores que controlan la orientación de los minerales 50 6.2.1 Composición de la roca original 50 6.2.2 Condiciones de presión 50 6.2.3 Texturas originales de las rocas 50

6.3 Microestructura 50 6.3.1 Foliación 50 6.3.2 Alineación 51

6.4 Texturas 52 6.5 Fabricas relictas 55

6.5.1 Texturas relictas de las rocas sedimentarías 55 6.5.2 Texturas relictas de rocas ígneas 57 6.5.3 Texturas relictas de las rocas metamórficas 57

7 Clasificación de las rocas ígneas 58 7.1 Clasificación de las rocas plutónicas (clasificación de Streckeisen) 58 7.2 Clasificación de las rocas volcánicas 62

7.2.1 Composición mineralógica modal 63 7.2.2 Composición mineralógica normativa 63 7.2.3 Clasificación de Streckeisen para las rocas volcánicas 64 7.2.4 Cálculo de la norma C.I.P.W. 64

7.2.4.1 Minerales normativos 65 7.2.4.2 Operación 65

7.2.5 Composición química 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 variación 70 7.2.7 Clasificación aproximada de las rocas volcánicas mediante el microscopio 73 7.2.8 Clasificación de rocas volcanoclásticas 74

8. Clasificación de las rocas metamórficas

77 8.1 Nombres de grupos importantes

77 8.2 Grupos químicos

79 8.3 Principios de la clasificación genética de las rocas metamórficas

80 8.3.1 Representación gráfica 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 índices de Barrow, Tilley y Harker 82

8.3.2.3 Variación de la composición química de ciertos minerales 83

8.3.2.4 Las facies del metamorfismo 83

9. Descripción de las rocas plutónicas 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 ultramáficas o ultrabásicas

98

9.9.1 Peridotitas y piroxenitas 98

9.9.2 Serpentinitas 98 9.10 Carbonatitas 101

10. Descripción de las rocas volcánicas 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 volcánicas ultrabásicas 112 10.9 Lamprófiros 113 10.10 Rocas piroclásticas 114

10.10.1 Depósitos de caída 114 10.10.2 Depósitos de flujo 115 10.10.3 Depósitos de oleadas piroclásticas

115

11. Descripción de las rocas metamórficas

117

11.1. Rocas del metamorfismo cataclástico 117 11.1.1 Brecha tectónica o de fricción

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. Mármoles

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 micáceos 121

11.3.3.2. Esquistos cálcicos o mármoles 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 pelíticos 124 11.3.4.2. Esquistos cálcicos y mármoles foliados 125 11.3.4.3. Esquistos con magnetita 125 11.3.4.4. Esmeril 125 11.3.4.5. Esquistos cuarzo-feldespáticos 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. Bibliografía 130

Apéndices 132

Introducción

1

INTRODUCCIÓN

1.1 GENERALIDADES

La petrografía es una rama de la petrología, que se ocupa de la descripción de las rocas, de su contenido mineral y

de su textura; describe los yacimientos y clasifica las rocas de acuerdo a ciertas reglas. La petrología es la ciencia que

investiga el origen de las rocas y explica los procesos de formación aplicando las leyes de la física y química..

Los objetivos de la petrografía son:

Clasificar las rocas para la elaboración de mapas geológicos, estudios estratigráficos y para la prospección de

minerales.

Determinar las relaciones entre el comportamiento físico-técnico de una roca y la composición mineralógica (tanto

cualitativa como cuantitativa), el grado de meteorización, el tamaño y la forma de los granos y la textura de la roca.

El estudio petrográfico de una roca implica una serie de observaciones, comprendiendo habitualmente cuatro

aspectos fundamentales, que son: (1) composición mineralógica cualitativa y cuantitativa; (2) textura; (3) clasificación de

la roca y (4) observaciones, donde se describen las características de la roca que no hayan quedado suficientemente

explícita en los puntos anteriores, como el grado de alteración, los eventuales problemas de clasificación o de

interpretación subjetiva o los datos específicos relacionados con el objeto del estudio (p.ej., si la roca es apta como

material de construcción).

Una roca es un agregado natural de minerales (= paragénesis mineral) cuyo composición y textura es homogénea y

que se presenta como cuerpo geológico 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

geológicamente independiente cuando el agregado mineral se distingue de sus alrededores por el tipo o tiempo de

formación. Así, los cuerpos intrusivos con una extensión de varios kilómetros o decenas de kilómetros y una

composición homogénea se consideran como cuerpos de rocas independientes, igual como a los delgados diques de basalto

o granitos. Al contrario, por convención 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 monominerálicas, que están compuestas por un solo tipo de mineral (dunita, anortosita, yeso,

mármol, etc.); más comunes son rocas poliminerálicas, compuestas por minerales diferentes.

Los principales métodos de trabajo de la petrografía son:

Trabajo de campo, incluyendo la toma de muestras.

Estudio microscópico, especialmente con el microscopio polarizante.

Análisis químico de las rocas y minerales.

Estudios especializados con el microscopio electrónico 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 microscópicamente

para obtener una idea sobre la composición y textura del cuerpo geológico. Durante el muestreo se pueden tomar dos

hasta tres diferentes tipos de muestras:

1.2.1 Muestra de mano para estudios petrográficos: el tamaño de la muestra debe ser alrededor de 12*9*3 cm; en caso

de rocas inhomogéneas o de grano muy grueso (p.ej., conglomerados, gneises), el tamaño debe ser mayor. La muestra de

mano debe ser representativa para el cuerpo geológico o parte de este y a veces habrá que tomar una muestra sana y otra

que indica el grado y las características de la meteorización. En casos de una orientación preferencial de los minerales es

Introducción

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 topográfico o en el plano del afloramiento.

1.2.2 Muestreo geotécnico: en el caso de rocas homogéneas y de grano fino se toman bloques con una dimensión

mínima de 20*20*30 cm. Si se trata de rocas poco homogéneas o de grano grueso, el tamaño 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 geoquímico: por su rapidez, sencillez y bajo precio se utilizan más los estudios petrográficos que los

químicos. Además, el análisis químico de una roca, especialmente de una roca de grano grueso, puede variar mucho

dentro de un mismo afloramiento.

Si los objetivos de la investigación son del tipo petrológico o geotectónico interesa más la clasificación exacta de la

roca. Para estos fines la roca tiene que ser homogénea y fresca. Si la roca es de grano grueso, los análisis químicos de

muestras tomadas en diferentes lugares del mismo afloramiento pueden variar mucho. Es importante moler mucho

material y después reducir el polvo mediante cuarteo al peso requerido (unos pocos gramos).

Para dataciones radiométricas la roca también tiene que ser fresca y se toma como mínimo un kilogramo de material.

1.3 CLASIFICACIÓN GENÉTICA DE LAS ROCAS

A pesar de que en un principio la petrografía es una

ciencia descriptiva, el primer criterio de clasificación de las

rocas es el de su origen. Se distinguen tres grandes grupos de

rocas:

1.3.1 Rocas ígneas (o magmáticas o eruptivas o endógenas): Se

forman por la cristalización o el enfriamiento de un magma,

que es una roca fundida más volátiles. Los magmas

solamente existen a una temperatura elevada, entre unos 750o y

1500oC y por eso el nombre de roca ígnea (= rocas de fuego). Según las condiciones del enfriamiento se distinguen:

Rocas volcánicas (o efusivas): Se forman por el enfriamiento de un magma (= lava) derramado en la superficie de

la Tierra. La temperatura de formación es alta, la presión litostática muy baja.

Rocas plutónicas (o intrusivas): Se forman por la cristalización del magma a grandes profundidades dentro de la

corteza terrestre. En este caso tanto la temperatura como la presión litostática son altas.

Rocas hipoabisales (o subvolcánicas): Forman la transición entre las rocas volcánicas y plutónicas. Se forman por

el enfriamiento de un magma encima del cuerpo plutónico, pero todavía por debajo de la superficie terrestre. Ejemplos

son las cámaras magmáticas, diques, mantos y los conductos de los volcanes. La temperatura de formación es alta, la

presión litostática intermedia.

1.3.2 Rocas sedimentarias (o exógenas): Se forman en la superficie de la tierra bajo la influencia de la atmósfera,

hidrosfera y biosfera. O sea, en sus formación participan los procesos de meteorización, erosión, transporte y

depositación. Tanto la temperatura de formación como la presión litostática son cercanas a zero. Las rocas sedimentarias

presentan dos características importantes; en primer lugar, se disponen en capas superpuestas o estratos y en segundo

lugar, muchas veces contienen fósiles.

1.3.3 Rocas metamórficas: Se forman a partir de rocas ígneas o sedimentarias por la recristalización en estado sólido,

Introducción

3

debido al aumento de la temperatura y presión. O sea, resultan de la transformación de rocas más antiguas.

Rocas ígneas o sedimentarias que han sufrido un poco de metamorfismo pero que todavía conservan muchas de sus

características mineralógicas y texturales originales se denominan con el prefijo meta- (p.ej., metabasalto, metacuarcita).

Como se ve en la figura 1.1 los diferentes procesos geológicos pueden transformar un tipo de roca a otro.

Las rocas ígneas y metamórficas 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 plutónicas y metamórficas no se pueden estudiar directamente y por eso, su formación tiene que ser explicada

mediante interpretaciones de las observaciones de campo, combinadas con estudios experimentales y teóricos.

1.4 REPARTICIÓN CUANTITATIVA DE LAS ROCAS Y MINERALES

Las rocas ígneas 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 distribución en la superficie, la relación cambia: el 75% de la

superficie terrestre está cubierta por rocas sedimentarias, que yacen en forma de un velo con un espesor promedio de 1,5

km encima de las rocas ígneas y metamórficas.

Cuadro 1.1

Frecuencia de las rocas y minerales más importantes en la corteza terrestre

(según 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

Anfíboles

5

Metamórficas

27,4

Olivino

3

Gneises

21,4

Arcillas y cloritas

4,6

Esquistos, filitas y pizarras

5,1

Calcita

1,5

Mármoles

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 GEOTÉCNICO DE LAS ROCAS

El objetivo de estos estudios es determinar las características físicas de la roca y determinar si la roca es apta para

diferentes aplicaciones industriales, especialmente como material de construcción. Consiste de:

Trabajo de campo: se estudian las características geológicas-estructurales del afloramiento para determinar la extensión

(volumen) de la roca, la posibilidad de poder extraer una roca con las mismas propiedades durante un cierto número de

Introducción

4

años, la homogeneidad de la roca, la presencia de diaclasas, fallas, estratificaciones, esquistosidad, el tipo y grado de

meteorización, el volumen de los materiales estériles, etc.

Muestreo: Los estudios físico-técnicos son mucho más caros que los microscópicos y por eso se los realiza solamente en

un número reducido de muestras.

Estudio microscópico: Al ingeniero le interesa en primer lugar si una roca puede ser utilizada para una cierta aplicación.

Esto se hace mediante una serie de pruebas físico-técnicos. El objetivo de los estudios microscópicos es determinar la

relación que existe entre el comportamiento físico-técnico de una roca y su composición mineralógica cualitativa y

cuantitativa, su textura, grado de meteorización de los componentes, tamaño y forma de los granos etc. Una vez que se

conocen estas relaciones es suficiente utilizar métodos mineralógico-petrográficos para el control continuo de la

explotación de la materia prima.

Para la descripción de las características petrográficas-tecnológicas de una roca se utiliza:

La composición mineralógica cualitativa de la roca, o sea, cuales minerales componen la roca.

La composición mineralógica cuantitativa de la roca, o sea, que porcentaje del volumen ocupa cada uno de los

componentes.

La textura de la roca, o sea, el tamaño, la forma y el contacto de los granos, la unión entre los diferentes minerales, la

presencia de poros, diaclasas etc. y la distribución de los componentes en el espacio.

El grado y tipo de meteorización de los diferentes minerales.

Estudio físico-técnico: es el tema de los cursos de Geotécnia y Mecánica de Rocas.

1.5.1 Relación entre la composición mineralógica y las propiedades físico-técnicas El comportamiento técnico de una roca, especialmente su resistencia mecánica y la contra la meteorización, depende

de los minerales esenciales y máficos presentes. Altos contenidos de minerales con una exfoliación perfecta (p. ej.

micas) disminuyen la resistencia contra la compresión y facilitan la meteorización. También algunos minerales accesorios

disminuyen la resistencia contra la meteorización y por lo tanto también la resistencia mecánica. Ejemplos son:

Sulfuros (los más comunes son marcasita/pirita FeS2 y calcopirita CuFeS2): en contacto con el agua y oxígeno se

transforman rápidamente en hidróxidos de hierro (limonita) y ácido sulfúrico, 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 más 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 rápida 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 meteorización e influyen por lo tanto mucho

en las propiedades mecánicas de las rocas. Contenidos pequeños de vidrio dentro de la matriz se confunden fácilmente

con minerales con baja birrefringencia, tales como nefelina, analcima o zeolitas. Al aumentar el contenido de Fe en un

vidrio, el color se vuelve más oscuro.

1.5.2 Alteración de los minerales primarios

La meteorización es el conjunto de procesos externos que provocan la alteración de las rocas en la superficie. En

tiempos geológicos todos los tipos de roca sufren meteorización. Sin embargo, en la geotécnia solamente interesa la

meteorización que es efectiva en tiempos mucho más cortos. Se dice que una roca es resistente contra la meteorización

cuando durante el tiempo de vida de la construcción no ocurren transformaciones las cuales podrían dañar a la

construcción. Como la resistencia a la meteorización varía de una roca a otra, es importante determinar el grado de

meteorización que muestra una roca.

Se pueden diferenciar dos tipos de meteorización: (1) meteorización en el afloramiento; (2) meteorización durante el

uso de la roca en construcciones. Para las construcciones se emplean generalmente solo rocas que no han sido afectadas

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

Introducción

5

rápidamente en las construcciones ya que éstas están en contacto directo con el agua y el aire y en un ambiente con más

SO2 y CO2. Además, los muros de los edificios muestran otras condiciones de difusión del agua, humedad, aeración y

secamiento que una roca cubierta por suelos. Rocas con alteración hidrotermal solo se usan si es del tipo silicificación y

sin pirita.

La resistencia contra la meteorización y la resistencia mecánica de una roca depende también de la textura: la

resistencia aumenta con la disminución del tamaño del grano. En las rocas porfiríticas la resistencia baja cuando los

fenocristales ocupan gran parte de la roca o cuando existe una diferencia muy grande entre el tamaño de los fenocristales y

el de los microlitos; mucha influencia tiene también la composición de la matriz. Además, la resistencia depende de la

distribución de los minerales que sufren fácilmente una meteorización (olivino, feldespatoides). Si estos minerales están

completamente rodeados por minerales resistentes (feldespatos, piroxenos), la roca resulta ser bastante resistente.

Por la meteorización y alteración hidrotermal los minerales formadores de rocas son transformados o diferentes

productos:

Feldespatos y feldespatoides: Muy frecuente es la alteración a sericita y arcillas; en las plagioclasas cálcicas se observa

muchas veces una alteración a calcita. Las plagioclasas cálcicas se meteorizan más fácilmente 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 también a analcima, hidrargillita y sericita.

Micas: Muy común es la meteorización de la biotita a clorita. Junto a la clorita se presenta también epidota,

clinozoisita, calcita o rutilo. El producto final de la meteorización de las biotitas es una mezcla de carbonatos, epidota y

limonita. La muscovita, al contrario, es un mineral muy resistente contra la meteorización.

Piroxenos: Por la meteorización se forma frecuentemente clorita, a veces junto con óxidos de hierro. El producto final

de la meteorización es una mezcla de carbonatos, limonita y cuarzo (este último a menudo en forma de calcedonia u

ópalo). Piroxenos ricos en Mg se transforman muchas veces en serpentina (= bastita). Bajo las condiciones del

metamorfismo incipiente o de la alteración deutérica, los piroxenos se transforman en anfíboles fibrosos (= uralita).

Anfíboles: 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 basáltica se meteoriza más fácilmente que la hornblenda común.

Debido a su buena exfoliación, la meteorización los afecta más fácilmente que a los piroxenos.

Olivinos: Lo más común es la transformación a serpentina, generalmente junto con óxidos de hierro (magnetita,

hematita o limonita), a veces también junto con clorita. El producto final es una mezcla de carbonatos (principalmente

magnesita), limonita y cuarzo (a veces en forma de calcedonia u ópalo). Otro tipo de alteración es a nontronita, un tipo de

arcilla con un pleocrosimo y birrefringencia alta. La iddingsitización (bowlingita) solo se presenta en las rocas

volcánicas.

1.5.3 Porosidad y permeabilidad

Cada roca contiene entre los componentes sólidos también vacíos (poros) con diferentes tamaños y formas,

rellenados por líquidos (agua, petróleo) o gases (aire, gas natural, etc.). En la mayoría de las rocas sedimentarias la

porosidad es alta, en las rocas ígneas (a excepción de las lavas vesiculares) y metamórficas es baja y generalmente no

supera los 2,5 % del volumen. En las rocas plutónicas y metamórficas los espacios porosos siguen generalmente a los

contactos de los granos y a los planos de exfoliación de los minerales, o sea, su forma es tabular.

La porosidad de una roca depende del número y tamaño de los poros e influye en la permeabilidad de la roca para

líquidos y gases. La porosidad y permeabilidad influyen mucho en las propiedades técnicas de las rocas, especialmente

en la capacidad de la roca de absorber agua, la filtración de líquidos y gases, la resistencia mecánica y contra la

meteorización, el desgaste y el peso específico.

En secciones delgadas solamente se dejan observar los poros más grandes. De acuerdo al tamaño de los poros se

distinguen:

⇒ microporos con un diámetro < 0,005 mm

⇒ poros finos 0,005 - 0, 2 mm

⇒ poros gruesos 0,2 - 2 mm

⇒ macroporos > 2 mm

Introducción

6

Yacimientos de las rocas ígneas

6

LOS YACIMIENTOS DE LAS ROCAS ÍGNEAS

2.1 DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA

La composición de los magmas primarios puede ser modificado para

producir una variedad de magmas secundarios y con eso también rocas ígneas

diferentes (Fig. 2.1). Durante el ascenso de los magmas hacia la superficie su

composición puede variar de diferentes maneras. Por ejemplo, el magma

puede reposar durante un cierto tiempo en una cámara magmática cercana a la

superficie, donde ocurre una cristalización en los bordes o, los minerales que

cristalizan pueden hundirse. Esto, por lo menos, era la creencia estática, o sea,

que la cámara magmática constituye un sistema cerrado. Muchas veces, sin

embargo, se trata de un sistema abierto, o sea, periódicamente la cámara

magmática puede llenarse, vaciarse, sufrir una cristalización fraccionada o

puede ser tapada. Debido al reaprovisionamiento puede ocurrir una mezcla de

magmas o se puede formar una cámara con zonación composicional.

Los procesos más importantes son:

2.1.1 Diferenciación fraccionada (o cristalización fraccionada): abarca

todos los procesos por medio de los cuales un magma originalmente homogéneo se descompone durante la cristalización

en fracciones con diferente composición química y mineralógica.

Los minerales que cristalizan primero son más básicos que los que cristalizan al final. Por eso, cuando empieza la

cristalización de un magma, el magma residual se pone más ácido y su composición química 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 composición química como el magma

original. Para que se produzca una

diferenciación en fracciones con diferente

composición necesitamos procesos que separan

el magma residual de los cristales. Así, de un

magma pueden originarse varias fracciones de

un magma residual, cada una con una

composición química diferente (Fig. 2.2). Para

cada fracción líquida existe una fracción de cristales con composición opuesta. Cada fracción, sea líquida o sólida, puede

formar una roca.

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

2.1.1.1 Diferenciación gravitacional: los minerales que cristalizan primero tienen un peso específico más alto que el

magma y pueden hundirse dentro de la cámara magmática o dentro de la intrusión (Figs. 2.3 y 2.4). Requisito para la

diferenciación gravitacional es, que la fase líquida predomine y que la viscosidad del magma no sea muy alta. En

magmas graníticos, que tienen una viscosidad alta, el hundimiento de los minerales ferromagnesianos y de las plagioclasas

cálcicas (todos los cristales con un diámetro de 2 mm) ha sido calculado en 1 hasta 0,1 m por año.

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 volcán contienen pocos olivinos, mientras que las lavas que al mismo tiempo salen de los flancos del

volcán 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 más ácidos.


7

2.1.1.2 Diferenciación por filtración: si la cristalización está avanzada, los cristales forman una red con el magma residual

en sus intersticios. La composición química de los cristales y la del magma residual son muy diferentes. Al seguir la

cristalización, los cristales reaccionan con el magma residual y forman finalmente una roca homogénea con la misma

composición química como el magma original. Sin embargo, durante la cristalización el magma residual puede ser

exprimido por procesos tectónicos.

3.1.1.3 Diferenciación por flujo: partículas sólidas dentro de un líquido 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


8

de olivinos en las partes centrales de algunos diques.

2.1.2 Asimilación y contaminación: es la incorporación de rocas caja al magma. Por lo general, la composición química

del magma es diferente de la composición de las rocas caja y por eso no existe un equilibrio químico, sino ocurre una

reacción. Ciertos minerales de la roca caja pueden fundirse parcial o totalmente y de este modo cambia la composición

química del magma. Procesos de asimilación 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 específico de un magma solo es de unos 0,25

cal/g y °C y por lo tanto no alcanza para la fusión de las rocas caja, ya que existen pocos magmas sobrecalentados (la

prueba es la textura porfirítica de la mayoría de las rocas volcánicas). La energía para la fusión tiene que ser proporcionada

por la cristalización, que es un proceso exotérmico.

Un magma solo puede fundir a un mineral con un punto de fusión más bajo que la temperatura del magma. Esto

significa, que un magma basáltico puede fundir la mayoría de los minerales de un granito, pero un magma granítico no

puede fundir los minerales de un gabro.

La composición química de muchas rocas sedimentarias es muy diferente de la de las rocas ígneas. Sin embargo,

todos los elementos que contienen las rocas sedimentarias están presentes también en las rocas ígneas. Por eso, por la

asimilación de sedimentos no cambia mucho la composición cualitativa, pero si la composición cuantitativa:

Cuadro 2.1

Asimilación de una caliza por un magma basáltico

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 asimilación de rocas calcáreas, un magma basáltico se enriquece en CaO y MgO y empobrece en todos los


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demás óxidos. Por lo tanto, la plagioclasa se vuelva más rica en anortita,

pero debido a la disminución del sílice 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 sílice, potasio y alumina. Se forma

entonces más cuarzo y feldespato potásico.

2.1.3 Mezcla de magmas: es la contaminación de un magma con otro,

con composición química diferente. Indicios de esto son fenocristales

corroídos de cuarzo y olivino en una misma roca, fenocristales de

plagioclasa con zonación y composición muy diferente dentro de la

misma roca o vidrios de diferentes colores. En estos casos existe un

desequilibrio completo entre las diferentes fases sólidas o entre la fase

sólida y líquida.

2.1.4 Diferentes grados de fusión parcial en el manto: la composición química y mineralógica de un magma depende de

muchos factores. Por ejemplo: (1) tipo de roca en la zona donde ocurre la fusión; (2) historia geológica de la roca,

especialmente influyen los eventos térmicos, metamórficos y de fusión que sufrió anteriormente y (3) grado de fusión

parcial de la roca (Figs. 2.5 y 2.6).

Explicación de la figura 2.5:

(1) Roca por debajo de la temperatura eutéctica con la composición X = 40% A, 30% B y 30% C. A, B y C pueden ser, p.

ej., forsterita, diópsido y enstatita (± composición del manto).

(2) Donde los tres componentes A, B y C están en contacto entre si, la fusión parcial produce un líquido con la

composición E1.

(3) Fusión parcial con líquido de composición E1 (en negro), en el momento cuando el componente B ha sido

completamente consumido.

(4) El líquido con la composición E1 se separa de los sólidos A y C. Resulta una roca residual con la composición X´. La

roca residual solo se funde si elevamos la temperatura hasta la temperatura eutéctica E2. En el punto Y todo el componente C está en fusión y solo queda el componente A sólido.

Cantidad máxima de líquido con la composición E1 es igual a distancia X-X´ / distancia E1-X´* 100.


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2.2 LAS ROCAS VOLCÁNICAS

Las rocas volcánicas son el producto del enfriamiento de una lava. Como lava se denomina un magma desgasificado que sale a la superficie y también una roca consolidada. Al subir el magma en el conducto de un volcán, la presión litostática disminuye y por eso hay una separación del magma en una fase líquida (= lava) y una fase gaseosa. Esta separación del magma en dos fases es el "motor" del volcanismo.

El volcanismo incluye todos los fenómenos que están relacionados con el ascenso de un magma a la superficie. El tipo y la violencia de la actividad volcánica y la forma de los edificios volcánicos dependen principalmente de dos factores: (1) el contenido de volátiles en el magma y (2) de la facilidad con la cual los volátiles pueden escapar a la atmósfera. 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) Composición química, especialmente contenido de SiO2 y volátiles: la viscosidad aumenta con un aumento del

contenido de sílice y disminuye con el aumento del contenido de agua (Fig. 2.7) Presión litostática: la viscosidad disminuye ligeramente cuando aumenta la presión. Sin embargo, al aumentar la

presión puede aumentar el contenido de volátiles disueltos y bajar la viscosidad aún más. Contenido de cristales y burbujas: la viscosidad aumenta con el aumento en el contenido de cristales y burbujas. Contenido de volátiles: la viscosidad disminuye con el aumento de volátiles disueltos.

El tipo de actividad que se desarrolla depende principalmente de la composición química del magma, especialmente de los contenidos de SiO2 y volátiles:

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

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

Cuadro 2.2


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Producción anual estimada de material volcánico (Nakamura, 1974) AMBIENTE GEOTECTÓNICO

PRODUCCIÓN ANUAL (en km3)

Bordes divergentes (dorsales medio-oceánicas)

4 - 6

Bordes convergentes (arcos magmáticos)

0,75

Intraplaca oceánica ("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 volcánicos: son los productos de la actividad fumarólica, solfatárica y exhalativa. Es el producto más común y voluminoso de las erupciones volcánicas; salen antes, durante y después de la emisión 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 volcán Paricutin emitió en mayo de 1945 116 000 t/día de material, el 14 % (=16 000 t/día) 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 topografía, la cantidad de lava emitida y de la forma de erupción, o sea, si la erupción fue subaérea o subacuática. La velocidad de las coladas depende del relieve, la viscosidad, el empuje de la masa lávica atrás y la velocidad de enfriamiento; raras veces es mayor de 20 km/h.

La solidificación de una colada de lava por enfriamiento se efectúa por el contacto con el suelo y con el aire, quedando caliente el centro durante largo tiempo. En una lava del volcán Kilauea (Hawaii), cuyo punto de fusión fue de 1067°C, se observaron 9 días después de la efusión temperaturas de 45°C en la superficie y 1000°C a 75 cm de profundidad; 4 meses más tarde 1000°C a 4,3 m de profundidad y lava fundida a 5 m.

El espesor de un derrame de lava varía entre menos de 1 m hasta 200 m, siendo el espesor promedio entre 3 y 20 m. Las coladas basálticas tienden a ser relativamente delgadas, mientras las más ácidas son las más gruesas. El área que cubre varía entre unos cientos de metros hasta cientos de kilómetros cuadrados (Fig. 2.8). Similar a los glaciares, las coladas de lavas están limitadas por brechas ("morenas") laterales (= levees) y terminales; pero también por basales (= brecha de progresión) y superiores (= autobrecha) (Figs. 2.9 y 2.10).

Según la forma de las lavas se distinguen: Lava Pahoehoe: es característica de una lava basáltica con poca viscosidad y pocos gases. Al derramarse forman coladas que fluyen rápidamente (como miel), forman meandros y hasta cascadas; la superficie de la colada es plástica 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 (volcán Masaya en Nicaragua). Lava cordada: donde la pendiente disminuye, la costra plástica se comprime y se dobla (volcán Masaya). Colada reomórfica: por la actividad estromboleana se acumulan muchas bombas plásticas. Este conjunto puede deslizarse formando un flujo secundario, caracterizado por clastos muy aplastados y soldados y una laminación irregular de colores grises y rojos. Forma la transición hacia una roca piroclástica.

Son frecuentes las formas secundarias, tales como túneles de lava, que pueden tener una longitud de varios kilómetros y una altura hasta de 10 m, depresiones por hundimiento y "spatter cones". Lava “Aa” o lava en bloque: es característica de un magma viscoso y con pocos gases. La costra de la colada es rígida y las fuerzas mecánicas del flujo la quiebran en bloques que se acumulan en el frente de la colada (= brecha de progresión) y en la parte superior (= brecha superior o autobrecha). Lindos ejemplos de lavas en bloque son las coladas del volcán Arenal y del flujo superior de la Formación Intracañon (Fig. 2.10). Lava escoriácea: cuando la lava tiene una viscosidad moderada y es rica en volátiles, los gases escapan dando una estructura vesicular a las partes superiores de la colada (volcán Irazú) (Fig. 2.11) Lava en almohadillas (= "pillow lavas"): es característica de lavas fluidas, tales como basaltos que se derraman


12

bajo el agua. La profundidad debajo del agua tiene que ser tal que no ocurren explosiones freáticas; pero si la profundidad es muy grande, solamente se forma una colada masiva. Cuando el magma está 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 balón. También éste se cubre con una costra vidriosa, la cual al aumentar el volumen del balón se quiebra, formándose otro, etc. El proceso sigue hasta que la afluencia de lava termina. De este modo se forman dos tipos de roca: Hialoclastita: está 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 milímetros hasta varios decímetros de diámetro, los cuales están cementado por lodos calcáreos y arcillosos. Almohadillas: tienen formas casi redondas y generalmente una deformación en el contacto inferior. Durante el enfriamiento se forman en cada almohadilla fisuras radiales por contracción que se superponen a la estructura concéntrica provocada por diferentes grados de cristalinidad. Las almohadillas son una indicación perfecta a un volcanismo subacuático y las deformaciones en el contacto inferior indican dislocaciones posteriores (Fig. 2.12).

De la meteorización de las rocas ígneas a menudo resultan forman redondas y concéntricas (tipo cebolla por meteorización 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 característico de magmas viscosos y muy ácidos. La lava se enfría rápidamente y a menudo tiene una estructura fluidal indicada por poros alargados. Se trata de coladas pequeñas compuestas de una lava oscura hialina con fracturas concoideas (Guatemala) (Fig. 2.14). 2.2.1.3 Material volcanoclástico

Volcanoclástico es un término no genético que se usa para materiales volcánicos fragmentados, sin tomar en cuenta su origen. El término piroclástico ("piro" = fuego, "clásto" = fragmento) incluye todo el material que fue arrojado por una explosión volcánica y consiste principalmente de material juvenil (arrojado como lava líquida y cristales que estaban cristalizándose cuando comenzó la erupción, presentándose en el depósito como vidrio, pómez, lapilli, bombas, cristales), con fragmentos de rocas volcánicas más antiguas (material accesorio) o rocas plutónicas, sedimentarias o metamórficas (material accidental). Material epiclástico (“epi” = encima, en la superficie) fue triturado por procesos superficiales como es la meteorización o el colapso gravitacional y puede ser material originalmente piroclástico. Según el carácter de la erupción y el tamaño de los componentes se divide en (Fig. 2.15):


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Fig. 2.8: Extensión y espesor de coladas de lava con diferentes composiciones químicas. La líneas interrumpidas indican la relación espesor : diámetro; las líneas punteadas indican el volumen total de las coladas (modificado de Cas & Wright, 1987).


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 esquemático a través de una colada riolítica (modificado de Cas & Wright, 1987).


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Material piroclástico caído: material que fue expulsado de un cráter, aproximadamente en dirección vertical. Durante el vuelo ocurre una clasificación de acuerdo al tamaño y peso específico. Los fragmentos grandes se depositan cerca del cráter, mientras que los finos son arrojados más lejos y llevados por los vientos. Así, el material fino puede girar varias veces alrededor de la Tierra e influenciar el clima (erupción del volcán Krakatao, Indonesia en 1883, del Chichón, México en 1982). Frecuentemente se observa una estratificación de los piroclástos, o sea, en un lugar determinado se depositan primero los fragmentos grandes y pesados y encima los pequeños y livianos (Fig. 2.16). La disminución en el tamaño de los fragmentos o la disturbación producida por el impacto de bloques y bombas grandes (Fig. 2.17) indica la dirección de procedencia de los piroclastos. El material piroclástico cubre el terreno con una capa de espesor más o menos uniforme (Fig. 2.18).

Las tobas presentan generalmente una estratificación, reflejando así la actividad rítmica de un volcán (Fig. 2.19). Los depósitos correspondientes a una misma erupción frecuentemente están separados de la siguiente por una capa de suelo (= paleosuelo) o por antiguas superficies de erosión, los cuales pueden ser útiles para dataciones.


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Material volcanoclástico de flujo (= flujos volcanoclásticos): al contrario del material piroclástico caído, los flujos piroclásticos son arrojados aproximadamente en dirección horizontal. Estos flujos pueden tener diferentes orígenes y su temperatura puede variar de la temperatura del ambiente hasta varios cientos de grados centígrados. La velocidad de los flujos puede llegar a 700 km/h, por lo cual estos flujos son las erupciones volcánicas que más daño provocan. Una característica textural común de todos los flujos piroclásticos es la falta de clasificación de los fragmentos. Lahar (avalancha de lodo, "mudflow"): es una brecha volcánica compuesta por material epiclástico que se moviliza a lo largo de los valles de los ríos con velocidades hasta de 100 km/h. Su espesor máximo es de unas pocas decenas de metros. Los componentes incluyen arcillas, arenas, cenizas y bloques, distribuidos en forma caótica. Lahares pueden ser de diferente origen, pero muchas veces están relacionadas con erupciones volcánicas. El material piroclástica de caída que se depositó en las faldas de un volcán 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 cratéricos. Avalancha volcánica (“debris avalanche”): son movimientos en masa muy rápidos de detritos no encauzados y por lo tanto consisten principalmente de material epiclástico. Este tipo de depósito fue reconocido en 1980 durante las erupciones del Mt. St. Helens (USA) y parece que parte de los depósitos descritos anteriormente como lahares, son en realidad avalanchas volcánicas. Se forman por el colapso del flanco de un volcán a consecuencia de una fuerte actividad volcánica. Uno de los rasgos típicos es la presencia de montículos (“hummocky”) en la superficie, con dimensiones hasta de 170x30 m. Un lindo ejemplo de una avalancha volcánica se encuentra en el flanco SW del volcán Cacao. Flujos piroclásticos: son los depósitos de nubes ardientes que se extienden hasta cientos de kilómetros y cubren cientos hasta miles de kilómetros cuadrados. Al contrario de los piroclastos de caída y los lahares, los flujos piroclásticos o ignimbritas rellenan la topografía anterior y la dejan plana (Fig. 2.18). Muchas veces presentan bordes de erosión abruptos y fisuración columnar. Su volumen varía mucho, entre 0,001 y 3000 km3. Los flujos pequeños tienen una composición basáltica hasta riolítica y están asociados a erupciones de pequeños estratovolcanes (El Chichón, México, 1982; Mt. St. Helens, USA, 1980; Mt. Peleé, 1902), mientras que los grandes se originan solo durante la formación de grandes calderas y tienen una composición riolítica hasta dacítica (Santorini, Grecia; Garita Caldera, Colorado; Toba, Sumatra) (Cuadro 2.3).

Cuadro 2.3 Volúmenes de rocas eruptadas por algunas erupciones volcánicas (Izett, 1981)

ERUPCIÓN

VOLUMEN ESTIMADO (km3)

FECHA

Toba (Sumatra, Indonesia) 2000 75 000 años 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.

Están compuestos principalmente por fragmentos juveniles, resultado de la desintegración de magmas; contienen además fragmentos accesorios (pedazos de roca de la chimenea) y fragmentos accidentales que fueron


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incorporados durante el transporte. Los fragmentos juveniles consisten de pómez o escoria, esquirlas (“shards”) de vidrio y cristales; los componentes de mayor tamaño son generalmente de forma subangular hasta subredondeados debido a la abrasión del flujo. No presentan ninguna clasificación granulométrica y los fragmentos grandes (bloques, escorias y lapilli) están distribuidos en una matriz de ceniza. Frecuentemente contienen chimeneas de desgasificación, donde las partículas finas han sido arrastrados por los gases (elutriación).

Los flujos piroclásticos presentan generalmente diferentes facies de depositación (Figs. 2.20 y 2.21). En la base se encuentra una oleada piroclástica (“ground surge deposit”) o una capa rica en líticos (brecha co-ignimbrítica). La masa principal corresponde al verdadero flujo piroclástico y en la parte superior hay otro depósito de oleadas piroclásticas o una capa de ceniza que se sedimentó a partir de la nube que acompaño al flujo (ceniza co-ignimbrítica). Cuando la temperatura de los flujos piroclásticos es alta, los fragmentos juveniles pueden soldarse unos a otros, los pedazos de pómez o escoria pueden deformarse plásticamente, formando fiames, el espacio poroso se reduce y se forma una roca densa, a veces similar a una lava. Dentro de un flujo piroclástico se distinguen muchas veces diferentes unidades de soldamiento (Fig. 2.21).

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


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Oleada piroclástica ("pyroclastic surge"): al contrario de los flujos piroclásticos, las oleadas consisten de poco material sólido y muchos gases. Las oleadas piroclásticas se forman principalmente por erupciones freáticas o freatomagmáticas, pero también están asociadas a los flujos piroclásticos y piroclastos de caída.

Oleadas piroclásticas formadas por erupciones freáticas y freatomagmáticas (= "base-surge deposits") pueden alcanzar espesores de 100 m cerca del volcán de gas; hacia afuera su espesor disminuye rápidamente. 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 piroclásticos 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 está por debajo de los 100°C. Estas nubes son parecidas a las nubes ardientes, pero sus partículas, generalmente ceniza y lapilli, están mojadas y pegajosas, produciendo estructuras muy complejas, las cuales se asemejan a estructuras sedimentarias (con estratificación cruzada, Fig. 2.22) y frecuentemente con lapillis acrecionados. 2.2.2 Tipos de volcanes y estructuras volcánicas

La forma de un volcán depende de la composición de sus productos, de la forma de su chimenea, del modo y de la duración de sus erupciones (Cuadro 2.4).

Se distinguen: 2.2.2.1 Volcán de lava o en escudo: característico de la actividad efusiva de magmas básicos con pocos gases y con poca viscosidad (Hawaii). Casi sólo producen lava, por lo cual su altura es pequeña con relación a su diámetro, es decir, tienen declives muy suaves (unos 5°).

Cuadro 2.4 Estructura volcánica en dependencia de la composición de los magmas

COMPOSICION

ACTIVIDAD

ERUPCION CENTRAL

ERUPCION FISURAL

básica efusiva + eyectiva volcán en escudo meseta de lava intermedia efusiva +

explosiva estratovolcán volcanes alineados

ácida explosiva volcán de gas ignimbritas


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2.2.2.2 Estratovolcán o

volcán compuesto: son los tipos más frecuentes, compuestos por lava y material piroclástico, ambos de composición intermedio (= mezcla de actividad efusiva y eyectiva). Los estratovolcanes están concentrados en el borde del Pacífico (= Cinturón 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 volcán o por cráteres parásitos. A menudo se forman calderas (Poás, Irazú), conos adventicios, parásitos o satélites (Poás, Irazú), están cortados por diques (volcán Masaya, Irazú) o forman macizos que no presentan la forma típica de un volcán (Fig. 2.23). Tienen una vida muy larga y períodos de actividad de algunos años de duración están separados por períodos de inactividad de 100 o 1000 años. 2.2.2.3 Cono piroclástico: compuesto principalmente por material piroclástico, que cae cerca del cráter. En la parte superior, las laderas son muy inclinadas (alrededor de 30°). Muchas veces se trata de conos monogenéticos, o sea, se forman en un solo ciclo eruptivo que puede tener una duración de solo unos meses; por eso su altura es generalmente menor de 500 m (Cerro Pasquí en el Irazú, Cerro Chopo, Cerro Los Chiles, Cerros de Aguas Zarcas, Fig. 2.23).


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2.2.2.4 Cráter de explosión, volcán de gas o maar: característico de la actividad explosiva de magmas muy ácidos, viscosos y con muchos volátiles. Casi nunca producen coladas de lava y el material piroclástico solo forma un pequeño anillo alrededor del cráter. Edificios volcánicos son pequeños o faltan por completo (Laguna Río Cuarto). 2.2.2.5 Domo: es el resultado de la extrusión de lava viscosa en forma de un hongo encima del conducto volcánico. Muchos domos crecen por expansión desde adentro. Como están muy fracturados pueden formarse pequeños coladas superficiales (Cerro San Miguel / Barranca, Domos de Cañas Dulce, Fig. 2.23).

Aguja o espina: es un "domo" con forma cilíndrica empujado hacia arriba por la presión de los gases dentro de la cámara magmática. La aguja del Monte Pelée tenía una altura de 300 m. 2.2.2.6 Cráter: depresión, generalmente en la cúspide de un cono volcánico de donde salen o salieron productos volcánicos. El diámetro de un cráter generalmente es menor de 1 km. 2.2.2.7 Caldera: depresión volcánica con diámetros entre 1 hasta unas decenas de kilómetros. Las calderas pequeñas se originan por explosiones grandes, mientras que las grandes son el resultado de hundimiento o subsidencia después de erupciones muy grandes del tipo de nubes ardientes. Después de un largo período de inactividad se forma a menudo en el centro de las calderas un nuevo volcán (Fig. 2.24). 2.2.2.8 Cono secundario, adventicio, parásito o satélite: conos que se levantan en las laderas de un volcán. Muy frecuentes en los estratovolcanes (Cerro Pasquí del Irazú, Conos de Sabana Redonda del Poás). 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 más de 1 km, las lavas producidas por erupciones fisurales tienen una distribución areal de decenas de kilómetros (formaciones Monteverde e Intracañón, 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 formación de fisuras. Si el enfriamiento es lento (a menudo en las potentes lavas de mesetas), la orientación 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 Cañas). La estructura columnar se encuentra a menudo en el centro de un flujo, mientras que la parte superior e inferior presenta una fábrica vesicular.

Si el enfriamiento es rápido, como ocurre en muchas coladas pequeñas, las fisuras están paralelas a la superficie y resulta una estructura laminar o en lajas (Casa de Máquina del Arenal, Tajo Pedregal). 2.2.2.11 Cuello o neck: es el relleno de un conducto volcánico. Como el cuello está constituido de lava, la erosión ataca más fácilmente a las rocas en los alrededores y el cuello se queda en forma de una torre (Ship Rock, Nueva México). Se trata de una transición entre las rocas volcánicas y las subvolcánicas. 2.2.2.12 Sill y dique: se trata de intrusiones que forman la transición entre las rocas volcánicas y subvolcánicas. Según la posición de la intrusión se distinguen (Fig. 2.25 ): Sill o manto: intrusión concordante que sigue a la estratificación de las rocas más antiguas (frecuentemente dentro de la Formación Térraba). Dique: intrusión discordante que corta a la estratificación que tienen las rocas más antiguas. Los diques se forman a menudo en el interior de un volcán y según su forma se distinguen diques radiales, diques circulares o concéntricas, diques cónicos, diques anulares y diques periféricos (Grupo Aguacate, Formación Térraba). 2.3 ROCAS INTRUSIVAS


21

Las rocas intrusivas son el producto de la cristalización 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 plutónicas: cristalización a grandes profundidades (> 2 km), por lo cual se forman cristales grandes, o sea, se desarrolla una textura holocristalina fanerítica. Rocas hipoabisales o subvolcánicas: cristalización cerca de la superficie terrestre, por lo cual la textura resultante es entre las rocas volcánicas y plutónicas.

Al contrario de las rocas volcánicas que son mucho más abundantes en el ambiente oceánico, las rocas intrusivas son más frecuentes en los continentes, donde han sido expuestos por la acción de la erosión. Por lo tanto, la actividad intrusiva no se observa directamente. El hecho que las rocas intrusivas también se forman a partir de un magma no significa que son los equivalentes profundos de las rocas volcánicas. Mientras que las rocas volcánicas más frecuentes son de composición basáltica, las rocas intrusivas más abundantes son de composición granítica.

Evidencias que indican que las rocas intrusivas cristalizaron a partir de un magma en grandes profundidades son: - La composición química de las rocas volcánicas e

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

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

- Muchas veces se observa como las rocas adyacentes (roca caja o huésped) han sido fracturadas y el magma intruyó a la fuerza en estas fracturas. A veces se observan también 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 (oxidación 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 rápido en los bordes, el magma cristalizó rápidamente y se formaron solo cristales pequeños.

Los cuerpos intrusivos se clasifican de acuerdo a su forma, tamaño, y relación con las rocas caja. Si los cuerpos intrusivos tienen límites paralelos a la estratificación de las rocas adyacentes, se llaman concordantes, si cortan las capas se llaman discordantes. 2.3.1 Cuerpos intrusivos concordantes


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2.3.1.1 Sill o manto: cuerpo tabular con posición horizontal, inclinada o hasta vertical, cuyo espesor varía entre centímetros hasta cientos de metros. Un sill es siempre más joven que las rocas adyacentes y no se debe confundirlo con una colada de lava sepultada. Un sill tiene contactos nítidos sin indicios de meteorización, a veces produce metamorfismo de contacto en la base y la parte superior y contiene muchas veces inclusiones de rocas caja. La intrusión ocurrió generalmente a menos de 2 km de profundidad. Ejemplos: Cordillera Costeña. 2.3.1.2 Lacolito: cuerpo en forma de bulto lenticular con una relación entre extensión lateral/espesor menos de 10. Si la relación es mayor se lo llama sill. La base del lacolito es plana, mientras que el contacto superior está 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 Plutón (Pluto = dios del infierno): cuerpo ígneo que cristalizó en gran profundidad y que generalmente tiene una forma irregular. El diámetro aumenta hacia la profundidad, su base no se conoce. Cristalizó a una profundidad mayor de 2 km. En una determinada zona generalmente se encuentran diferentes cuerpos intrusivos que se distinguen tanto por su composición mineralógica y química como también por su edad de emplazamiento. Según el tamaño se distingue entre: Batolito (= roca de la profundidad): plutón que aflora en un área mayor de 100 km2.

La mayoría de los batolitos están compuestos por rocas plutónicas de diferente composición. O sea, se formaron durante varias fases de intrusión.

Stock o tronco: un pequeño plutón con un área de afloramiento menor de 100 km2. Ejemplos: Cerros de Escazú, Cordillera de Talamanca, Cordillera de Tilarán) 2.3.2.2 Dique: cuerpo tabular con espesores desde algunos milímetros hasta cientos de metros y con una longitud hasta cientos de kilómetros. Se presentan en diferentes direcciónes y muchas veces se encuentran agrupados (Figs. 2.25 y 2.28). La intrusión y la textura de un dique es muy similar a la de un sill. 2.3.2.3 Neck o cuello volcánico: es el relleno lávico de una chimenea volcánica que ha sido expuesto por la erosión. P. ej., Ship Rock en Nueva México, Cerro San Rafael, al N de San Isidro).

Procesos metamórficos

21

LOS PROCESOS METAMÓRFICOS

De los tres grandes grupos de rocas (ígneas, sedimentarias y metamórficas) las metamórficas son las más variadas y

complejas, tanto en su composición como en su textura. La gran variedad de rocas metamórficas es la consecuencia de que

todas las rocas ígneas y sedimentarias pueden sufrir diferentes tipos y diferentes grados de metamorfismo.

Las rocas metamórficas constituyen aproximadamente el 27 % de la corteza terrestre (21 % gneises, 5 % esquistos y

filitas, 1 % mármoles).

Uno de los objetivos principales del estudio de las rocas metamórficas es

descubrir, con base en la composición mineralógica y textura la historia de la roca

respecto al calentamiento, la deformación y otros procesos que actuaron durante el

metamorfismo. Por lo tanto, el metamorfismo y la tectónica son inseparables. El

estudio de cada roca metamórfica impone la búsqueda de su naturaleza primitiva (=

roca madre), si era sedimentaria (= roca para-metamórfica) o ígnea (= roca

orto-metamórfica).

La desventaja respecto al estudio de las rocas ígneas y sedimentarias es que solo

se pueden utilizar métodos indirectos. La reconstrucción de la historia del

metamorfismo sólo 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 petrogénesis de las rocas metamórficas están divididas. Hay un desacuerdo sobre

cuales características de las rocas metamórficas son las más relevantes; por ejemplo,

la paragénesis, la textura o la estructura (Fig. 3.1).

3.1 DEFINICIÓ N DE METAMORFISMO

El término metamorfismo viene del griego y literalmente significa "cambio de forma". En la geología se entiende

bajo metamorfismo el proceso de cambio de las asociaciones mineralógicas, texturas y estructuras de una roca ígnea,

sedimentaria o metamórfica preexistente. O sea, es la adaptación mineral y textural de las rocas sólidas preexistentes a

unas condiciones físico-químicas diferentes de aquellas donde se encontraban originalmente. Para excluir los procesos de

meteorización y alteración hidrotermal, solo se incluyen las recristalizaciones bajo condiciones de temperatura y presión

mucho más altas que aquellas que se encuentran en la superficie de la Tierra.

Las rocas plutónicas se forman a temperaturas entre 650°C y unos 900°C y la presión litostática es superior a 1,5

kbar. Las rocas volcánicas se forman a temperaturas entre 900° y 1200°C y a presiones de 1 hasta unos pocos bares. Al

contrario de las rocas metamórficas, las rocas ígneas cristalizan a partir de un magma, o sea, en el momento de la

cristalización los minerales estuvieron en una condición de equilibrio químico mutuo.

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

atmosférico, donde los procesos pueden ser observados, al menos en parte. Por lo tanto, las temperaturas son por debajo de

los 50°C y las presiones litostáticas prácticamente cero.

Cuando las rocas ígneas o sedimentarias están expuestas a condiciones físico-químicas (temperatura T, presión p,

ambiente químico) diferentes a las de su origen, sucede que algunas paragénesis preexistentes quedan fuera del equilibrio

químico. Algunos minerales se transforman en otras fases polimorfas, otras se deshidratan, o, los minerales reaccionan

unos con otros y forman asociaciones nuevas con otras características cristalográficas que son estables bajo las nuevas

condiciones (Fig. 3.2). Los feldespatos y el cuarzo, aún originalmente de alta temperatura de formación, son estables en

condiciones atmosféricas y en diferentes ambientes químicos, de otra manera no hubieron podido sobrevivir a los

procesos como meteorización, transporte, deposición, etc., a través de los cuales han pasado. Así, las rocas metamórficas

son productos de condiciones intermedias entre las del grupo ígneo y sedimentario. Todas las rocas metamórficas eran

antes rocas ígneas o sedimentarias, aunque muchas veces su composición mineralógica y su textura cambiaron tanto que es

imposible reconocer su naturaleza original.


22

Si la presión del metamorfismo es más alta que durante la formación de la roca madre, se forman minerales que

ocupan menos volumen, es decir, que tienen un peso específico más alto. Ejemplo:

anortita + wollastonita → grosularita

+ cuarzo

CaAl2Si2O8 + 2 CaSiO3 →

Ca3Al2Si3O12 + SiO2

180,1 cm3/mol

150,5 cm3/mol

Si la temperatura es más alta, ocurre una reacción endotérmica. Ejemplo:

calcita + cuarzo → wollastonita +

CO2 - 29 kcal/mol

CaCO3 + SiO2 → CaSiO3 +

CO2

En contraste a aquel de las rocas ígneas, la cristalización de las rocas

metamórficas procede con temperaturas en aumento. Aunque teoréticamente

las reacciones por las cuales se forman muchos minerales metamórficos son

reversibles, ellas usualmente no reversan cuando la alta temperatura y presión

han pasado. Esto es porque la reacción al revés es tan lenta que su efecto es

insignificante.

Según la regla de las fases de Goldschmidt, en rocas sedimentarias

monominerálicas, 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

recristalización de los granos y se produce una nueva textura: las calizas se transforman en mármoles y las areniscas en

cuarcitas metamórficas o meta-cuarcitas. Por el contrario, si el sistema dispone de muchos componentes, las rocas

evolutivas serán más ricas en especies minerales y también más sujetas a variaciones bajo el efecto de T y p.

3.2 FACTORES DEL METAMORFISMO

Los factores que influyen en los cambios metamórficos son la temperatura (T), la presión (p), el esfuerzo (= stress,

s), factores físico-químicos (f) y la duración del metamorfismo.

3.2.1 Temperatura

Es el factor más importante y es el responsable de las recristalizaciones, o sea, determina la composición

mineralógica. Por ejemplo, algunas argilitas y areniscas pueden sobrevivir por millones de años sin ser metamorfizados,

incluso cuando están profundamente enterrados (por ej. bajo alta presión) si no están sujetos a temperaturas altas. La

temperatura en la corteza terrestre aumenta hacia la profundidad; el flujo de calor y el gradiente geotérmico 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 geotérmico en diferentes ambientes geotectónicos AMBIENTE GEOTECTÓNICO

EDAD (Ma)

FLUJO DE CALOR

(W/m2)

GRADIENTE GEOTÉRMICO

(°C/km)

Escudos precámbricos 2000 0,02 20 - 25

Arcos volcánicos activos 0 0,05 100

Fosas oceánicas 150 0,03 10


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Parece que el metamorfismo regional se debe a una elevación de temperatura excepcionalmente grande (hasta

150°C/km) mucho más que a una elevación anormal de presión. Todas las regiones orogénicas serían el lugar de domos de

calor que se originaron gracias a procesos exotérmicos que se desarrollan a grandes profundidades y probablemente a nivel

del manto. Estos domos de calor aportaron así el exceso de energía térmica indispensable para el desarrollo del

metamorfismo regional.

Límites de la temperatura en los procesos metamórficos: por definición no se incluyen en el metamorfismo los

cambios químicos y mineralógicos producidos en las rocas por reacciones con la atmósfera o con soluciones superficiales,

tales como los fenómenos de meteorización, alteración hidrotermal y diagénesis. La diagénesis es la compactación,

cementación y recristalización de los sedimentos bajo temperaturas similares a las de su sedimentación. Durante la

diagénesis se forman algunos minerales que se presentan también en las transformaciones metamórficas. Así, el límite

entre la diagénesis y el metamorfismo es gradual. En realidad no existe ningún límite, sino una secuencia continua de

transformaciones desde la sedimentación hasta el metamorfismo de alto grado.

Para distinguir entre rocas diagenéticas y metamórficas se pueden usar dos criterios:

- Criterio físico: en las rocas diagenéticas existen fluidos intersticiales como una fase continua; generalmente son

soluciones acuáticas. Debido a la intercomunicación y movilidad de las soluciones se trata de reacciones del tipo de

sistema abierto. La diagénesis termina cuando en las rocas sedimentarias las intercomunicaciones (poros) han sido cerrados

por procesos físicos y químicos. Allí empieza el metamorfismo, en el cual predominan las reacciones del tipo sistema

cerrado. Mediante la determinación de la porosidad se puede distinguir entre rocas diagenéticas y metamórficas.

- Criterio petrológico: minerales como feldespatos, clorita o cuarzo se forman bajo condiciones diagenéticas y

metamórficas. Sin embargo, hay diferencias en la paragénesis: la asociación clorita + illita es característica de las rocas

diagenéticas, mientras que las asociaciones clorita + prehnita o clorita + clinozoisita se presentan sólo en las rocas

metamórficas.

En la petrografía se utiliza generalmente el criterio petrológico para caracterizar el comienzo del metamorfismo.

Según esto, el metamorfismo comienza cuando se forma una asociación mineralógica, que no se puede formar por

procesos sedimentarios o diagenéticos. Una definición menos exacta es: el metamorfismo empieza cuando se presentan los

primeros minerales metamórficos, 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 típicos del comienzo del metamorfismo se necesita una composición mineralógica específica del

sedimento. Existen muchos tipos de rocas que no muestran ningún 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 metamórfica de más baja temperatura es la laumontita, la única zeolita que es de origen metamórfica. La

temperatura a la cual se forma es de aproximadamente 190°C. Por lo tanto, la temperatura mínima para las

transformaciones metamórficas es de aproximadamente 200°C.

Debido a que el metamorfismo es definido como una recristalización en estado sólido, la temperatura máxima tiene

que coincidir con el comienzo de la fusión de una roca. Bajo la presión de 1 bar y la presencia de agua, una roca granítica

comienza a fundirse a 950°C, una roca basáltica a 1000-1100°C. Sin embargo, al aumentar la presión la temperatura de

fusión baja; en rocas basálticas baja más rápidamente que en rocas ácidas. Así, bajo una presión de 10 kbar, tanto una roca

granítica como basáltica se funden alrededor de 620°C. Cuando las rocas no contienen agua, la temperatura de fusión

aumenta considerablemente. La gran mayoría de las rocas metamórficas se forman a presiones entre 3 y 10 kbar y por eso

la temperatura máxima del metamorfismo varía entre 700 y 900°C.

3.2.2 Presión: la presión es responsable de los cambios de la textura. Podemos distinguir diferentes tipos de presión:

Presión litostática (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 metamórficos. La presión litostática aumenta unos 250-300 bares por

kilómetro y se calcula:

pl = d * h,

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

Presión parcial de fluidos (pf): a menudo las reacciones metamórficas producen compuestos volátiles, tales como


24

H2O, CO2, SO2. Si estos volátiles no pueden escapar se suman a la presión litostática y pueden aumentarla en unos pocos

kilobares. Las reacciones minerales están afectadas por la presión de volátiles; por ejemplo, reacciones que producen

H2O o CO2 están inhibidas por altas presiones de volátiles porque estas prevendrán su escape.

Esfuerzo o presión diferencial (= stress, s): se trata de esfuerzos que engendran una anisotropía que tiende a ser

compensada por migraciones de material. Es causado por movimientos tectónicos y alcanza 2 hasta 3 kilobares. O sea,

cerca de la superficie el esfuerzo está en el mismo rango como la presión litostática y por esos tiene mucha influencia. Al

contrario, a grandes profundidades los esfuerzos son pequeños en comparación con la presión litostática y por lo tanto

tiene menos importancia.

El esfuerzo puede deformar una materia en diferentes

formas. Cada sustancia tiene un límite elástico y plástico.

Estos límites son diferentes para diferentes rocas y minerales y

dependen mucha de la temperatura y la presión. Al aumentar

T y p, los límites elásticos y plásticos disminuyen. Ejemplo:

bajo condiciones de T y p bajas el cuarzo no se deforma

plásticamente, mientras que la mayoría de los metales se

pueden moldear fácilmente.

Se distinguen:

- Deformación elástica: cuando el esfuerzo termina, la

materia vuelve a su forma original. Sin embargo, cuando el

esfuerzo actúa por mucho tiempo la materia puede deformarse irreversiblemente, también debajo del límite elástico. La

deformación debida a la larga duración del esfuerzo es a veces importante en el metamorfismo regional, donde produce

maclas, cuarzos ondulosos, cristales torcidos y "boudinage".

- Deformación plástica: cuando el esfuerza termina de actuar la materia queda deformada. La deformación plástica es

importante para la formación de la estructura y textura de las rocas metamórficas, tales como esquistosidad, pliegues,

clivaje de roca, maclas y cristales deformados (Fig. 3.3).

- Deformación cataclástica: la materia se rompe y pierde la cohesión. Este tipo de deformación actúa principalmente en

el metamorfismo cataclástico.

3.2.3 Factores físico-químicos y agentes:

las recristalizaciones metamórficas generalmente se consideran como isoquímicas, es decir, ningunos componentes

químicos están añadidos a, o tomadas de la roca (= sistema cerrado). Sin embargo, un poco de los volátiles (H2O, CO2) que

se originan en las reacciones metamórficas pueden escapar o, al contrario, cerca del contacto con un cuerpo intrusivo se

encontrará un aporte de volátiles tales como F y B. Es importante que en el metamorfismo isoquímico la composición de

los elementos mayoritarios queda constante a través de todos los grados de metamorfismo.

Recristalizaciones aloquímicas con considerable modificación en su composición química (= sistema abierto) se

llaman metasomatismo. Es de importancia menor ya que las velocidades de difusión en el sólido a través de los cristales

son muy pequeñas.

Los factores físico-químicos son:

Cambio en la composición química por aporte o destitución de material (= metasomatismo). Como medio de

transporte sirven los compuestos volátiles.

Tensiones superficiales de los cristales: las reacciones metamórficas actúan a lo largo del contacto de diferentes

cristales (= películas intragranulares). La velocidad de las reacciones depende mucho de la superficie que forman los

contactos. Rocas de grano fino sufren cambios mucho más fácilmente y más rápido que rocas de grano grueso. En

una roca de grano fino la energía de superficie es muy grande. Las reacciones metamórficas tratan de disminuir esta

energía formando cristales grandes. En las reacciones metamórficas participan generalmente carbonatos o silicatos

con OH (arcillas, micas, anfíboles); a temperaturas y presiones altas, las reacciones producen CO2 y H2O. Por lo

tanto, un fluido activo siempre está presente.

Ejemplos: clorita + calcita (-CO2) → hornblenda (-H2O) → piroxenos


25

arcillas (-H2O) → muscovita (-H2O) → feldespato potásico

Influencia de catalizadores: aumentan la velocidad de las reacciones. Pueden ser:

- Fluidos químicamente activos (agua, CO2) que entran a los pequeños espacios intergranulares. Sin la presencia de

agua la mayoría de las reacciones no se realizan ni en tiempos geológicos.

- La deformación causada por el esfuerzo tritura a los granos y continuamente forma superficies nuevas.

3.2.4 Duración de los procesos: ya se ha dicho que un esfuerzo pequeño puede provocar una deformación irreversible,

también por debajo del límite elástico de ciertos minerales. Por lo tanto, las transformaciones metamórficas solamente se

desarrollan si la temperatura y presión elevada actúan durante un largo tiempo.

3.3 TIPOS DE METAMORFISMO

El metamorfismo es la respuesta que dan las rocas a los cambios de presión y de temperatura y a las variaciones

químicas de su contexto. Según la importancia de uno y otro de los tres factores, aparecen rocas metamórficas diferentes.

Según las condiciones geológicas existen diferencias entre un metamorfismo regional y local. El metamorfismo

regional se desarrolla en áreas extensas, de unos 100 hasta 1000 km2, mientras que el metamorfismo local está restringido a

áreas pequeñas. De las diversas combinaciones de los factores resultan diferentes tipos de metamorfismo.

3.3.1 Metamorfismo Regional

3.3.1.1 Metamorfismo regional, orogénico o termo-dinámico

Está relacionado geográficamente y genéticamente a grandes fajas orogénicas y casi siempre a intrusiones

plutónicas. Las rocas del metamorfismo regional afloran en fajas de cientos a miles de kilómetros de largo y decenas a

cientos de kilómetros de ancho. Usualmente tienen una estructura en forma de domo elongado y uno o más ejes de

temperatura máxima de recristalización. Casi siempre están paralelas a las fajas orogénicas de los continentes y arcos de

islas (ej. Escocia-Noruega, Apalaches, Japón, Alpes). A menudo, la intensidad del plegamiento, metamorfismo y la

actividad intrusiva aumenta hacia el centro de la zona orogénica.

Los factores importantes son la temperatura, el esfuerzo y la presión litostática. La acción combinada de T, p y s

proporciona condiciones óptimas para las transformaciones metamórficas. T y p aumentan hacia la profundidad y por eso

las rocas muestran un metamorfismo progresivo, es decir, se puede distinguir una gradación 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 metamórficas con diferentes composiciones mineralógicas; ejemplo: pizarras, esquistos, gneises, granulitas.

Debido a las altas temperaturas y al esfuerzo las rocas muestran una recristalización completa y una orientación de los

minerales en fábricas paralelas que dan por resultado la esquistosidad.

Algunos tipos de rocas son más fáciles de deformar por el esfuerzo que otros. Entre estos diferentes tipos resultan

tensiones que producen diaclasas. Las diaclasas tienen una orientación 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 áreas se pueden distinguir diferentes

fases de recristalización y deformación. La recristalización no está relacionada necesariamente con la deformación, más

bien hay recristalizaciones pre, sin y post-orogénicas. El esfuerzo es más efectivo en las partes superiores de un complejo

metamórfico y es responsable del plegamiento y del desarrollo de la esquistosidad. En los flancos de las fajas

metamórficas el metamorfismo orogénico puede cambiar gradualmente a un metamorfismo cataclástico y, finalmente, a

rocas no metamorfizadas.

3.3.1.2 Metamorfismo de hundimiento o de carga

Este tipo de metamorfismo no está relacionado ni con la orogénesis ni con rocas intrusivas, sino con la subducción.

Gran parte de la textura original se conserva y solamente la composición mineralógica cambia; la recristalización es

generalmente incompleta. El factor más importante es la alta presión litostática que se debe al hundimiento de las rocas en

las zonas de subducción. La temperatura es más baja que en el metamorfismo orogénico y no pasa de los 450°C. Mientras

que las rocas sedimentarias pasan por el metamorfismo de hundimiento, las rocas volcánicas, que muchas veces están


26

intercaladas entre los sedimentos, son afectadas

por un metamorfismo regresivo, ya que han sido

formadas a temperaturas más altas.

El metamorfismo de hundimiento se puede

presentar también en las zonas de baja

temperatura del metamorfismo orogénico. Se

supone que el metamorfismo de hundimiento se

encontrará en todas las zonas profundas de la

corteza terrestre.

Al metamorfismo de hundimiento

pertenecen las rocas de las facies zeolítica y de

esquistos de glaucofana. Las zonas

características de hundimiento se encuentran en

California, Nueva Zelanda y Japón.

3.3.1.3 Metamorfismo del fondo oceánico

En la cercanía de los dorsales

medio-oceánicos se encontraron muchas rocas

básicas hasta ultrabásicas (metabasaltos,

metadoleritas, metagabros, serpentinitas) que

muestran metamorfismo. Se supone que cerca de

la dorsal medio-oceánica el grado de metamorfismo aumenta rápidamente en profundidad ya que esta región 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 subducción. En el Complejo de Troodos se encontraron en la

parte superior sedimentos terciarios encima de basaltos en almohadones con un metamorfismo muy débil. Por debajo de los

basaltos sigue una unidad de diques paralelos (= "sheeted dike complex") con un metamorfismo débil, gabros y granófiros

con un metamorfismo mediano, cumulitas ultrabásicas y finalmente harzburgitas no metamorfizadas (Fig. 3.4). La

limitación del metamorfismo a la parte superior se debe a la poca profundidad de la percolación del agua del mar. En las

partes profundas de la corteza oceánica el agua se calienta y se desarrollan sistemas de convección con una alta reacción

química.

Las rocas transformadas por el metamorfismo del fondo oceánico no muestran esquistosidad y conservan su textura

original; la recristalización ha sido incompleta. Por ejemplo, se notan todavía las lavas en almohadones.

Los cambios metamórficos son:

Basaltos en almohadones: los microlitos de plagioclasa y clinopiroxeno quedan intactos y sin alteración. La matriz,

originalmente vidriosa, ha sido desvitrificada a agregados radiales de esmectita mezclada con un polvo de

titanomagentita. Las vesículas están rellenadas por zeolitas.

"Sheeted dyke complex": al aumentar la profundidad (y con eso el grado de metamorfismo) la esmectita es reemplazada

por una mezcla de cuarzo y clorita. La plagioclasa empieza a descomponerse y se presenta muy manchada. Hacia

la profundidad se observan las siguientes paragénesis: cuarzo + clorita → epidota + actinolita → hornblenda +

diópsido.

Complejo plutónico: generalmente presenta pocos cambios metamórficos a excepción de una serpentinitización local.

Solo en los xenolitos basálticos se observa un metamorfismo fuerte produciendo cornubianitas de grano grueso

compuestas por diópsido y plagioclasa.

3.3.2 Metamorfismo Local

3.3.2.1 Metamorfismo de contacto

Es la recristalización cerca de los contactos de una intrusión plutónica y provocada por las altas temperaturas del

magma. Las transformaciones se producen solamente hasta cierta distancia del cuerpo intrusivo y raras veces pasan de los


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3 km, ya que los silicatos son malos conductores del calor. Desde el contacto

hasta la roca caja existe una disminución de la temperatura y por eso se

encuentran diferentes grados de recristalización. Por lo general, las rocas del

metamorfismo de contacto son de grano fino, debido a que el calentamiento no

era lo suficientemente alto como para promover un crecimiento extensivo de los

granos. A las rocas les falta orientación estructural preferente, porque este tipo

de metamorfismo no involucra ningún movimiento.

Las rocas caja se hallan tanto más profundamente modificadas, cuanto

más cerca están de la intrusión, formando así una sucesión de zonas

concéntricas, llamadas aureolas o halos de contacto (Fig. 3.5). El espesor de las

diferentes aureolas depende mucho de la fracturación y permeabilidad de las

rocas caja. Generalmente, el espesor disminuye con el aumento de la inclinación

de las paredes del plutón; en la cúpula del plutón la aureola tiene su espesor

máximo.

Las aureolas más características y típicas se forman en pizarras, margas

y lutitas. En estas rocas las diferentes zonas, desde la periferia hasta el cuerpo

intrusivo son:

Pizarra o lutita no metamorfizada.

Aureola con esquistos nodulares y moteados, donde se formó clorita y

sericita y que difieren poco de las rocas no metamorfizadas.

Aureola de esquistos micáceos nodulares y enteramente cristalinos (Fig.

3.6). Los minerales nuevos son biotita, andalusita y estaurolita.

Aureola de cornubianita con biotita, cordierita y sillimanita. La

estratificación y la foliación se borraron por completo para dar paso a una

roca de aspecto homogéneo. Las cornubianitas son duras y más masivas y

por eso también más resistentes contra la erosión que las rocas sedimentarias

y las rocas intrusivas básicas y a menudo forman un relieve positivo con

respecto al ambiente.

Las aureolas de contacto se desarrollan mejor alrededor de los plutones graníticos pero se las conoce también

alrededor de intrusiones básicas y en forma de manto (Complejo de Bushveld en África del Sur), donde raras veces

superan los 100 m de ancho.

El metamorfismo de contacto no afecta mucho a las rocas ígneas, ya que estas han sido formadas a temperaturas

altas. Las aureolas en rocas calcáreas tienen una composición mineralógica muy variada, muestran menos regularidad y la

zonación es poco desarrollada. Los minerales metamórficos y su distancia del contacto dependen más de la composición

química, la granularidad y la permeabilidad de los diferentes estratos de carbonatos. Cerca del contacto hay un aporte de

volátiles desde el cuerpo intrusivo y se forma un skarn con sulfuros (= tactita) y minerales ricos en Fe (andradita,

hematita, magnetita), F (vesubianita), B (turmalina) y Cl (escapolita). Se trata por ende de una combinación del

metamorfismo de contacto con el metasomatismo.

En casi todas las aureolas de contacto, independientemente del tipo de roca caja, el sedimento no solamente sufrió

una recristalización sino también un cambio en su composición química. Desde el sedimento no afectado por el

metamorfismo hacia el contacto con el intrusivo se observa una disminución del contenido de volátiles, especialmente H2O

y CO2. En algunas aureolas hay también una disminución de elementos menos volátiles, tales como K, Ca o B; o sea hay

una transición hacia el metamorfismo metasomático.

Si un magma intruye en rocas frías, es decir a poca profundidad, se desarrolla un gradiente térmico muy fuerte y los

efectos del metamorfismo de contacto son muy conspicuos. Al contrario, si un magma intruye a rocas en mucha

profundidad (300-500°C), los efectos del metamorfismo de contacto casi no se notan. La mayoría de las intrusiones

plutónicas tiene una composición granítica y la profundidad de intrusión varía entre 1 y 8 km. Por lo tanto, la presión

litostática del metamorfismo de contacto varía entre 200 y 2000 bares y es mucho menor que en el metamorfismo

orogénico.

La extensión de las aureolas de contacto depende del tamaño del cuerpo intrusivo, de su temperatura, profundidad y

del tipo de las rocas caja (diaclasamiento, permeabilidad, contenido de volátiles). Probablemente un factor muy importante


28

es el contenido de volátiles ya que estos ayudan a transmitir el calor. Las aureolas de contacto son mucho más anchas

alrededor de las intrusiones ácidas, porque estas contienen más volátiles.

La temperatura de un magma granítico es de 700-800°C, la de un sienítico de 900°C y de un magma basáltico de

aproximadamente 1200°C. La temperatura a la cual se calienta la roca caja cerca del contacto es aproximadamente el 60%

de la temperatura del cuerpo intrusivo (= Ti) más la temperatura original de la roca caja (= Te), la cual depende

lógicamente de la profundidad. A una distancia de la mitad del diámetro del cuerpo intrusivo, la temperatura del

metamorfismo es T = 1/3 (Ti + Te).

Las rocas caja necesitan aproximadamente 1000 años para calentarse a su temperatura máxima. Esta temperatura

elevada (= temperatura de las recristalizaciones) actúa durante aproximadamente 0,01⋅d² (d = diámetro del intrusivo en

m). Recién cuando un cuerpo intrusivo tiene un tamaño mayor de 300 m, la temperatura elevada actúa por lo menos 1000

años, que es suficiente para que se desarrollan las recristalizaciones. Sin embargo, también los sills y diques de poco

espesor provocan en los sedimentos una recristalización y la formación de un borde de cornubianita con un ancho de 1-10

mm.

El metamorfismo de contacto puede superponerse al metamorfismo regional o al revés (= poli

metamorfismo). Cada tipo de metamorfismo está caracterizado por condiciones físicas distintas. Como resultado, la roca

será compuesta por una mezcla de dos asociaciones de minerales. Por ejemplo, en un esquisto micáceo pelítico y

polimetamórfico es común encontrar una paragénesis como granate + estaurolita junta a otra de andalusita + cordierita. La

primera se forma típicamente en el metamorfismo regional, mientras que la segunda es característica del metamorfismo de

contacto. Por el grado de la alteración metasomática y por la deformación que presenta la andalusita y cordierita es posible

determinar si estos minerales pertenecen a un metamorfismo de contacto que precedió o siguió al metamorfismo regional.

3.3.2.2 Pirometamorfismo, Termometamorfismo, Metamorfismo optálico o caústico

Este tipo de metamorfismo se puede considerar como una variedad del metamorfismo de contacto. El único factor

importante es el calor. En comparación con el metamorfismo de contacto, la temperatura es más elevada y actúa durante

poco tiempo, máximo algunos meses.

El pirometamorfismo se observa frecuentemente en los fragmentos xenolíticos dentro de las rocas volcánicas, en

las paredes de los conductos volcánicos o en la zona de contacto con diques o pequeñas intrusiones, donde la temperatura

alcanzó más de 900°C. Las aureolas raras veces tienen un ancho mayor de 20 m. Las rocas calentadas pierden el agua que

contienen y sus minerales de baja temperatura son reemplazados por modificaciones de alta temperatura (p. ej. tridimita,

cordierita). Cambios texturales son muy raros.

Los productos principales son:

Buchita, un vidrio formado por fusión parcial

Porcelanita, una especie de ladrillo duro y quebradizo que se forma a partir de arcillas y margas.

Cocimiento, cementación y cambios de color en areniscas y tobas. El color rojizo se debe a la oxidación del

hierro.

3.3.2.3 Metamorfismo cataclástico, dinámico o por dislocación

El proceso metamórfico de

deformación mecánica se

denomina cataclasis. Es la

trituración y molienda de las rocas

en zonas de fallas, cizallamiento o

intensos plegamientos. El factor

más importante es el esfuerzo; la

temperatura es baja y por eso la

recristalización es incompleta.

Más característico es el cambio de

la textura de la roca. Las rocas


29

deformadas por la sola acción del esfuerzo no han sufrido recristalizaciones notables, o sea, el metamorfismo cataclástico

deforma pero no transforma. Las rocas en las cuales la ruptura mecánica es conspicua se las llama rocas cataclásticas. Si

las deformaciones se producen cerca de la superficie, las rocas resultantes son incoherentes (brechas de fallas o de

fricción). Si el proceso ocurre a más profundidad o cuando el desplazamiento era mayor, las rocas cataclásticas son

coherentes a pesar de su trituración anterior (milonitas); en este caso puede haber una recristalización local y en casos

extremos una fusión de la roca por fricción (seudotaquilitas). Con una recristalización más intensa las rocas cataclásticas

pasan a filonitas y gneis con ojos.

Las grandes zonas de fallas generalmente están acompañadas por una faja de rocas cataclásticas con un ancho

máximo de pocos kilómetros. Como las brechas de falla contienen grandes clastos dentro de una matriz fina, esta matriz

se meteoriza y altera fácilmente en una masa arcillosa que contiene clastos menos alterados (="fault gouge o salbanda").

Por lo tanto se erosiona fácilmente y las fallas están marcadas a menudo por depresiones alargadas o partes de ríos. Las

milonitas, al contrario, son resistentes contra la erosión y forman lomas alargadas.

La profundidad máxima del metamorfismo cataclástico está determinada por la resistencia de las rocas (= límite

plástico) o de sus componentes mineralógicos. No hay deformaciones cataclásticas a grandes profundidades, porque la

plasticidad aumenta con T y p .

Este metamorfismo produce extinción ondulosa en los cuarzos, maclas secundarias en plagioclasa y calcita y

biaxidad anómala en algunos minerales uniáxicos (cuarzo, calcita). Bajo un esfuerzo más alto, las rocas se fracturan en

fragmentos angulares (=cataclasis) y finalmente se convierten en un polvo fino. La cataclasis afecta muy fácilmente al

cuarzo y a la biotita. Los feldespatos y especialmente los granates son resistentes y muchas veces se conservan como

porfiroclástos (gneis con ojos).

3.3.2.4 Metamorfismo de impacto

Es causado por el impacto de meteoritos. Se trata de un metamorfismo instantáneo de excepcionales fuerzas. El

grado y la distribución del metamorfismo de impacto depende en primer lugar del la masa y la velocidad del meteorito.

Se producen presiones hasta de 10 000 kbares y temperaturas hasta 30 000°C, debido a que la velocidad cinética de los

meteoritos (15-30 km/s) es convertida en ondas de choque, o sea, ondas de compresión que se propagan en el lugar del

impacto y regresan al mismo meteorito. Las T y p altas actúan solamente una fracción de segundos (10-9s).

Algunos efectos del metamorfismo de impacto son:

Formación de cráteres con un diámetro entre 1 mm (en la luna) hasta aproximadamente 50 km. Estos cráteres se

distinguen de los cráteres volcánicos por la estratificación inversa del material eyectado alrededor del cráter, es decir, las

rocas más antiguas yacen encima de las jóvenes. Alrededor de los cráteres se encuentran a veces "shatter cones" (conos

de destrucción) formados por bloques de rocas con diaclasas curvadas, divergentes y con estrías.

Dispersión de material proyectado, en forma evaporado, fundido o sólido (brechas de impacto, suevita, tectitas). Perturbaciones estructurales con fragmentación y deformación de los cristales y de las rocas. Formación de brechas de

impacto hasta en profundidades muy grandes. El suelo de la luna es un buen ejemplo de materiales arrojados por un

impacto. Consiste de fragmentos de rocas (basaltos, anortositas) y minerales parcialmente perturbados por el choque,

meteoritos desde 1 mm (3 %) y cuerpos esféricos vidriosos producto de una fusión parcial o total de las rocas.

En los cráteres de impacto de la Tierra se distinguen 5 zonas de intensidad:

Zona 0: p < 100 kbar, T < 100°C; se presentan deformaciones elásticas (microfracturas, flexiones de las micas,

elementos planares similares a la exfoliación).

Zona 1: p = 100-350 kbar, T = 100-250°C; se presentan deformaciones plásticas, elementos planares y flexiones en las

biotitas.

Zona 2: p = 350-500 kbar, T = 250-1200°C: ocurren cambios de modificaciones, o sea, el cuarzo se transforma en

coesita con un peso específico mayor (d = 3,0) o, a p> 400 kbar a stishovita (d = 4,3) y se presentan vidrios

diaplécticos, o sea, formados por fusión debido al choque (literalmente "destruir a golpes") que presentan texturas

fluidales y vesiculares.

Zona 3: p = 500-600 kbar, T = 1200-2200°C; fusión parcial de los feldespatos, la biotita pierde su agua, cuarzo se

transforma en un vidrio diapléctico.

Zona 4: p = 500-1000 kbar, T = 2200-5000°C; fusión total de la roca y formación de tectitas y suevita. Las tectitas son


30

pequeñas bolitas vidriosas; la suevita es una roca muy parecida a las ignimbritas con bombas vidriosas deformadas.

Zona 5: p = 1000-10000 kbar, T = 5000-30000°C; evaporación total de la roca.

Ejemplos de cráteres de impacto: Meteor Crater (Arizona), Ries (RFA); este último tiene un diámetro de 24 km. El

meteorito cayó en el Terciario y según estimaciones tenía un diámetro entre 100 y 500 m. La energía aportada por él era

de 6⋅1031 ergs lo cual equivale a 1,5⋅10

6 megaton TNT o 7⋅10

7 veces la energía de la bomba atómica de Hiroshima (para la

comparación: erupción del Krakatao 7⋅1022 ergs).

3.3.2.5 Metamorfismo regresivo (= diaftoresis) Cuando una roca metamórfica de alto grado está expuesta a temperaturas y presiones más bajas, los minerales

pueden recristalizarse y asimilarse a las nuevas condiciones. Todas las rocas metamórficas que observamos en la superficie

terrestre se encuentran en un ambiente diferente de su formación y sin embargo han conservado el alto grado de

metamorfismo. Un factor indispensable para el metamorfismo regresivo es por lo tanto la influencia catalítica de una

nueva fase de deformación o de una penetración por soluciones hidrotermales. Los minerales formados durante el

metamorfismo regresivo generalmente tienen un contenido elevado de H2O.

Si no se observan minerales relictos (núcleos de piroxenos dentro de un anfíbol, núcleos de estaurolita o granate

dentro de clorita) que indican una temperatura de formación más alta, no se puede distinguir entre una roca producida por

el metamorfismo regresivo o el metamorfismo regional de bajo grado. Otros indicios frecuentes del metamorfismo

regresivo son: anfíboles transformados a clorita y epidota, plagioclasas transformadas a albita y clinozoisita, sillimanita

transformada a sericita.

3.3.3 Metamorfismo aloquimico

3.3.3.1 Metamorfismo metasomático o Metasomatismo

El metasomatismo es la transformación de las rocas debido a la adición o sustracción de material desde o hacia

afuera. Puede actuar bajo todas las condiciones de T y p, también cerca de la superficie. Los efectos del metasomatismo

son conspicuos cerca del contacto de un cuerpo intrusivo. En la mayoría de los casos el volumen queda más o menos

constante y eso significa que por la adición de una sustancia otra tiene que salir del sistema. El metasomatismo cambia la

composición mineralógica y química de una roca, pero la textura original de la roca madre generalmente se conserva.

Las rocas resultantes se caracterizan por (1) tener un número de minerales que tiende a reducirse y a menudo se trata de

rocas mono o biminerálicas (ej., skarn con wollastonita, con granate, etc.) y (2) tener una distribución zonal de las

diferentes asociaciones minerales (= zonación metasomática).

Los tipos principales del metasomatismo son:

Metasomatismo de álcalis: los compuestos simples de Na y K (incluyendo silicatos y carbonatos) son relativamente

solubles en agua y tienen una gran movilidad. Los álcalis producen los siguientes cambios:

- Intercambio de Na y K: formación de mirmequita, reemplazamiento de microclina por albita.

- Reacción con Al2O3: formación de albita y ortosa en rocas pelíticas.

- Reacción con silicatos de Fe y Mg: reemplazamiento de hornblenda por biotita.

Metasomatismo de calcio:

- Cerca del contacto entre rocas calcáreas y un plutón existe una migración del Ca hacia la roca intrusiva donde se forman

silicatos de Ca, tales como wollastonita, diópsido, grosularita, vesuvianita y escapolita. Estos minerales reemplazan a

los minerales originales de la roca intrusiva y forman una skarn.

- En rocas básicas y con bajo grado de metamorfismo el CaO y Al2O3 van en solución y penetran en las rocas adyacentes

formando allá epidota y prehnita.

- Diques de gabro y diorita los cuales cortan a peridotitas pueden ser cambiados a prehnita, grosularita o vesuvianita

formada por reemplazamiento de plagioclasa (= rodingitas, ej., península de Sta Elena).

Metasomatismo de silicatos de Fe-Mg:


31

- En rocas calcáreas el Fe y Mg provocan la cristalización de andradita y hedenbergita (en calizas), o diópsido, tremolita o

flogopita (en dolomías), formando un skarn.

- En rocas silíceas y cuarcitas se da una cristalización de cordierita, antofilita o cumingtonita. El Ca de muchos minerales

sale del sistema y es reemplazado por Mg.

Metasomatismo de Si, Sn, B, Li, F, Cl y S: frecuentemente es un proceso neumatolítico o hidrotermal, el cual produce

a veces grandes depósitos de minerales metálicos. Al final de la cristalización de un magma granítico el magma

residual es muy rico en volátiles y elementos metálicos los cuales pueden escapar a través de fracturas hacia la roca

caja.

- Metasomatismo de B: formación de turmalina y axinita a ambos lados del contacto. El B entra desde el sedimento y

primeramente reemplaza a la biotita por turmalina y después los feldespatos por una mezcla de turmalina y cuarzo.

- Metasomatismo de F: formación de rocas tipo greisen, o sea rocas con cuarzo, topacio, turmalina, muscovita, casiterita,

lepidolita y wolframita. En rocas calcáreas se forman fluorita y fluor-apatito.

- Metasomatismo de Cl: formación de escapolita por reemplazamiento de la plagioclasa. Se trata de un proceso

neumatolítico.

- Metasomatismo de S: diseminación de pirita y pirrotina en skarns. La pirita se forma por las reacciones de silicatos de

hierro (clorita, biotita) con H2S.

3.3.3.2 Metamorfismo hidrotermal y neumatolítico

Es la recristalización provocada por soluciones hidrotermales, las cuales provienen de un cuerpo intrusivo, de

fumarolas o de fuentes termales. Entre el metamorfismo metasomático e hidrotermal existe una transición continua. Por

definición, el "metamorfismo hidrotermal" no se incluye dentro del metamorfismo, porque los factores importantes no son

T ni p sino soluciones activas. Es mejor, llamar estos cambios alteración hidrotermal.

Ejemplos: caolinitización, sericitización, propilitización en los montes del Aguacate y las cordilleras de Tilarán y

Talamanca.

3.3.3.3 Autometamorfismo o Autohidratación

Al final de la cristalización de un magma, las soluciones residuales ricas en volátiles reaccionan con los minerales

anteriormente cristalizados (olivino, piroxenos, anfíboles, plagioclasa) y se forman silicatos ricos en OH, tales como

serpentina, clorita, zeolitas, epidota u óxidos de hierro.

Ejemplos: uralitización de gabros (cordillera de Talamanca), serpentinitización de peridotitas (Santa Elena).

Existe una transición completa entre algunos de los tipos de metamorfismo. Por ejemplo, junto al metamorfismo de

contacto puede presentarse el metasomatismo. El metamorfismo regional generalmente pasa al metamorfismo de

hundimiento y al ultrametamorfismo y presenta localmente un metamorfismo cataclástico.

3.4 Ultrametamorfismo

Durante los procesos metamórficos las rocas pertenecen en estado sólido. Al subir la temperatura por encima de

aproximadamente 700°C, en presencia de volátiles, algunos componentes de las rocas empiezan a fundirse. La aparición de

fusiones es el comienzo de los procesos ultrametamórficos. Por lo tanto, el ultrametamorfismo forma la transición entre el

metamorfismo y el magmatismo. Los procesos ultrametamórficos se subdividen en:

3.4.1 Anatexía: es la fusión parcial que afecta a las rocas metamórficas cuando llegan a condiciones de T y p altas. La roca

se descompone en una parte líquida, compuesta principalmente por una fusión de feldespatos alcalinos y cuarzo (=

neosoma con una composición granítica) y una parte sólida, compuesta por plagioclasas cálcicas y minerales

ferromagnesianos (= paleosoma, enriquecido en Mg, Fe, Al y Ca). El proceso de la anatexía puede ser causado por el

aumento de la temperatura y presión debido al hundimiento o debido al ascenso de cuerpos magmáticos.

La temperatura mínima de la anatexía depende de la presión litostática, la presión parcial de volátiles y la

composición química y mineralógica de las rocas. El resultado de esta fusión parcial es la formación de las migmatitas.


32

3.4.2 Diatexía o palinogénesis: es la fusión total de una roca y la formación de magmas secundarios. Como

consecuencia la roca se homogeneiza y pierde la textura orientada y el bandeamiento; es imposible distinguir entre la

paleosoma y la neosoma. Las migmatitas con textura nebulítica son rocas transicionales entre la anatexía y la diatexía.

Los magmas secundarios tienen casi las mismas características que un magma juvenil y pueden intruir en los pisos

superiores y por eso hay una estrecha relación entre las rocas metamórficas de alto grado e intrusiones ácidas hasta

intermedias.

Composición mineralógica

32

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS Y METAMÓRFICAS

4.1 COMPOSICIÓN MINERALÓGICA CUALITATIVA

El primer paso en un estudio petrográfico consiste en determinar cuales minerales están presentes en la roca. Se conocen

más de 2500 diferentes minerales, pero solamente unos 30 tienen importancia para la formación de las rocas ígneas y

metamórficas. Los minerales que componen a una roca ígnea o metamórfica se pueden agrupar según diferentes criterios:

4.1.1 Minerales primarios

Son todos estos minerales que cristalizaron durante el enfriamiento del magma o durante la recristalización de una roca

metamórfica. Según su abundancia se distinguen:

4.1.1.1 Minerales esenciales, cardinales o diagnósticos: son los minerales cuya abundancia iguala o supera el 5% del total

de la roca y que determinan el tipo de la roca; si faltan tenemos un cambio en el nombre de la roca. El cuarzo, por ejemplo, es

un mineral esencial de los granitos; si el resto de los minerales se conserva y solamente desaparece el cuarzo, el granito pasa a

una sienita.

Los minerales esenciales más frecuentes son: cuarzo, plagioclasa, feldespatos potásicos y feldespatoides, raras veces un

mineral ferromagnesiano como el olivino, los piroxenos o los anfíboles en la dunitas, peridotitas o hornblenditas,

respectivamente.

4.1.1.2 Minerales accesorios: son minerales que se encuentran en cantidades pequeñas (generalmente < 1%) en prácticamente

todas las rocas de un cierto tipo. La presencia o ausencia de los minerales accesorios no es importante para definir el tipo de

roca. Ejemplos son: circón, apatito, titanita, rutilo, magnetita, etc.

4.1.1.3 Minerales accidentales: son minerales no muy comunes en las rocas ígneas o metamórficas y que llegan a formar

parte de estas por algún accidente geológico. En un granito los minerales accidentales se presentan, por ejemplo, solo en

algunas localidades. Si los minerales accidentales ocupan más del 5% del volumen, se los menciona en el nombre. Ejemplos:

granito con biotita y turmalina, basalto olivínico con nefelina, aplita con topacio.

4.1.2 Minerales secundarios

Se formaron después de la cristalización o recristalización de la roca, principalmente por la meteorización o alteración

hidrotermal. Durante la meteorización algunos minerales primarios se transforman en minerales secundarios. Al sufrir

alteración hidrotermal las rocas son penetradas por soluciones hidrotermales que traen nuevos elementos. Por eso, los

minerales secundarios resultantes a menudo no tienen ninguna relación con los minerales primarios de la roca. Muchas veces

los minerales secundarios cristalizan en vacuolas y poros y depositan zeolitas, calcedonia, clorita, epidota, cuarzo, etc.

Cuando un magma rico en volátiles llega a la superficie, ocurre una solidificación rápida, ya sea en forma de vidrio o de

un agregado de granos muy finos. Parte de los volátiles escapan y son oxidados. Tanto la cristalización como la oxidación

causan un aumento de la temperatura (hasta 200°C) y una corrosión de los fenocristales que cristalizaron todavía dentro de la

cámara magmática; se forman los cuarzos u olivinos corroidos.

Después de la cristalización de los minerales formadores de rocas, o sea, después de la formación de la roca, quedan

soluciones ricas en volátiles. Estas soluciones pueden reaccionar con los minerales anteriormente formados y cambiar la

composición mineralógica y la textura de la roca original. Este proceso se llama alteración deutérica. Si las soluciones no son

residuales sino el resultado de una intrusión posterior, también pueden provocar una alteración, que se denomina como

metasomática. Muchas veces es imposible distinguir entre fenómenos deutéricos y metasomáticos.

Efectos de la alteración deutérica son la transformación de augita en actinolita (=uralitización), feldespatos en albita o

analcima; de los piroxenos, anfíboles o biotita a clorita; la formación de turmalina o sílice secundario.

4.1.3 Minerales félsicos y máficos


33

4.1.3.1 Minerales félsicos o leucocratos: son minerales que presentan un color claro debido a que no contienen Fe o Mg.

La clasificación de las rocas ígneas se basa especialmente en estos minerales félsicos, que son cuarzo, feldespatos,

feldespatoides, pero también se incluyen zeolitas, muscovita, fluorita, corindón, andalusita, topacio y algunos autores incluyen

a la calcita y el apatito.

4.1.3.2 Minerales máficos, melanocratos o ferromagnesianos: tienen por lo general un color oscuro debido a la presencia de

Fe y Mg. Estos minerales determinan generalmente las variedades dentro de una familia de rocas. Los minerales máficos

más comunes son olivino, piroxenos, anfíboles y biotita; pero también melilita, rutilo, titanita, circón, granate y algunos

autores incluyen la calcita y el apatito.

El índice de color (M) es la suma de los porcentajes de los minerales máficos y sirve para una subdivisión de las rocas:

hololeucócrata M = 0 - 10

leucócrata M = 10 - 35

mesócrata M = 35 - 65

melanócrata M = 65 - 90

holomelanócrata M = 90 - 100

4.2 COMPOSICIÓN MINERALÓGICA CUANTITATIVA O MODAL

Los porcentajes del volumen que ocupan los diferentes minerales son importantes para la clasificación de la roca. Para

obtener la composición cuantitativa verdadera, la distribución de los minerales en la roca debe ser en forma estadística y sin

ninguna orientación (= homogénea e isotrópica). En este caso las áreas que ocupan los diferentes minerales en el plano de la

sección delgada están en la misma proporción como los volúmenes de los minerales. Si se quiere pasar a proporciones en

peso, hay que recalcular los resultados multiplicando por la densidad de cada mineral.

Para la determinación de los porcentajes de los minerales dentro de una roca se utilizan los siguientes métodos:

4.2.1 Análisis por puntos con la platina mecánica (= método de Glagolev o "point-counting"): es hoy en día el método más

usado. La sección delgada se cubre con una malla de puntos igualmente espaciados. Una platina mecánica, que se monta sobre

el plato giratorio del microscopio tiene dos tornillos con orificios perforados y con pasadores de parada. Al hacer girar hasta el

orificio adyacente la sección se desplaza en una distancia determinada a lo largo de una línea. Se pueden montar tornillos con

diferentes números de orificios, o sea, con desplazamientos entre 0,1 y 2 mm. Aparte hay un aparato registrador con 5 o más

teclas, a cada una de las cuales se le asigna una especie mineral.

La operación es la siguiente: se mueve el tornillo con desplazamiento horizontal, se identifica el mineral que está en la

retícula y se oprima la tecla correspondiente. Se repite hasta llegar al final de la línea horizontal. Se mueve el tornillo con

desplazamiento vertical, o sea, se coloca una línea paralela en la retícula y se recorre ahora esta línea.

El aumento del microscopio se elige de tal manera que el tamaño promedio de los cristales sea similar a la distancia

entre los puntos; o sea, que sobre cada mineral caiga generalmente un solo punto (excepcionalmente hasta tres). En las dos

direcciones se pueden utilizar diferentes distancias. Para terminar, se suman los puntos contados. La proporción entre los

puntos de cierto mineral y la totalidad de los puntos se considera igual al porcentaje del volumen.

4.2.2 Análisis por estimación mediante fotos o diagramas con composición normativa conocida: este método se usa

mucho en la técnica para el control de rocas procedentes de un mismo yacimiento. Solo se puede utilizar cuando la textura de

la roca es uniforme y cuando los diferentes minerales se distinguen en una foto con luz natural (por ejemplo para distinguir

entre plagioclasa, piroxenos y olivino). De cada sección delgada se toma una foto y se la compara con las fotos de secciones

delgadas, en las cuales la composición modal ha sido determinada por un conteo de puntos.

4.2.3 Estimación visual al microscopio: en la práctica habitual se consigue una aproximación suficiente y mucho más rápida

mediante una estimación visual, para lo cual se puede recurrir a diferentes gráficos, como los diagramas de Terry & Chilingar

(Apéndice 1). Para eso se estiman los porcentajes de los diferentes minerales en varias posiciones de la sección delgada y se

calcula el promedio (¡¡ sin decimales !!). El problema es, que se sobreestiman los minerales accesorios con alto relieve y los


34

opacos.

4.2.4 Sugerencias y exactitud de los análisis modales

Muchas veces no se puede identificar el mineral en la retícula. Por ejemplo, se toma una plagioclasa sin maclas como

cuarzo.

No se mide en un plano bidimensional, porque la sección delgada tiene en realidad tres dimensiones. Así, los minerales

opacos y los de alto relieve se sobreestiman.

La distribución de los minerales, aún en rocas plutónicas, casi nunca es homogénea e isotrópica. Para comprobar la

isotropía es aconsejable, analizar tres secciones de la misma roca, cortada cada una perpendicularmente a las otras.

El análisis cuantitativo de una sola sección no necesariamente es representativa para toda la roca. Para determinar la

composición modal de un afloramiento se analizan varias secciones que provienen de diferentes puntos de muestreo.

El análisis cuantitativo siempre se efectúa en una sección cortada perpendicular a la estratificación o esquistosidad.

Rocas con textura porfirítica se analizan en

dos pasos: primero se determinan con un

aumento pequeño del microscopio los

porcentajes de los fenocristales y de la matriz

(ejemplo: cuarzo = a %, plagioclasa = b %,

microclina = c %, hornblenda = d %, matriz =

P %. En un segundo paso se determina con

gran aumento la composición de la matriz

(ejemplo: cuarzo = x %, plagioclasa = y %,

hornblenda = z %). La composición modal

total de esta roca porfirítica es entonces:

cuarzo

= a + xP / 100 %

plagioclasa

= b + yP / 100 %

microclina

= c %

hornblenda

= d + zP / 100 %

La exactitud que se necesita varía con los

objetivos y depende de la totalidad de los

puntos contados; aumenta con el número de

puntos. Tenemos que tomar en cuenta dos

tipos de errores:

____________________________________

Fig. 4.1: Diagrama de Van der Plas & Tobi para la

determinación de los errores absolutos y relativos.

n = número total de puntos contados ____

Error absoluto en % del volumen ---------

Error relativo en %

____________________________________

Error absoluto: es la diferencia entre el porcentaje verdadero y el porcentaje medido. Se le indica, p.ej., de la siguiente

forma: cuarzo = 13 ± 3%. Esto significa que con 95 % de probabilidad del porcentaje real del cuarzo está entre el 10 y

16%.


35

Aplicación: se contaron, p. ej., 900 puntos, 90 de estos son de plagioclasa. El porcentaje de plagioclasa es entonces 90/900 *

100 = 10 %. En la figura 4.1. se toma la línea vertical que corta la abscisa en 10% y se busca la intersección con la línea

horizontal que corresponde a 900 puntos. La intersección está sobre la curva del 1 %. Se indica plagioclasa = 10 ± 1%.

Error relativo: es la proporción entre el error absoluto y el porcentaje del mineral.

Los errores absolutos y relativos dependen del número total de puntos y del porcentaje de cada mineral. Se los determina

fácilmente mediante diagramas, como el de Van der Plas & Tobi (Fig. 4.1).

Ejemplo: contamos 500 puntos y calculamos:

Error absoluto Error relativo

cuarzo 13% ± 1,5% 12%

microclina 30% ± 2,0% 7%

plagioclasa 33% ± 2,2% 6%

hornblenda 24% ± 1,8% 8%

Vemos que el error relativo

del cuarzo es muy alto. Para

que el cuarzo tenga un error

relativo del 8 % tendríamos que

contar 1200 puntos; el error

absoluto del cuarzo sería

entonces del 1 %.

4.2.5 Representación de los

análisis modales: Los resultados

de los análisis cuantitativos se

presentan en forma de cuadros.

Si se trata de un gran número de

análisis es preferible

representarlos en forma de

diagramas.

Se utilizan diagramas con dos variables, donde en la ordenada se colocan los diferentes minerales y en la abscisa el

contenido de sílice, el índice de color, un cierto mineral, etc.(Fig. 4.2). Más frecuentemente se emplean diagramas

triangulares, donde como vértice se utilizan los minerales esenciales. Para cada análisis se calcula el punto de proyección

correspondiente en el triángulo (Fig. 4.3). La clasificación de Streckeisen se basa en este tipo de diagrama.

Composición cuantitativa: A = 46,9%; B = 19,5%; C = 11,7%; X = 12,0%; Y = 5,5%; Z = 4,4%

Cálculo:

A + B + C = 78,1%

A = (46,9*100) / 78,1 = 60

B = (19,5*100) / 78,1 = 25 con esto valores se entra al triángulo (Fig. 4.3)

C = (11,7*100) / 78,1 = 15

Fig. 4.2: Diagrama porcentaje de


36

minerales vs. índice de color de rocas intrusivas de la región del cerro

Chirripó.

4.3 COEXISTENCIA DE MINERALES

La existencia conjunta de minerales bajo un equilibrio químico se llama paragénesis o asociación mineral. Según sean las

condiciones físico-químicas en cada fase del enfriamiento de un magma surgen determinadas asociaciones paragenéticas como

grupos de minerales formados conjuntamente en la roca. Las leyes físico-químicas impiden ciertas asociaciones de minerales,

tales como:

Cuarzo + olivino: cuando en un magma estos dos minerales están en

contacto, una reacción química daría un piroxeno según la ecuación:

SiO2 + Mg2SiO4 → Mg2Si2O6

Feldespatoides + cuarzo: se formaría un feldespato, por ejemplo según

la ecuación:

NaAlSiO4 + 2 SiO2 → NaAlSi3O8

Muscovita + olivino → biotita

En rocas sódicas no se forman micas (que tienen alto contenido de K),

sino piroxenos sódicos o anfíboles sódicos.

Sin embargo, existen rocas que presentan a la vez dos minerales que

no deben coexistir. Ejemplo: cuarzo junto con olivino coexisten cuando el

enfriamiento era muy rápido y no todo el olivino puedo reaccionar con el

cuarzo. Muchas veces se trata también de xenocristales, que no

cristalizaron a partir del mismo magma, sino que fueron arrancados de las

paredes; por ejemplo, cuarzo de una arenisca. Generalmente estos

xenocristales de cuarzo presentan un manto de reacción de piroxenos.

4.4 ORDEN DE CRISTALIZACIÓN

Si un cristal tiene una forma idiomórfica o xenomórfica depende del orden de

cristalización, es decir, si cristalizó temprano o tarde. Los minerales que se

formaron en primer lugar tienden a presentar caras cristalinas bien desarrolladas y

los que se forman más tardíamente suelen rellenar los espacios intercristalinos

disponibles.

Durante el enfriamiento de un magma, la cristalización de los diferentes

minerales sigue un orden, la Serie de Bowen (Fig. 4.4). Ciertos minerales están

generalmente asociados porque cristalizan en el mismo intervalo de temperatura.

Por ejemplo, olivino y bitownita, biotita y oligoclasa forman asociaciones típicas,

mientras que olivino y sanidina o muscovita y labradorita casi nunca se presentan

juntos.


37

Para determinar el orden de cristalización se

aplican tres reglas:

Cuando un mineral está rodeado por

otro, el mineral en el centro es el que

cristalizó primero. Sin embargo, hay

que tener cuidado, ya que en la sección

delgada solo observamos un

corte bidimensional (Fig. 4.5).

Los minerales que cristalizaron

primero son generalmente

idiomórficos, los últimos

xenomórficos (Fig.

4.6).

Si cristales

grandes y pequeños

de la misma especie

mineral se

presentan juntos,

los grandes eran los

primeros en

cristalizar.

Según

Rosenbusch, el

lugar del mineral en

el orden de

cristalización

depende de la

basicidad de este. Los minerales básicos

tienen un punto de fusión más alto y se

forman antes de los minerales félsicos:

- Primero cristalizan los minerales

accesorios que tienen formas

idiomórficas: apatito, circón, titanita,

óxidos de hierro.

- Después siguen los minerales

ferromagnesianos: olivino, piroxenos,

egirina, hornblenda, biotita, muscovita.

- Feldespatos: plagioclasa (primero los tipos cálcicos), después feldespatos potásicos.

- Al final cristalizan cuarzo y microclina y ambos presentan formas xenomórficas.

Muchas veces el orden de cristalización no sigue ésta regla, porque no solamente depende del punto de fusión de un

mineral sino también de la composición química del magma y de sus condiciones físicas, especialmente de la presión (Fig.

4.7).


38

Textura y fábrica de las rocas ígneas

38

TEXTURA Y FÁBRICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

La correcta observación y definición de las texturas es indispensable para la clasificación e interpretación genética de

las rocas. Se entiende por textura el conjunto de características, esencialmente geométricas de una roca, determinadas por

el grado de cristalinidad, tamaño de los granos, forma de los mismos y relaciones geométricas entre ellos. Para la

descripción se usan los términos estructura y textura, a veces también fábrica (o trama). Estos tres términos son poco

claros y ciertas texturas y tramas se traslapan. La aplicación de estos términos varía de un país a otro; aprendemos aquí las definiciones que son comunes en el Inglés.

Estructura: rasgos en gran escala y reconocibles en el campo, en muestras de mano a menudo no se observan. Ejemplos:

bandeamiento, laminación, vesicularidad, estratificación, diaclasamiento (lajas, columnas hexagonales, lavas en

almohadones).

Textura: aspecto (forma y tamaño) de los diferentes minerales que conforman la roca; por lo general se observa mejor en

secciones delgadas. Incluye el grado de cristalinidad, tamaño de los componentes, presencia de vidrio, diferentes

fases de cristalización, forma de los cristales, orden de cristalización. La textura de una roca ígnea depende en

primer lugar de la rapidez del enfriamiento.

Fábrica o trama ("fabric"): a menudo este término está contenido dentro de la textura. La fábrica de una roca describe

(1) la orientación de los componentes en el espacio, o sea, su estado isótropo o anisótropo. (2) la distribución de los

componentes en el espacio, o sea, el estado de homogeneidad o inhomogeneidad. (3) el grado del relleno del espacio, o

sea si la roca es compacta o porosa. La fábrica es entonces el ordenamiento geométrico y físico de los objetos

espaciales de un agregado o su distribución en el espacio. Ejemplo: alineación, textura fluidal, textura esferolítica.

Para la ilustración: una iglesia puede tener una textura de ladrillos o de guijarros, pero una fábrica (= estilo)

románica, gótica o moderna. Muchas veces se describen las fábricas de una roca dentro de las texturas.

La textura de una roca ígnea depende principalmente de la rapidez del enfriamiento del magma. Sin embargo, esta

textura primaria puede ser modificada por procesos sinmagmáticos, como la oxidación, desgasificación, hidratación,

alteración por los volatiles residuales (= proceso deutérico), desvitrificación a altas temperaturas o alteración hidrotermal.

La textura original también puede modificarse por procesos postmagmáticos, tales como hidratación, desvitrificación,

alteración hidrotermal, diagénesis, metamorfismo o meteorización. Estos procesos secundarios transforman muchas veces

la textura original en tal grado que es muy difícil reconocerla. Por ejemplo, por la alteración hidrotermal de una lava se

forman minerales secundarios que se concentran en forma de manchas o a lo largo de fracturas y diaclasas, así que la roca

presenta ahora una textura volcaniclástica aparente.

La textura de una roca ígnea se determina por cuatro principios:

5.1 GRADO DE CRISTALINIDAD

Textura holocristalina: todos los componentes son cristalinos, no hay vidrio (Fig. 5.1).

Textura hipocristalina o hemicristalina: parte de la roca está compuesta por cristales, otra parte por vidrio (Fig. 5.1).

Textura hialina o vitrofírica: casi toda la roca está constituida por vidrio (Fig. 5.2).

5.2 GRANULARIDAD (= tamaño absoluto de los granos)

Textura criptocristalina: los cristales son tan pequeños que no se ven ni con la ayuda de un microscopio. Bajo el

microscopio solo se notan fenómenos débiles de birrefringencia. Para distinguir entre la textura criptocristalina e hialina

se tiene que emplear métodos de rayos-X. Es una textura frecuente en rocas hialinas viejas, donde el vidrio ha sido

desvitrificado.

Textura microcristalina: los granos individuales no son visibles con una lupa, sin embargo, se ven bajo es microscopio.

En macroscopía se llama afanítica a la textura microcristalina y criptocristalina. Según el tamaño y la forma de los

cristales se distinguen:


39

Microlitos: la forma típica del cristal es reconocible. A menudo las plagioclasas forman microlitos con forma de

rectángulos delgados con birrefringencia y maclas.

Cristalitos: forman la transición entre la textura criptocristalina y la microcristalina. Son más pequeños que los

microlitos y sin birrefringencia (= isótropos). Se trata de cristales embriónicos y según su forma se llaman (Fig.

5.3):

Globulitos: puntos individuales

Margaritos: globulitos alineados en una línea recta

Cumulitos: concentraciones irregulares de globulitos

Longulitos: agujas muy finas

Triquitos: en forma de pelos, muchas veces curvados y partiendo de un solo centro

Escopulitos: en forma de una hoja de helecho

Textura fanerítica o cristalina: los cristales son visibles al ojo. Según del tamaño de la mayoría de los granos se

distinguen: ⇒ Grano fino < 1 mm

⇒ Grano medio 1 - 5 mm

⇒ Grano grueso 5 - 30 mm

⇒ Grano muy grueso > 30 mm

5.3 TAMAÑO RELATIVO DE LOS GRANOS

Textura granular, equigranular o sacaroidea: es una textura fanerítica donde todos los cristales tienen igual tamaño (=

equigranular) o un tamaño parecido (Fig. 5.4).

Cuando se mide el tamaño de los minerales en sección delgada hay que tomar en cuenta que el corte no necesariamente

pasa por el diámetro máximo del mineral (Fig. 4.5).

Textura porfirítica o porfídica: los cristales de una o varias especies mineral se presentan en dos tamaños muy

diferentes (Fig. 5.4). Es la textura típica de muchas rocas volcánicas. Generalmente corresponden a dos generaciones

de cristales. Se distingue entre:

Fenocristales: son los cristales grandes que cristalizaron todavía dentro de la cámara magmática o en el conducto. El

porcentaje de los fenocristales es muy variable, entre 0 y aproximadamente el 60 % (Fig. 5.5). Cuando son muy

grandes reciben el nombre de megacristales.

Matriz, mesostasa o pasta: es la masa de grano fino entre los fenocristales; puede ser fanerítica o afanítica. En

macroscopía, una roca no porfirítica (sin fenocristales) recibe el nombre de afírica.

Textura porfirítica seriada: hay una transición gradual de tamaños entre los fenocristales y los microlitos en la matriz,

o sea, las granulometrías intermedias también están representadas (Fig. 5.4; Fig. 5.1 - traquita).

Textura glomeroporfirítica: unos cuantos fenocristales están agrupados densamente (Fig. 5.1 - basalto).

5.4 FORMA DE LOS CRISTALES

Cristales idiomórficos, automórficos o euhedrales: los cristales son limitados completamente por caras

cristalográficas, es decir, el mineral exhibe su forma propia (Fig. 5.6). En rocas pan-idiomórficas todos los

componentes principales son idiomórficos.

Cristales hipidiomórficos o subhedrales: el mineral está sólo parcialmente limitado por caras cristalinas, algunos de

sus contornos están impuestos por el entorno.

Cristales xenomórficos, alotriomórficos o anhedrales: los contornos no corresponden con las caras cristalinas del

mineral, generalmente son irregulares o impuestos por el entorno (a menudo se trata de rellenos de intersticios) (Fig.

5.6). En rocas panalotriomórficos todos los componentes principales con xenomórficos.

Minerales seudomorfos: minerales secundarios que reemplazan a otros anteriores (los originales o primarios de la

roca), heredando y conservando el contorno externo de los mismos (p. ej., cubos de pirita fueron reemplazados por

limonita).

5.4.1 Hábito de los cristales

Prismático o columnar: una dimensión es más grande que las otras dos; la proporción a:b:c es 1:1:>3. Ejemplos son


40

los anfíboles, turmalina, ortopiroxeno, apatito.

Acicular o fibroso: cristales en forma de agujas delgadas; la proporción a:b:c es 1:1:>10. Ejemplos: crisotilo, zeolitas.

Tabular o laminar: los dimensiones son más grandes que la tercera; la proporción a:b:c es >3:>:1, a y b son

generalmente iguales. Ejemplos: feldespatos, zeolitas.

Hojoso o escamoso: la proporción a:b:c es >5:>5:1. Ejemplo: micas, cloritas, nontronita

Equidimensional o isométrico: la proporción a:b:c es 1:1:1, o sea, las tres dimensiones son más o menos iguales.

Ejemplos: sodalita, leucita, pirita, granate.


41


42

5.5 COMBINACIONES COMUNES

De la combinación de los diferentes miembros de los 4 principios resulta la textura general de la roca. Las

combinaciones más frecuentes son:

Textura holocristalina-hipidiomórfica granular: es la textura más frecuente de las rocas plutónicas. Los diferentes

minerales varían en su forma entre idiomórfica y xenomórfica (Fig. 5.1).

Textura holocristalina-panidiomórfica-granular: casi todos los minerales son idiomórficos. Es la textura común de los

lamprófiros (Fig. 5.7).

Textura holocristalina-xenomórfica-granular: casi todos los minerales presentan formas xenomórficas. Es la textura

típica de las aplitas (Fig. 5.1 - gabro).

Textura holocristalina-hipidiomórfica-porfirítica: presentan algunos microgranitos o microgabros.

Textura hipocristalina-porfirítica: es la textura más frecuente de las rocas volcánicas intermedias y básicas. Ejemplo:

andesitas (Fig. 5.1 - andesita).

Textura vitrofírica-porfirítica: es la textura común de las rocas volcánicas ácidas. Ejemplo: riolita.

5.6 TEXTURAS PARTICULARES

Textura granítica: holocristalina-hipidiomórfica hasta xenomórfica-granular (de grano medio a grueso).

Textura aplítica: similar a la textura granítica pero de grano más fino y siempre xenomórfica, o sea,

holocristalina-xenomórfica-granular (de grano fino). Los límites entre los granos son generalmente suturados o

interpenetrados.

Textura pegmatítica: similar a la textura granítica pero de grano grueso y en algunos casos porfirítica:

holocristalina-hipidiomórfica-granular (de grano muy grueso hasta grueso). Frecuente se presenta también la textura

micropegmatítica.

Textura micropegmatítica o micrográfica o granofídica: es el intercrecimiento de cuarzo y feldespato alcalino (ortosa

o microclina). El cuarzo es cuneiforme semejándose a la escritura rúnica (Fig. 5.8). La textura se forma por la

cristalización simultánea (= eutéctica) de feldespato y cuarzo. Dentro de áreas pequeñas todos los pedazos de cuarzo

tienen la misma orientación óptica (Fig. 5.9). La textura existe en escala macrosópica y microscópica. Es la textura

característica de pegmatitas y algunos granitos (granófidos).

Textura simplectítica: consiste de intercrecimientos microscópicos de minerales debido al crecimiento asociado por

reacciones secundarias o reemplazamiento. Se distingue entre:

Textura mirmequítica: parecida a la textura micropegmatítica, pero los cuarzos son más pequeños y no tienen formas

rectilineares, sino formas de gusanos o de dedos. La textura se encuentra en los bordes de las plagioclasas sódicas,

donde éstas están en contacto con feldespatos potásicos (Fig. 5.10).

Textura en corona y bordes kelifíticos: aureolas de piroxenos y anfíboles alrededor de olivino o grantes (Figs. 5.11 y

5.12), augita alrededor de hipersteno, etc.

Textura dolerítica o diabásica: roca holocristalina granular (de grano fino a medio) hasta ligeramente porfirítica, donde

las plagioclasas forman láminas delgadas, idiomórficas y sin mucha orientación. En los intersticios se encuentran

piroxenos y/u olivino. Frecuentemente se encuentra la textura ofítica o subofítica.

Textura ofítica: cristales tabulares de plagioclasa incluidos en cristales grandes de augita; parecen estar en su mayor

parte encerrados en el piroxeno. Los cristales de plagioclasa no tienen ninguna orientación preferida y cristalizaron al

mismo tiempo como la augita (Figs. 5.13 y 5.14A). Es la textura típica de las diabasas.

Textura subofítica: parecida a la textura ofítica, pero las láminas de plagioclasa son más largas y salen de los piroxenos.

Textura poiquilítica: cristales grandes contienen una gran cantidad de inclusiones de otros minerales pequeños.

Frecuentemente se encuentra esta textura en las peridotitas donde numerosas inclusiones de olivino están dentro de

cristales grandes de hornblenda o piroxeno (Figs. 5.15 y 5.16A y B).

Textura cribosa: fenocristales de plagioclasa con abundantes inclusiones pequeños de vidrio o de matriz. Estas

inclusiones pueden rellenar todo el cristal o solamente un anillo cerca del borde. Es frecuente en las lavas de

composición intermedia (Fig. 5.16C).

Textura pertítica: los feldespatos potásicos contienen intercrecimientos microscópicos con aspecto de vetillas, ampollas

o gotas, resultado de la desmezcla de albita en feldespato potásico. Las vetillas están orientadas y tienen todas la

misma orientación óptica. Si la fase dominante es sódica (albita) y las vetillas son de ortosa, el intercrecimiento recibe

el nombre de antipertita.


43

Textura espinifex: cristales tabulares muy largos de olivino, a veces con forma esquelética, yacen dentro de una matriz

de vidrio o piroxeno (Fig. 5.14D). Es la textura típica de lavas ultramáficas (komatiitas).


44


45

Fig. 5.12: Texturas formadas por reacción o transformación (ancho de cada sección aprox. 2,5 mm) tomado de Wimmenauer, 1985): A. Descomposición o desmezcla de pigeonita en ortopiroxeno (Opx) y clinopiroxeno (Kpx). B. Reacción alrededor de un xenocristal de ortopiroxeno (Opx). Agregado de olivino (Ol), clinopiroxeno maclado (Kpx) rodeado por matriz. C. Textura kelifítica por la descomposición de granate (Gn) a una mezcla de hornblenda y plagioclasa (abajo) y reacción del granate con cuarzo (Q), la cual forma una aureeola de plagioclasa (Pl) y ortopiroxeno (Opx). S = simplectita de clinopiroxeno y plagioclasa.

D. Halos de reacción compuestos de hornblenda (Hbl), formado entre plagioclasa (Pl), olivino (Ol) e ilmenita (Il). Kpx = clinopiroxeno.


46


47

Algunas texturas son mejor desarrollados en, o describen principalmente a la matriz:

Textura vitrofírica o hialina: unos pocos fenocristales están rodeados por vidrio (Fig. 5.14C).

Textura hialopilítica o andesítica: la matriz está compuesta por microlitos de plagioclasa, a menudo idiomórficos y con

maclas; también hay algunos microlitos de piroxenos y opacos. Los espacios entre los microlitos están ocupados por

mucho vidrio (Fig. 5.14F).

Textura pilotaxítica o traquítica: la matriz está compuesta por microlitos de feldespatos que están dispuestos

densamente en forma subparalela (textura fluidal). En los intersticios se presentan algunos microlitos máficos, material

criptocristalina o poco vidrio (Figs. 5.14E y 5.17).

Textura ortofídica: parecida a la textura pilotaxítica, pero las láminas de plagioclasa son más gruesas y distribuidas al

azar.

Textura afieltrada: la roca es holocristalina con microlitos no orientados de feldespato. Es similar a la textura

intergranular y ortofídica y se distingue de estas por la abundancia de microlitos delgados de feldespato, orientados

similar a los hilos de un tejido.

Textura felsítica: la matriz consiste de un agregado de grano muy fino hasta criptocristalino, sin formas cristalinas,

compuesto por feldespato y cuarzo. Se forma por un sobreenfriamiento fuerte en lavas con alta viscosidad y

frecuentemente se presenta en lavas ácidas.

Textura intersertal o intersticial: la matriz consiste principalmente de microlitos de plagioclasa que forman una red

irregular. Los espacios entre las plagioclasas están ocupados por vidrio, material criptocristalino o deutérico (clorita,

calcita, zeolitas, etc.). Es la textura característica de muchas andesitas (Fig. 5.14B).

Textura intergranular: parecida a la textura intersertal, pero todo es cristalizado. Los microlitos de plagioclasa forman

una red irregular. Los intersticios están ocupados por otros microlitos, especialmente por piroxenos, olivino y

magnetita (Fig. 5.1 - traquita). Es una textura frecuente en los basaltos y diabasas.

Textura microlítica: término general que se refiere a la textura de la matriz de una roca volcánica, compuesta por

microlitos de feldespatos y otros minerales, pero sin ninguna característica específica.

Textura perlítica: lavas vitrofíricas que muestran abundantes grietas concoideas y concéntricas. Las fracturas se

forman por contracción durante el enfriamiento (Fig. 5.2).

Textura piroclástica: es la textura típica de rocas volcánicas de origen explosivo y caracterizada por la acumulación de

fragmentos de roca (líticos), de pómez (material juvenil), de cristales o de fragmentos de vidrio. Son típicas las formas

angulosas, incluso para los fragmentos de vidrio (esquirlas o “shards”).

Textura vitroclástica: la roca está compuesta por muchas esquirlas de vidrio ("shards"), que tienen formas de media

luna, de "Y", de placas planas, de fibras o de polvo. Las esquirlas son los restos de las paredes de pómez o escorias

(Fig. 5.18).

Textura clástica: la rocas está compuesta casi exclusivamente por cristales y fragmentos de cristales y rocas. Los clastos

pueden ser angulosos o redondeados, dependiendo de la distancia a la que han sido transportados y el medio de

transporte.

Textura ignimbrítica: es una textura vitroclástica donde los trozos de vidrio están soldados unos a otros y se estrechan

contra los fenocristales. Contienen "fiames" de obsidiana (= pómez completamente comprimida y aplastada), vesículas

aplastadas y figuras de aplastamiento (fibras de vidrio como pelos, que se amoldan a los cristales) (Fig. 5.19).

5.7 TEXTURAS QUE EN REALIDAD DESCRIBEN TRAMAS

Sin ninguna orientación: en la orientación y distribución de los cristales tabulares y prismáticos no existe ninguna

dirección preferida, o sea, la roca es homogénea e isótropa. Es la textura característica de las rocas plutónicas y de

algunas lavas las cuales se enfriaron bruscamente (algunos basaltos) (Fig. 5.1- gabro y granito).

Fluidal: microlitos y vesículas reflejan los movimientos de la roca durante el enfriamiento, indicado por la orientación

paralela de microlitos tabulares o prismáticos. Es característica de las lavas (Fig. 5.14 E y F).

Eutaxítica: una textura seudofluidal, que no se originó por flujo. Cuando los materiales piroclásticos calientes se

acumulan, las esquirlas de vidrio y los fragmentos de pómez pueden deformarse plásticamente y aplanarse. Resultan

fiames con orientación paralela, esquirlas paralelas, alternancia de bandas o lentes con diferentes colores,

composiciones o texturas. Es la trama típica de las ignimbritas (Fig. 5.19).


48

Agrupamiento de minerales:

Agregados paralelos o subparalelos: sillimanita en rocas

metamórficas, feldespatos potásicos en las traquitas (Fig.

5.17).


49

Agregados radiales o en forma de abanico: turmalina (Fig. 5.20).

Textura bostonítica: laminillas de feldespatos en agregados divergentes.

Textura esferolítica: se trata de agregados radiales compuestos de fibras de feldespatos y cuarzo o tridimita. Es

frecuente en lavas ácidas y puede ser el resultado de una desvitrificación (Fig. 5.21). Las esferolitas tienen

generalmente un diámetro entre 0,1 y 2 cm. Solamente los esferolitos aislados son esféricos, otras formas frecuentes son

de corbatín, en abanico, plumosas y axiolíticas (con fibras paralelas).

Textura variolítica: en rocas básicas se presentan a veces esferolitas compuestas por agregados fibroso-radiados o en

forma de haz de plagioclasa , ocasionalmente con piroxenos. Litofisas: esferolitas de calcedonia u otro mineral secundario que tienen en el centro un hueco con forma irregular.

Textura orbicular: en algunas rocas plutónicas se presentan agregados de forma redondeada, compuestos por capas

concéntricas, con cristales dispuestos radialmente (a menudo feldespatos) o tangencialmente (micas).

Textura compacta: en la roca no existen cavidades visibles al ojo. Es una textura característica de las rocas

plutónicas. Sin embargo, las rocas plutónicas poseen una porosidad entre 0,5 y 3%, debido a poros planos a lo largo

de los contactos entre los minerales.

Textura vesicular: vesículas, vacuolas o cavidades redondeados que se forman cuando los gases se expanden en el

magma a causa de la exsolución de los volátiles por enfriamiento o descompresión. Son características de las rocas

volcánicas. Se distinguen:

Textura escoriácea: es una textura vesicular con muchas y grandes vacuolas.

Textura pumítica o pumicítica: casi todo el volumen de la roca consiste de vesículas. La roca tiene un aspecto de

espuma y las paredes entre las diferentes vesículas son muy delgadas. A pesar de la alta porosidad, la permeabilidad

es pequeña, porque las vesículas no están en intercomunicación.

Textura amigdaloidea: las vacuolas de una textura vesicular han sido rellenadas posteriormente por minerales

secundarios, tales como ópalo, calcedonia, zeolitas, clorita, calcita, etc. Las amígdalas son características de basaltos

antiguos (Fig. 5.22).

Textura miarolítica: en rocas plutónicas que intruyeron cerca de la superficie, se encuentran a veces cavidades

irregulares de dimensiones centimétricas donde se proyectan cristales hipidiomórficos o idiomórficos.

5.8 TEXTURAS MODIFICADAS

Se originan por una transformación que afecta a una roca sólida previamente existente y que deja su impronta en la

textura. Los procesos que influyen son el metasomatismo, hidrotermalismo y la meteorización.

Fantasma: la forma de un mineral primario se conserva, pero el mineral desapareció por completo y es sustituido por

unos minerales secundarios. Fantasmas de olivino completamente alterados a idingsita o clorita son comunes.

Textura coloforme o colomorfa: textura típica de un gel; compuesta por agregados escasamente cristalinos que se

acumulan en incrustaciones generalmente bandeadas y de contornos redondeados o esferoidales (Fig. 5.23).

5.9 INCLUSIONES O ENCLAVES

Una inclusión es cualquier fragmento extraño en la roca. Las inclusiones pueden ser angulares, subangulares o

redondeados y se encuentran tanto en rocas plutónicas como volcánicas. Se distinguen:

Xenolita: inclusión alógena que no tiene relación con la roca encajante. Por ejemplo: fragmentos de rocas

sedimentarias o metamórficas dentro de las rocas ígneas.

Xenocristal: cristal que no tiene ninguna relación genética con la roca. A menudo presenta bordes de reacción y/o

está fragmentado. Se originan de rocas sedimentarias, metamórficas o rocas ígneas más antiguas. Ejemplo:

cristales grandes de cuarzo con bordes de piroxenos dentro de basaltos.

Autolita: inclusión de una roca más antigua que está relacionada genéticamente con la roca dentro de la cual se

encuentra; o sea, las dos rocas se formaron de un magma común. Muchas veces fueron arrancadas de la pared de un

conducto o de las paredes de la cámara magmática. Ejemplo: en la intrusión de Guacimal se encuentran autolitas de

monzodiorita dentro de granitos.

Cumulita: inclusión que está relacionada con la roca encajante. Se trata generalmente de cristalizaciones

tempranas del magma. Ejemplo: inclusión holocristalina compuesta de plagioclasas y augita dentro de lavas. Es más o

menos idéntica a una acumulación glomeroporfirítica de cristales.


50

A menudo es

difícil decir a cual

tipo pertenece la

inclusión. P. ej.,

una inclusión de un

agregado de

olivinos dentro de

un basalto puede

ser un fragmento

del manto (=

xenolita), del

conducto volcánico

(= autolita), de la

parte inferior o

lateral de la cámara magmática (= cumulita) o un agregado

glomeroporfirítico.


51

Fig. 5.12: Texturas formadas por reacción o transformación (ancho de cada sección aprox. 2,5 mm) tomado de Wimmenauer, 1985: A. Descomposición o desmezcla de pigeonita en ortopiroxeno (Opx) y clinopiroxeno (Kpx). B. Reacción alrededor de un xenocristal de

ortopiroxeno (Opx). Agregado de olivino (Ol), clinopiroxeno maclado (Kpx) rodeado por matriz. C. Textura kelifítica por la descomposición de granate (Gn) a

una mezcla de hornblenda y plagioclasa (abajo) y reacción del granate con cuarzo (Q), la cual forma una aureeola de plagioclasa (Pl) y ortopiroxeno (Opx). S = simplectita de clinopiroxeno y plagioclasa. D. Halos de reacción compuestos de hornblenda (Hbl), formado entre plagioclasa (Pl), olivino (Ol) e ilmenita (Il). Kpx = clinopiroxeno.

Textura y fábrica de las rocas metamórficas

48

TEXTURA Y FÁBRICA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

En la descripción de las fábricas metamórficas se distinguen entre discontinuidades estructurales penetrativas y no

penetrativas. Las penetrativas se repiten a distancias pequeñas comparadas con la escala del cristal o de la roca, de tal

manera que se hallan en cualquier punto de una muestra de mano. Por ejemplo, la mica presenta una discontinuidad

penetrativa en su exfoliación (001); un esquisto micáceo, visto en sección perpendicular a su esquistosidad, presenta una

discontinuidad planar penetrativa. Por el contrario, una discontinuidad no penetrativa sólo se presenta en un cierto

sector, como sería el caso de un pliegue acodado con su plano axial en un afloramiento o un plano de falla.

En el desarrollo de la fábrica de una roca metamórfica juega un rol importante la deformación mecánica y la

recristalización (o blastesis). La deformación puede afectar a los minerales individuales o al conjunto de los minerales,

por lo que se la divide en dos categorías fundamentales:

Deformaciones intragranulares que se manifiestan en el interior de los cristales y que producen traslaciones de la

estructura cristalográfica, maclado, planos y bandas acodados ("kink bands"), etc.

Deformaciones intergranulares que se refieren a las relaciones entre granos, sus límites, sus formas, sus orientaciones

preferenciales, etc. Los efectos son la acentuación de fracturas y nueva fracturación, brechación de la roca, deformación

y curvatura de minerales prismáticos u hojosos.

El aspecto característico de la recristalización metamórfica es el aumento del tamaño de los cristales que conduce

a una disminución de la energía superficial por unidad de volumen. El crecimiento puede originarse en núcleos aislados,

que produce grandes cristales (= porfiroblástos) en una base de grano más fino (= matriz), o bien puede afectar a todos los

núcleos, los que, al crecer, sufren encuentros e interferencias mutuas hasta constituir un mosaico cristalino de tamaño

similar. El crecimiento puede ser rápido o lento y la velocidad de crecimiento es el factor que determina si el cristal

posee o no inclusiones en su interior.

Para diferenciar la intensidad de los efectos de

recristalización, se emplea el calificativo de blasto o

blástico como prefijo o bien como sufijo del

correspondiente término morfológico. Blasto como

prefijo significa que se trata de texturas poco

modificadas por el metamorfismo, en las que la

textura original de la roca todavía es reconocible

(p.ej. blastosamítico). Blasto como sufijo se emplea

para texturas neoformadas, es decir, las que se

formaron enteramente debido a la recristalización

metamórfica (p. ej. granoblástica).

La recristalización metamórfica se relaciona con

la deformación, pudiéndose establecer tres categorías

principales: (a) recristalización pretectónica, (b)

recristalización sintectónica y (c) recristalización posttectónica (Fig. 6.1). En caso de que prefiera referirse a la

deformación, se tendría los siguientes casos a) deformación postcristalina, b) deformación sincristalina y c) deformación

precristalina.

6.1 CRISTALIZACIÓN METAMÓRFICA

Los minerales de las rocas ígneas cristalizan de un magma y la forma y el tamaño de los minerales ígneos

generalmente están correlacionados con el orden de cristalización. Durante la formación de las rocas metamórficas no

existe ninguna fusión y los minerales metamórficos se forman por la recristalización en el estado sólido, es decir, todos

los minerales recristalizan simultáneamente. Los factores que influyen a la velocidad, a la orientación, al tamaño y

forma (= idiomorfismo) de los minerales metamórficos son: (1) La facilidad de los diferentes minerales en hacerse campo

para la cristalización; (2) características texturales de la roca original, y (3) la presión que actúa durante el

metamorfismo.


49

Los minerales metamórficos se desarrollan en dos fases esenciales: una etapa de nucleación y una etapa de

crecimiento propiamente dicha. La nucleación está favorecida por la deformación ya que se inicia preferentemente en las

regiones donde ésta más actúa; es un agrupamiento atómico que se hacen estables al alcanzar un tamaño mínimo

(generalmente > 10 A). El crecimiento cristalino conduce normalmente al aumento de tamaño de los núcleos y a una

disminución de la energía superficial por unidad de volumen.

Los cristales pueden cristalizar mediante tres diferentes procesos. Generalmente se presenta una mezcla de los tres

tipos, sin embargo, bajo ciertas condiciones y para ciertos minerales, un sólo proceso puede predominar. El material que

necesitan los nuevos minerales para su cristalización tiene que difundir a través del material sólido o a lo largo de los

límites intergranulares. Por lo tanto, el carácter sólido de las rocas pone un límite a la difusión del material. Los tres

procesos de cristalización son:

6.1.1 Crecimiento por secreción: el mineral cristaliza en un vacío de la roca. Los vacíos pueden ser de origen primario

(porosidad o vesículas) o pueden formarse debido al esfuerzo. Debido a la actuación del esfuerzo se desarrollan también

potenciales de presión. Los fluidos que están presentes en las rocas migran hacia las áreas de presión baja (= vacíos) y

transportan material disuelto. Si la solución era saturada antes de llegar al vacío, la disminución de la presión causa una

sobresaturación y por lo tanto empieza la cristalización del mineral. A continuación hay simultáneamente una disolución

de material, difusión iónica y cristalización.

El crecimiento por secreción se debe a la energía superficial relativa de un cristal en ambiente sólido y otro en

ambiente líquido. El cristal en el vacío está expuesto a la presión del fluido y esta presión es menor que la presión

litostática. La energía superficial aumenta con la presión, porque la presión trata de destruir la estructura interna de los

cristales. Por lo tanto, el cristal bajo la presión litostática está en un estado de energía mayor que el cristal bajo presión

fluidal. Por eso se desarrolla una reacción y migración del material, las cuales tratan de disminuir la energía superficial

libre del sistema. El cristal bajo presión litostática se disuelve, mientras que el cristal en el vacío crece. Si el vacío ha

sido rellenado ya no existe una diferencia de presión y por lo tanto el crecimiento del mineral termina.

El crecimiento por secreción a menudo produce un bandeamiento, es decir, una segregación de diferentes minerales

en diferentes capas. Este proceso se llama diferenciación metamórfica. Si tenemos al principio una roca homogénea

en la cual actúa el esfuerzo y produce fracturas, la roca puede dividirse en dos asociaciones de minerales. Cada vez que

se abre una fractura, ciertos componentes de la roca se depositan en la fractura. La fase fluida contiene todos los

componentes disueltos, pero algunos en más concentración. Algunos minerales son más fáciles de disolver que otros y

por lo tanto los minerales solubles van a migrar hacia las fracturas. Por este proceso el material residual empobrece en

los componentes solubles y móviles. En una roca arcillosa, por ejemplo, resultan lentes de cuarzo y capas de micas.

6.1.2 Crecimiento por concreción: el mineral se abre paso empujando los minerales adyacentes hacia afuera. El

crecimiento del cristal no empieza exactamente a la temperatura a las cuales el nuevo mineral se pone estable, sino se

necesita un "sobreenfriamiento". Debido a este "sobreenfriamiento" resulta una energía superficial libre muy grande. Si

el cristal empieza a cristalizar, su energía superficial es menor que la de sus alrededores. El cristal puede crecer,

forzando los minerales adyacentes al lado. Pero al abrirse paso, la presión sobre el cristal y su energía superficial

aumentan. El crecimiento del cristal termina cuando la energía superficial del cristal es igual a la de los fluidos en sus

alrededores. Por lo tanto, el tamaño del cristal depende en primer lugar del grado de "sobresaturación" (ejemplo, gneis

con ojos).

El crecimiento por concreción generalmente está acompañado por otros factores. En la mayoría de los casos los

componentes del mineral nuevo derivan de otros minerales que, bajo las nuevas condiciones, se disuelven parcialmente.

Además, los minerales que son estables bajo presiones altas generalmente son más densos que los de presiones bajas.

Debido al crecimiento por concreción hay una reducción del volumen y así el nuevo cristal tiene espacio para crecer.

6.1.3 Crecimiento por reemplazamiento: el volumen que ocupa el mineral original es ocupado por un mineral nuevo.

El proceso no es tan simple. Ejemplo: distena y sillimanita tienen la misma composición química (Al2SiO5). Al

aumentar la temperatura bajo una presión alta, la distena es reemplazada por la sillimanita. Sin embargo, los dos


50

minerales no tienen el mismo peso específico ni el mismo volumen por mol. El volumen de la celda fundamental de la

distena es de 306 Å3, mientras que el de la sillimanita de 325 Å3

. Para que la sillimanita quepa en el espacio que ocupó

antes la distena, parte de los componentes tienen que difundirse hacia afuera.

En general podemos decir, que el reemplazamiento siempre está combinado con una difusión de iones. Lo más

probable es que un reemplazamiento donde el volumen queda constante es muy raro. El crecimiento por

reemplazamiento se observa a menudo en el metamorfismo regresivo, donde el granate es reemplazado por la clorita,

piroxenos por anfíboles o la andalusita por muscovita.

6.2 FACTORES QUE CONTROLAN LA ORIENTACIÓN DE LOS

MINERALES

6.2.1 Composición de la roca original: es responsable del tipo de mineral

que se forma. Las rocas monominerálicas tienen texturas relativamente

simples, porque todos los cristales tienen la misma fuerza en abrirse campo

para su cristalización (= fuerza cristaloblástica). Los cristales se disuelven

en parte y el material se deposita en los intersticios intergranulares, donde la

presión es más baja. Granos pequeños pueden disolverse completamente

porque tienen una superficie muy grande por volumen. De este proceso resulta generalmente el desarrollo de un tamaño

uniforme y todos los granos tienen contactos entrelazados o suturados.

En las rocas poliminerálicas los diferentes minerales tienen diferentes fuerzas cristaloblásticas. Por lo tanto, los

diferentes minerales se presentan con diferentes tamaños y con diferentes grados de idiomorfismo. Sólo si todos los

minerales tienen la misma fuerza cristaloblástica, resulta una textura parecida a la de las rocas monominerálicas.

6.2.2 Condiciones de presión: influyen en la orientación de los cristales. Muchos minerales aciculares, prismáticos y

tabulares tienen direcciones preferidas de crecimiento. Las micas, por ejemplo, crecen más fácilmente añadiendo nuevos

iones en sus lados laterales que en sus bases. En una roca poliminerálica, que solamente está expuesta a la presión

litostática, todos los cristales crecen en sus direcciones preferidos, cualquiera que sea su posición. Así, resulta una

textura sin ninguna orientación de los cristales. Estas texturas no orientadas son características del metamorfismo de

contacto, donde no actúa el esfuerzo.

Los procesos que producen una orientación de los cristales son:

Combinación de dirección preferida y principio de Riecke: si tenemos una presión dirigida, las caras de los cristales

que son perpendiculares al esfuerzo están sometidas a más presión que las caras paralelas a éste. Se desarrolla un

potencial entre las caras, ya que el aumento de presión causa un aumento de la energía superficial. La cara perpendicular

al esfuerzo se disuelve, mientras que la cara paralela al esfuerzo crece (Fig. 6.2). Si los minerales tienen una dirección

preferida de crecimiento, entonces van a crecer más rápidamente los cristales con una orientación de la dirección preferida

paralelo al esfuerzo. Los cristales con dirección preferida perpendicular al esfuerzo se disuelven y poco a poco

desaparecen; por lo tanto resulta una textura orientada (Fig. 6.3).

Rotación: un cristal alargado puede orientarse perpendicular al esfuerzo debido a una rotación (Fig. 6.3).

6.2.3 Texturas originales de las rocas: muchas rocas arcillosas ya tienen una orientación paralela debido a las escamas de

arcilla o debido a la sedimentación. En este caso las micas crecen preferiblemente paralelas a las arcillas (=

reemplazamiento o seudomorfismo), aún sin la actuación del esfuerzo. El crecimiento preferido a lo largo de los planos

de estratificación o clivaje se explica por la difusión más rápida de los iones a lo largo de estos planos (Fig. 6.3). Por lo

tanto, las fábricas de las rocas metamórficas se subdividen en tres grupos grandes: cristaloblástico, cataclástico y relicto.

6.3 MICROESTRUCTURA (visible en muestras de mano)

Las estructuras se definen como discontinuidades o inhomogeneidades en un agregado mineral, que por lo tanto es

heterogéneo y, más específicamente, anisótropo, pues los elementos de fábrica poseen disposiciones u orientaciones


51

preferidas.

6.3.1 Foliación: es la disposición paralela de componentes

laminares, tabulares o prismáticos, que constituyen la roca. Puede

ser la orientación paralela de minerales, tales como micas o

cloritas en un esquisto, o la segregación de diferentes minerales en

capas paralelas a la esquistosidad, por ejemplo en los gneises

(Figs. 6.4 y 6.5). Muchos autores usan foliación sinónimo a la

esquistosidad para describir fábricas paralelas en rocas

metamórficas. En rocas de grano fino se puede confundir la

foliación con la estratificación. Sin embargo, la dirección de la

foliación por lo general no coincide con la dirección de la

estratificación sedimentaria. Eso vale especialmente para las

pizarras y filitas; en esquistos y gneises la foliación a menudo está

aparentemente coplanar con la estratificación original. La

foliación, como también la alineación, pueden corresponder a tres

orígenes: sedimentario, tectónico y por lo tanto heredado, o metamórfico y entonces neogénico.

Clivaje de roca: es la facilidad con que se rompe una roca metamórfica a lo largo de planos paralelos, que

generalmente no coinciden con los planos de estratificación. Es causado por deformaciones mecánicas debido al

esfuerzo o por la orientación paralela de minerales hojosos. Según el grado de perfección de las superficies paralelas se

subdivide en:

Clivaje apizarrado: fracturación perfecta de la roca en hojas muy delgadas y con superficies planas y mates donde no

se observa ningún mineral.

Clivaje filítico: las láminas de fracturación son

más gruesas (alrededor de 1 mm) y en las

superficies de fracturas recientes se observa un

brillo sedoso debido a la presencia de sericita.

Clivaje esquistoso: las láminas son claramente

visibles (espesor de unos pocos mm) y su

superficie es más rugosa y contiene minerales

visibles al ojo. Es sinónimo a esquistosidad o

textura esquistosa.

Clivaje gnéisico: es el clivaje menos perfecto. Consiste de capas gruesas, clivaje interrumpido que generalmente no es

paralela a la foliación y presenta superficies muy

irregulares.

Bandeamiento o textura gnéisica: es una foliación debido

a la alternancia de capas (a menudo lenticulares)

milimétricas hasta decimétricas (Fig. 6.4), compuestas de

cuarzo y feldespatos y otras de minerales

ferromagnesianos (anfíboles, biotitas). Las diferentes

capas tienen también diferentes texturas internas: las capas

cuarzo-feldespáticas muestran una textura granoblástica,

mientras que las capas ferromagnesianas tienen una textura

esquistosa.


52

6.3.2 Alineación: elementos lineales orientados paralelamente. Los elementos lineales pueden ser cristales

prismáticos alineados (anfíboles, sillimanita), agregados de minerales en forma de baritas (cuarzo), ejes de

micropliegues, líneas de intersección de dos foliaciones con direcciones diferentes, o guijarros, fósiles, oolitos y amígdalas

alargados (Fig. 6.5). La alineación se presenta a menudo junta a la foliación.

6.4 TEXTURAS (generalmente reconocibles en sección

delgada)

La textura metamórfica se considera el resultado del

ajusta mineralógico y espacial de las rocas sólidas ante nuevas

condiciones de temperatura y presión. Como consecuencia,

se desarrolla un "aspecto" nuevo, que está dado por la forma,

el tamaño, la disposición y las relaciones mutuas de los

componentes minerales. La textura cristaloblástica es la más

típica de las rocas metamórficas. Significa que la roca se

formó por recristalizaciones en un ambiente sólido. Se

caracteriza por un modelo de crecimiento con interferencia

mutua, resultando granos minerales poligonales que suelen

presentar contactos a 120° (puntos triples; Fig. 3.2). Puede ser

isótropa o anisótropa, dependiendo de los esfuerzos que han

actuado en la roca. Al aumentar el grado del metamorfismo

aumenta progresivamente el tamaño de los minerales y todos

los granos de una misma especie mineral tienden a tener la

misma dimensión; o sea, el metamorfismo prolonga los

efectos de la diagénesis.

Algunas de las texturas se reconocen tanto en muestras

de mano como bajo el microscopio.

Idioblástica: corresponde a la textura idiomórfica de las

rocas ígneas. Un mineral se presenta en su forma típica a

pesar de la recristalización simultánea durante el metamorfismo (Fig. 6.6 A y B). La textura idioblástica indica

generalmente una recristalización lenta. Un mineral idioblástico es más fuerte en la competencia por el espacio que un

mineral xenoblástico. Se estableció una serie idioblástica o cristaloblástica, que indica lal fuerza de recristalización del

mineral, donde los primeros minerales se presentan generalmente con forma idioblástica, los últimos con forma

xenoblástica:

-Preferiblemente idioblástica: magnetita, esfena, rutilo, hematita, ilmenita

-Turmalina, granate, distena, estaurolita, andalusita

-Epidota, zoisita

-Piroxenos, anfíboles, wollastonita, dolomita, albita

-Micas, clorita

-Calcita

-Cordierita, escapolita

-Cuarzo, plagioclasa

-Generalmente xenoblástica: ortosa, microclina


53

La posición de los minerales dentro de la serie

idioblástica está relacionada con su estructura cristalina.

La mayor fuerza idioblástica la tienen los nesosilicatos y

sorosilicatos, mientras que los tectosilicatos se presentan

casi siempre con formas xenoblásticas. La fuerza y la

velocidad del crecimiento no solo varía de un mineral a

otro, sino también de una dirección a otra en el mismo

cristal. Es importante que el idiomorfismo de un mineral

metamórfico no tiene nada que ver con el orden de

cristalización.

La serie idioblástica puede dar una indicación

acerca del origen de la roca. Por ejemplo, rocas

compuestas por hornblenda y plagioclasa pueden ser de

origen ígneo (gabro, diorita) o metamórfico (anfibolita).

Si los cristales de plagioclasa son xenoblásticos se trata

probablemente de una anfibolita, ya que en las rocas

ígneas las plagioclasas se presentan normalmente en su

forma idiomórfica.

Xenoblástica: corresponde al término xenomórfico de las rocas ígneas, o sea, el mineral no muestra sus formas

ideales (Fig. 6.6 D). Generalmente indica una

recristalización rápida.

Porfiroblástica (= porfirítica de las rocas ígneas):

grandes cristales (= porfiroblástos o fenoblástos), tales

como andalusita, granate, estaurolita, distena, cordierita o

albita crecieron en una matriz compuesta por granos

pequeños, generalmente de otros minerales (Fig. 6.6 B y C,

Fig. 6.7). Los porfiroblástos son el producto de la recristalización y no son de origen magmático; el tamaño y la forma

depende de su fuerza idioblástica. Rocas porfiroblásticas

son la mayoría de los esquistos y muchos gneises.

Glandular o amigdalar: con fenoblastos o agregados

cristalinos redondeados en una matriz cristaloblástica

orientada y bandeada.

En las rocas metamórficas de contacto hay variedades

de la textura porfiroblástica :

Textura moteada: similar a la textura hornfélsica pero con unas “manchas” de cordierita, cloritoide, biotita,

andalusita, etc. como recristalizaciones incipientes.

Textura nodular o nodulosa: similar a la textura moteada pero con

porfiroblástos más o menos redondeados de varios milímetros hasta

centímetros de diámetro

Poiquiloblástica (= poiquilítica de las rocas ígneas): los porfiroblástos

contienen muchas inclusiones de otros minerales(Fig. 6.6 C y F, Fig. 6.8).

Es característica para muchas rocas metamórficas, especialmente para las

rocas no muy recristalizadas.

La textura poiquiloblástica puede ser ocasionada por dos procesos

fundamentales: (1) El crecimiento de cristales mayores que encierran

elementos residuales de composición diferente (Fig. 6.8); (2) Cristalización simultánea de dos fases (= simplectita). Si

un cristal crece en una roca de grano fino, la composición química de la roca es casi siempre diferente de la composición

del mineral. Algunos componentes tienen que entrar al cristal por difusión, otros deben de salir. Los componentes que


54

el cristal no incluye en su estructura cristalina pueden salir por difusión,

ser movidos por el proceso de concreción o ser incluidos al mismo cristal

en forma de granos individuales de otros minerales. Los minerales que

frecuentemente presentan textura poiquiloblástica son andalusita,

estaurolita, biotita, granate, cordierita, cloritoide y albita.

Ejemplo: en el caso de la quiastolita (variedad de la andalusita)

tenemos primero un crecimiento rápido (Fig. 6.9) y posteriormente un

crecimiento lento. De esta forma, en la fase dendrítica la quiastolita crece

rápidamente en dirección de las aristas y no puede mover a los

componentes carbonosos, así que el cristal los incluye. En la fase de crecimiento estratificado las caras prismáticas crecen

en forma lenta, desalojando o “eliminando” las partículas carbonosas que configuran una cruz.

Helicítica: dentro de los porfiroblástos se presentan

inclusiones minúsculas de grafito, óxidos de hierro o micas que

se disponen alineadas en espiral (hélice) (Figs. 6.10 y 6.11).

La forma de las inclusiones indica si el porfiroblásto se formó

antes, durante o después de la deformación (Fig. 6.1). Su

origen se debe a que ciertos porfiroblástos giran a medida que se

desarrollan y las inclusiones que encierran forman líneas en

forma de S.

Lepidoblástica: minerales tabulares hasta escamosos (micas,

cloritas) tienen una disposición paralela en relación al plano de

esquistosidad (Figs. 6.7 y 6.12 B). Es la textura propia del

metamorfismo regional de grado medio a alto; ejemplos:

esquistos micáceos, filitas.

Nematoblástica: minerales prismáticos (anfíboles, epidota)

están orientados en forma paralela en relación al plano de

esquistosidad y presentan alineación (Fig. 6.7 y 6.12 E).

Ejemplo: esquistos con hornblenda o con distena. Una variante

es la textura fibroblástica (gneises con sillimanita; actinolitas en

las nefritas; Fig. 6.12 F).

Diablástica o decusada (= ofítica de las rocas ígneas):

existen minerales entrecruzados que se interpenetran

mutuamente (Fig. 6.6 E). Ejemplo: ciertos anfibolitas,

hornfelsas y skarns.

Granoblástica u homeoblástica (= granular de las rocas

ígneas): todos los minerales son de un tamaño semejante y

generalmente no tienen ninguna orientación preferida. A

menudo los minerales presentan 5, 6 o 7 caras y contactos triples, con ángulos de 120°; esta textura indica un estado de

equilibrio (Figs. 6.7 y 6.12 A). Minerales laminares o prismáticos son raros o faltan. Sin embargo, una textura paralela

en forma de bandas se puede presentar debido a cambios en la composición mineralógica o en el tamaño. Ejemplos:

mármoles, cuarcitas, skarns, ciertos gneises; es la textura típica de las rocas metamórficas monominerálicas.

La textura granoblástica se puede caracterizar más exactamente:

Sacaroidea, poligonal o en mosaico: los minerales tienen formas poliédricas con contactos planos o suavemente

curvados presentando típicamente contactos triples con ángulos de 120°. Este tipo de textura suele interpretarse como

resultante de la deformación de un agregado y posterior migración de los bordes originales, con la generación de

contornos poligonales (compare turón de azúcar); es, por lo tanto, el producto de una recristalización postectónica o de

bajo esfuerzo. Ejemplo: mármol.

Granoblástica suturada: conjunto de granos xenoblásticos aproximadamente equidimensionales, que entran en contacto


55

mediante bordes suturados, o sea, muy irregulares (Fig. 6.7). Ejemplos:

cuarcitas, mármoles.

Granulítica: parecida a la textura gnéisica, con una alternancia de capas con

cuarzo + feldespatos y capas con piroxenos + granate. Las capas individuales

están compuestas por cristales equigranulares. La característica principal son

cuarzos aplastados en el plano de foliación (Fig. 6.13).

Córnica u hornfélsica: parecida a la textura granoblástica, pero de grano

mucho más fino. Con el ojo no se notan los cristales; bajo el microscopio se ve

un mosaico sin orientación.

Cataclástica: textura de deformación caracterizada por la presencia de

fragmentos angulosos en una matriz de roca triturada no orientada. Si el

porcentaje de matriz con respecto al total de la roca es mayor del 90% se habla de

ultracataclasita. Esta textura se forma por la disgregación mecánica de las rocas y minerales por el metamorfismo

cataclástico y generalmente no se presentan recristalizaciones. Muchas veces no se la puede observar en una muestra

de mano sino solamente en el campo. Se la encuentra especialmente en rocas duras, mientras que en las blandas

(pizarras, tobas) se desarrolla un clivaje. La naturaleza de la roca madre se

reconoce en los fragmentos de roca no destrozados. No necesariamente se trata

de una fábrica anisótropa.

Variaciones de la textura cataclástica son:

Textura en mortero: grandes fragmentos de minerales y rocas están dentro de

una masa triturada compuesta del mismo material (Fig. 6.14). Indica que las

fuerzas cataclásticas no han sido muy grandes.

Textura milonítica: la matriz constituye el 50 al 90% del total de la roca y

presenta foliación. La deformación ha sido más fuerte y la roca está casi

completamente pulverizada.

Textura en forma de ojos: cristales como los feldespatos son muy resistentes

contra la trituración y se presentan después de la deformación en forma de ojos o lentes dentro de una masa fina (ej. gneis

con ojos, Fig. 6.15). Muchos de los gneises con ojos son antiguos granitos porfiríticos o microgranitos cuyos fenoblastos

de feldespato quedan aplastados.

Textura flaser: los minerales que conforman los ojos pueden alinearse

formando una especia de canal (ej. gneis con flaser, Fig. 6.15).

OJO La textura en ojos y flaser también puede formarse por una

combinación del crecimiento por concreción y secreción. La fuerza que

produce el crecimiento por concreción contra la presión litostática causa zonas

de baja presión entre las capas. El nuevo cristal u otros cristales pueden

llenar estas áreas de baja presión según el crecimiento por secreción. Orientación cristalográfica: es una textura difícil de reconocer con el

microscopio corriente. Muchos minerales se orientan cristalográficamente aún

cuando su forma externa puede ser irregular. Ejemplos: Cuarzo con el eje-c

paralelo a la esquistosidad; calcita con el eje-c perpendicular a la esquistosidad.

6.5 FABRICAS RELICTAS

Son fábricas heredadas de las rocas originales que la transformación metamórfica no ha borrado. Por eso

proporcionan información sobre el origen y la historia de la roca metamórfica. En el campo se observa a veces una


56

transición lateral de la roca metamórfica hacia una roca sedimentaria o ígnea.

6.5.1 Texturas relictas de las rocas sedimentarías: la estratificación es la textura más característica de los sedimentos y se

percibe a veces en las rocas metamórficas, donde se manifiesta en capas alternadas compuestas de cuarzo y micas

(originalmente arena y arcillas), diferencias en

el color, graduación de la granulometría,

estratificación cruzada, horizontes con óxidos

de hierro, concreciones, pisolitos o contornos

de fósiles. No se debe de confundir la

estratificación relicta con la foliación.

Si la roca sedimentaría fue un

conglomerado o una arenisca gruesa, los

contornos de los granos pueden sobrevivir a la

recristalización y se llaman ahora textura

blastosamítica o blastosefítica. En general,

cuando menor el grano, mayor la posibilidad de

su obliteración metamórfica. Por eso las

blastopelitas casi nunca se reconocen como tales, pues la recristalización las convierte en texturas granoblásticas o

lepidoblásticas.

Ejemplo: tenemos un sedimento bien estratificado, compuesto de una alternancia de capas de pedernal y siderita,

cada una con un espesor de 1 cm. Al aumentar la temperatura la siderita reacciona con el pedernal y se forma un silicato

de hierro. Al principio, la reacción solo se desarrolla en el contacto entre las dos capas y se forma una zona delgada de

silicato de hierro (Fig. 6.16). Para que la reacción continúe, el hierro tiene que migrar hacia el pedernal, el sílice hacia la

siderita y el CO2 tiene que salir de la roca. Al continuar la reacción, tanto el pedernal como la siderita se transforman en

silicato de hierro. El espesor de la capa de silicato de hierro depende de la distancia que pueden migrar los iones. Si el

radio de migración de los iones alcanza la mitad del espesor de las capas originales (en nuestro ejemplo 0,5 cm) se

desarrolla una homogeneización completa mediante la formación de una masa uniforme de silicato de hierro. De esta

manera la estratificación original se borra.

El esfuerzo ayuda mucho a la destrucción de las texturas originales. Se pueden distinguir dos procesos: la

destrucción mecánica que incluye también el desplazamiento de estratos (= destrucción de las texturas) y la facilidad de

las reacciones en un material bajo esfuerzo (= catalizador, potencial de presión). La textura original se borra

rápidamente cuando la dirección del esfuerzo es diferente a la de cualquier orientación primaria de la roca.

La estratificación en un sedimento se conserva a menudo cuando está compuesto por capas de diferente composición

química o cuando las capas son muy gruesas. Ejemplo: en un sedimento con una intercalación de arcillas y lutitas, la

lutita se transforma en una cuarcita con micas y la arcilla en un esquisto micáceo con estaurolita. También en una roca

muy metamorfizada se nota este contacto. Otra posibilidad es la de un sedimento compuesto por arcillas con pocas

intercalaciones de caliza y pedernal. Después del metamorfismo tenemos una pizarra, filita o un esquisto micáceo

homogéneo con unas pocas intercalaciones de mármol y cuarcita.

Muchas veces es difícil distinguir entre la estratificación y el bandeamiento el cual muy bien puede cruzar a la

estratificación.

Concreciones que se forman frecuentemente durante la diagénesis se preservan bien en las rocas no muy

metamorfizadas, mientras que en las rocas metamórficas de alto grado solo se conservan las texturas más grandes. Sin

embargo, las concreciones casi siempre se distinguen de la roca encajante por su composición diferente y por sus bordes

de reacción. Ejemplo: una caliza con concreciones de pedernal se transforma en un mármol con inclusiones de cuarzo

que presenta bordes de silicatos de Ca. Si la concreción era pequeña, todo el sílice puede reaccionar con el Ca y resulta

una inclusión en forma de una mancha, compuesta exclusivamente por silicatos de Ca.

Los fósiles se conservan solo en las rocas con bajo grado de metamorfismo. En rocas no calcáreas la composición


57

de los fósiles es muy diferente de la composición de la roca, lo cual

provoca una reacción formando nuevos minerales y una migración

del Ca hacia la roca caja. Solo en rocas carbonáticas los fósiles se

conservan bastante bien.

Bajo el microscopio, los indicios para una roca madre

sedimentaria son:

Presencia de sillimanita, distena, andalusita, estaurolita, cordierita

(todos estos muy ricos en Al), calcita y grafito.

Cuarzo en gran exceso con respecto a los feldespatos.

Plagioclasas con diferentes contenidos de anortita dentro de una

misma sección.

Gran variación en el tamaño de los granos de una misma especie

mineral.

Presencia de hileras con concentracion de minerales pesados,

tales como granate, circón, turmalina, etc.

Alto contenido de circón en forma redonda.

6.5.2 Texturas relictas de rocas ígneas: a veces se conservan las

texturas porfiríticas, ofíticas o amigdaloideas, las cuales se llaman

ahora blastoporfirítica o blastofítica. En una roca metamórfica no

todos los cristales grandes son los restos de una textura porfirítica;

solo si los cristales tienen formas idiomórficas, pocas inclusiones,

una composición diferente a la de la matriz o si se trata de fenocristales de plagioclasa con zonación se los puede

considerar como fenocristales residuales. Estructuras ígneas, tales como diques, sills o coladas se pueden distinguir

perfectamente dentro de las rocas metamórficas.

Un bandeamiento parecido a la textura gnéisica resulta a veces del movimiento de una roca ígnea. Sin embargo, si

los cuarzos tienen una orientación cristalográfica, seguramente se trata de una roca metamórfica.

En sección delgada, los indicios para una roca madre ígnea son:

Plagioclasas con la misma composición de anortita y con zonación.

Feldespatos potásicos de un solo tipo y en mayor proporción que el cuarzo.

Cristales de circón con forma idiomórfica.

6.5.3 Texturas relictas de las rocas metamórficas: a menudo las pizarras y filitas muestran dos sistemas de foliación.

Uno de los sistemas puede corresponder a una textura sedimentaría relicta o a un metamorfismo más antiguo. Si se trata

de una textura metamórfica más antigua es posible que se haya formado durante una fase anterior del mismo ciclo

orogénico. La superposición de dos esquistosidades, cuya interferencia produce micropliegues regulares (crenulación)

sobre la más antigua se llama textura grenulada (Fig. 6. 17 C y D).


58

Clasificación de las rocas ígneas

58

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS

En todos los campos de las ciencias naturales se ha venido acentuando en las últimas décadas un decaimiento en el

interés por los estudios puramente sistemáticos. Los científicos prefieren ocuparse del origen, la evolución, las relaciones

o los ámbitos vitales de las especies. Desde el punto de vista sistemática-taxonómica, la petrografía es la ciencia natural

más descuidada. Hasta hace dos décadas las clasificaciones en uso y las nomenclaturas conexas eran en buena parte

anticuadas, ilógicas o incoherentes y ninguna gozó de reconocimiento internacional. Los países solían utilizar

sistemáticas nacionales y a menudo sucedió que en una misma nación se emplearon distintos sistemas de clasificación.

La clasificación de las rocas ígneas puede basarse en dos criterios: (1) en la composición química del magma o de la

roca y (2) en los minerales que se observan en las rocas. Ninguno de los dos esquemas de clasificación es perfecto y

sirve para todos los propósitos. La composición química de una roca es importante para un estudio petrológico. Sin

embargo, la composición mineralógica de una roca y su textura es el criterio habitual de clasificación. Visualmente o con

ayuda del microscopio, puede precisarse la proporción de los distintos componentes minerales, obteniéndose la

composición modal, decisiva para la clasificación petrográfica. La ventaja de la clasificación modal es que los minerales

originales y las texturas de las rocas por lo general se pueden identificar aún en las rocas alteradas. Además, la textura

proporciona valiosa información acerca de la historia eruptiva y el enfriamiento de la roca. El tipo y porcentaje de los

minerales es lógicamente un reflejo de la composición química del magma.

Existen aproximadamente 1000 diferentes nombres para las rocas ígneas, pero muy pocos de estos nombres son

utilizados en la actualidad. Por ejemplo, Chayes (1975) compiló 10870 rocas volcánicas Cenozoicas con 225 diferentes

nombres. Solo 2 de estos 225 nombres de rocas aparecen más de 2000 veces (basalto y andesita), 7 nombres aparecen

entre 200 y 1999 veces (basanita, dacita, fonolita, riolita, traquiandesita, traquibasalto y traquita), 15 nombres aparecen

entre 56 y 199 veces (ankaratrita, ankaramita, comendita, diabasa, dolerita, latita, leucitita, limburgita, mugearita,

nefelinita, oceanita, plagioliparita, riodacita, tefrita y tholeiíta).

Las rocas ígneas no comprenden más que una decena de minerales presentes en proporciones considerables: el

olivino, los piroxenos, los anfíboles, las micas, los feldespatos, los feldespatoides y el cuarzo. Sin embargo, estos

minerales pueden estar asociados según bastantes combinaciones. En la clasificación de las rocas ígneas se ha otorgado un

papel privilegiado a los minerales félsicos cardinales, cuarzo, feldespatoides, feldespato alcalino y plagioclasas. Para dar

un nombre a una roca basta pues con buscar sistemáticamente la presencia de estos cuatro minerales cardinales.

En resumen, una determinación precisa de los minerales de una roca, seguida de una medida del porcentaje relativo

de sus constituyentes, deben ser las dos operaciones que presiden a la atribución de un nombre de especie a toda muestra

petrográfica. Sin embargo, esta metodología no se deja aplicar a las rocas vidriosas o de grano muy fino (en este caso es

mejor una clasificación química) ni a las rocas volcanoclásticas, que se clasifican de acuerdo al tamaño de las partículas

(brecha, roca de lapilli, toba) o de acuerdo a su génesis (toba de caída, toba de flujo, oleada piroclástica, ignimbrita).

El trabajo de campo habitual implica identificar y dar un nombre a las rocas presentes en el área de estudio, sin

esperar el resultado de un estudio microscópico de la roca. Para esto se utilizan clasificaciones de campo que suelen

emplear criterios paralelos a los petrográficos, pero más simples, teniendo en cuenta el menor grado de precisión posible

en el campo. La clasificación de campo se basa igual que las petrográficas, en criterios texturales y composicionales. Los

primeros permiten la distinción de rocas plutónicas (con textura fanerítica) y de rocas volcánicas (con texturas afaníticas).

La mineralogía no puede ser determinada con precisión en muestras de mano. Por esta razón, pocas veces pueden aplicarse

criterios petrográficos estrictos, como los basados en la composición de los feldespatos. Además, la clasificación basada en

los fenocristales de las rocas volcánicas, tiene un margen de error inevitable, ya que estos son sólo una parte de la rocas y

la composición de la matriz no puede determinarse visualmente. Por ello se recomienda, anteponer el prefijo feno- al

nombre petrográfico (p. ej., feno-basalto, feno-dacita) o emplear el nombre de secciones (p. ej., basaltoide, granitoide).

7.1. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS (clasificación de Streckeisen)

Finales de los años 60 la "Unión Internacional de Ciencias Geológicas" (IUGS) creó, dentro de su “Comisión de


59

Petrología”, la “Subcomisión de Sistemática de Rocas Ígneas”. Dada la amplitud del tema, se acordó trabajar en forma

metódica y estudiar primero las rocas plutónicas, luego las volcánicas y por último las rocas piroclásticas. La propuesta

de clasificación de las rocas plutónicas fue aprobada por la Subcomisión en 1972.

La clasificación recomendada por la IUGS se basa en dos principios fundamentales:

(1) La sistemática debe ser fácil y de uso sencillo, pero a la vez correspondiéndose con las relaciones naturales y

respetando la tradición petrográfica.

(2) La diagnosis debe estar basada en la composición mineral. Se consideró que las clasificaciones químicas (basadas en

porcentajes de óxidos, proporciones moleculares, normas u otros parámetros), si bien tienen grandes ventajas para

efectuar interpretaciones y correlaciones genéticas, no son clasificaciones de rocas sino del quimismo de rocas. En

todo el mundo, los geólogos clasifican las rocas con base en la textura y composición mineralógica. Los datos

químicos pueden servir en algunos casos como calificativos, o

en el caso de las rocas volcánicas, para la diferenciación de las

rocas afaníticas cuyos componentes minerales no se pueden

determinar por vía óptica.

La clasificación debe ser cuantitativa y la composición

mineral modal debe ser expresada en porcentajes volumétricos y

no de peso. Esto significa que los porcentajes obtenidos por

separación y pesado de sus componentes tienen que ser

recalculadas en volúmenes.

La Subcomisión optó por una representación planar para

exhibir los grupos de minerales esenciales y los límites y

recomendó el diagrama QAPF de Johannsen. El diagrama QAPF

(Fig. 7.1) es la unión de dos triángulos equiláteros y permite

representar en un solo dibujo el conjunto de los minerales félsicos.

Q y F son excluyentes, es decir, si uno de ellos es mayor que 0, el

otro debe ser nulo; siempre es posible representar cada roca por un

único punto en un diagrama triangular, punto que determina el

nombre de la roca. Como se trata de una representación

porcentual, si la roca tiene minerales máficos - lo que es el caso

común - habrá que recalcular la moda de modo que Q + A + P + F

= 100.

Es evidente que resulta imposible utilizar el diagrama QAPF

para aquellas rocas en que los minerales máficos predominan.

Para las rocas ultramáficas, con M > 90, es necesario utilizar otros triángulos con los vértices ocupados por olivinos,

piroxenos y anfíboles (Figs 2.2a y b). De este modo, las rocas plutónicas quedan divididas en dos grandes clases,

leucocrática y ultramáfica, cuya límite o división está dado por M = 90.

En la petrografía no existe un sistema de categorías taxonómicas similares a las biológicas, como sería la ordenación

clase-orden-familia. La Subcomisión llamó las divisiones en el diagrama QAPF o en los diagramas triangulares

solamente campos o grupos. Los diagramas fueron subdivididos en 11 partes, denominados secciones, que se caracterizan

en su mayoría por el sufijo -oide; nombres que se deben usar en la clasificación en el campo (Fig.7.1). Las 11 secciones

son: I granitoides, II sienitoides, III dioritoides, IV gabroides, V sienitoides foidicos, VI dioritoides/gabroides foidicos,

VII foidolitas, VIII anortositas, IX peridotitas, X piroxenitas, XI hornblenditas.

Los límites para los campos en que se divide el diagrama QAPF reflejan la frecuencia de análisis modales de los

tipos reconocidos de rocas y, en consecuencia, las divisiones no son regulares ni simétricas. En esta clasificación se

mantienen, dentro de lo posible, los nombres en uso, descartando los que tienen carácter local o son ambiguos e

imprecisos. La nomenclatura resultante reduce notablemente los nombres existentes de rocas y se concentra sobre tipos

realmente significativos.


60

Para rocas que contienen dos minerales máficos en

cantidades apreciables (> 5%), se coloca próximo al nombre

de la roca el calificativo correspondiente al mineral máfico

más abundante (adjetivo en español, sustantivo en inglés).

Por ejemplo, un granito biotítico muscovítico contiene más

biotita que muscovita, mientras que un granito muscovítico

biotítico tiene más muscovita que biotita.

Las rocas plutónicas con un tamaño de grano inferior

al normal se clasifican con el prefijo micro-, por ejemplo,

microgranito; una excepción son los microgabros que se

denominan doleritas (en los EE.UU.) o diabasa (en

Europa). Una subdivisión de acuerdo al tamaño del grano no puede ser tan fina como en el caso de las rocas sedimentarias,

porque las rocas ígneas raras veces presentan cristales isométricos, sino más bien cristales tabulares, hojosos, columnares y

aciculares; además, raras veces los cristales tienen tamaños

uniformes sino presentan una transición entre microlitos y

fenocristales. Para cada especie mineral se debe, por lo

tanto, describir la relación típica entre longitud y ancho y

el rango del tamaño del grano; p. ej., plagioclasas desde

5x3 mm hasta 0,5x0,2 mm.

A partir de las composiciones modales se calculan los

siguientes parámetros:

Q = cuarzo, incluyendo tridimita, cristobalita

A = feldespatos alcalinos (ortosa, microclina, pertita,

anortosa, sanidina, albita con An0-5)

P = plagioclasa con An5-100, escapolita

F = feldespatoides o foides (leucita, nefelina, sodalita, analcima, noseana, etc.)

M = índice de color, o sea, el porcentaje de los minerales máficos; algunos autores toman como máficos todos los

minerales con un peso específico mayor de 2,8 (biotita, anfíboles, piroxenos, olivino, opacos, accesorios)

LAS ROCAS PLUTONICAS

Campo

1 a Cuarzolita

Nombre

1 b Granitoide rico en cuarzo

2 Granito alcalifeldespático; M > 20 = mela

3 a Granito M < 5 = leuco

3 b Granito M > 20 = mela

4 Granodiorita; M < 5 = leuco, M > 25 = mela

5 M > 10: Tonalita

M < 10: Trondhjemita

6+ Sienita alcalifeldespática cuarzosa; M > 25 = mela

7+

Sienita cuarzosa; M < 5 = leuco, M > 30 = mela

8+ Monzonita cuarzosa; M < 10 = leuco, M > 35 = mela

9+

An < 50: Monzodiorita cuarzosa; M < 15 = leuco, M > 40 = mela

An > 50: Monzogabro cuarzoso; M < 20 = leuco, M > 50 = mela

10+ An < 50: Diorita cuarzosa; M < 20 = leuco, M > 45 = mela

An > 50, Cpx > Opx: Gabro cuarzoso; M < 25 = leuco,

An > 50, Opx > Cpx: Norita cuarzoso; M > 55 = mela

Plag > 90%: Anortosita cuarzosa


61

6

Sienita alcalifeldespática; M > 25 = mela

7

Sienita; M < 10 = leuco, M > 35 = mela

8 Monzonita; M < 15 = leuco, M > 45 = mela

9

An < 50: Monzodiorita; M < 20 = leuco, M > 50 = mela

An > 50: Monzogabro; M < 25 = leuco, M > 60 = mela

10

An < 50: Diorita; M < 25 = leuco, M > 50 = mela

An > 50, Cpx > Opx: Gabro; M < 35 = leuco,

10 An > 50, Opx > Cpx: Norita; M > 65 = mela (vea Fig. 7.3 a y b)

Plag > 90%: Anortosita

6- Sienita alcalifeldespática foidífera *

7- Sienita foidífera *

8- Monzonita foidífera *

9-

An < 50: Monzodiorita foidífera *

An > 50: Monzogabro foidífero *

10-

An < 50: Diorita foidífera *

An > 50, Cpx > Opx: Gabro foidífero *

An > 50, Opx > Cpx: Norita foidífera *

11 M = 0-30: Sienita foídica (= foyaíta) *

M = 30-60: Malignita

M = 60-90: Shonkinita

12 Monzosienita foídica * o plagiosienita foídica * o plagiofoyaíta; M < 15 = leuco,

M > 45 = mela

13 An < 50: Monzodiorita foídica *; M < 20 = leuco

An = 30-70: Essexita

An > 50: Monzogabro foídico * M > 60 = mela

14 An < 50: Diorita foídica * M < 30 = leuco

An > 50: Gabro foídico * M > 70 = mela

Con nefelina: Teralita

15 a-c Foidolita *

Na >> K: M = 0-30: Urtita

M = 30-70: Ijolita

M = 70-90: Melteigita

K >> Na: M = 0-10: Italita

M = 30-50: Fergusita

M = 70-90: Missourita

16 Ultramafitolita (Figs. 7.2 a y b): dunita, peridotita, piroxenita, hornblendita

* En los campos 6- a 15, una vez que se haya determinado la composición mineralógica, el término foidífera, foídica

o foidolita debe ser sustituido por el nombre correspondiente del feldespatoide (p. ej., sienita nefelinífera; gabro

nefelínico; nefelinita).

Para denotar los tipos más félsicos y máficos de cada campo se utilizan los prefijos leuco- y mela, por ejemplo,

leucogranito biotítico, melasienita nefelinífera. Como se ve en el cuadro, los límites varían de un campo a otro:

Campo leuco- meso- o normal mela-

2 0 20

3 0 5 20

4 0 5 25


62

5 0 10 40

6+ 0 25

7+ 0 5 30

8+ 0 10 35

9+ 0 15 40 (An<50)

9+ 0 20 50 (An>50)

10+ 0 20 45 (An<50)

10+ 0 25 55 (An>50)

6 0

25

7 0 10 35

8 0 15 45

9 0 20 50 (An<50)

9 0 25 60 (An>50)

10 0 25 50 (An<50)

10 0 35 65 (An>50)

11 0 30

12 0 15 45

13 0 20 60

14 0 30 70

15 0 100

7.2 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS

Las rocas volcánicas están caracterizadas por:

Presencia de vidrio incoloro hasta pardo en forma xenomórfica e intersticial y muchas veces también de microlitos de

plagioclasa y piroxenos.

Textura porfirítica marcada, con fenocristales zonados, idiomórficos hasta corroidos, dentro de una matriz de grano

mucho más fino. Los fenocristales y la matriz corresponden a dos etapas de enfriamiento.

Textura vesicular, escoriácea, pumícea o amigdaloidea.

Textura esferolítica, ya que en las rocas volcánicas antiguas el vidrio sufrió una recristalización (= desvitrificación).

Muchas veces la desvitrificación da por resultado agregados radiales y esferolíticos, compuestos por una mezcla

submicroscópica de fibras de feldespatos alcalinos, cuarzo o tridimita. La forma radial se nota a veces con nicoles

cruzados debido a la presencia de una cruz negra que no gira al mover la platina. La desvitrificación produce


63

también masas irregulares de minerales submicroscópicos.

Textura piroclásticas ( transición a las rocas sedimentarias).

En rocas volcánicas antiguas es generalmente muy difícil determinar su origen, especialmente si uno tiene

solamente afloramientos aislados o muestras de mano. Por eso es aconsejable empezar con la descripción de las

características litológicas y de la litofacies, antes de aplicar términos que tengan un significado genético. La litología nos

proporciona información acerca de la composición y textura de la roca, la litofacies acerca de la estructura y geometría en

el afloramiento, mientras que la terminología genética describe el tipo de erupción o emplazamiento, la redepositación,

erosión y transporte.

Una nomenclatura muy útil es la siguiente:

En el caso ideal se combina: composición + textura + litofacies + alteración; p. ej., riolita porfirítica con cuarzo,

laminación de flujo, ligeramente sericitizada, o basalto porfirítico con poco olivino, vesicular, columnar y muy alterado

a clorita.

Lo mínimo que se debe utilizar para la clasificación de una roca volcánica son:

- Composición + textura: ejemplo: dacita hornbléndica afanítica.

- Composición + litofacies: ejemplo: riolita blocosa o basalto masivo.

- Composición + alteración: ejemplo: riolita muy sercitizada o andesita ligeramente cloritizada.

Para la descripción de la textura se puede utilizar la siguiente terminología:

si es porfirítica:

- De acuerdo al porcentaje y la abundancia de los fenocristales: riolita con cuarzo (o riolita cuarzosa), dacita con

hornblenda y biotita (o dacita hornbléndica biotítica).

- De acuerdo al tamaño de los fenocristales: riolita con grandes (> 5 mm) cuarzos resorbidos, dacita con pequeñas (<

1 mm) hornblendas idiomórficas.

si es afanítica: riolita criptocristalina, dacita microcristalina

si es vidriosa: - vidrio entre 0-20%: con vidrio

- 20-50% rico en vidrio

- 50-80% vidriosa

- > 80% obsidiana

si es vesicular o amigdaloidea, se pueden utilizar los términos ligeramente vesicular, muy vesicular, escoreácea,

pumícea.

si es esferolítca: riolita esferolítca

Para la descripción de la litofacies se puede utilizar la siguiente terminología:

masiva

columnar, lajeada, blocosa, con diaclasas concéntricas

laminación por flujo

en almohadones

La alteración se puede describir mediante:

mineralogía: clorita, sericita, sílice, pirita, carbontos, limonita, etc.

distribución de los minerales secundarios: diseminada, nodular, moteada, pervasiva, en vetillas.

Podemos distinguir entre una clasificación basada en:

7.2.1 Composición mineralógica modal (= real): es el resultado de un análisis cualitativo y cuantitativo de una sección

delgada. El análisis proporciona como resultado el porcentaje del volumen que ocupa un cierto mineral dentro de la roca.

Las clasificación mineralógica modal es muy útil para las rocas plutónicas, donde los minerales son fácilmente

observables bajo el microscopio.


64

Este método solo se deja aplicar a las rocas volcánicas holocristalinas y de grano no muy fino, o sea, por lo general

en ciertos tipos de rocas básicas y ultrabásicas. En la mayoría de las rocas volcánicas solo se dejan determinar los

fenocristales y microfenocristales con el microscopio. Sin embargo, estos fenocristales constituyen fases que no están en

equilibrio químico con la matriz fina o vidriosa de la roca, sino que representan precipitaciones tempranas del magma y

son por eso más básicos que la matriz. Cuarzo y feldespatos alcalinos, por ejemplo, se presentan raras veces como

fenocristales, sino que forman constituyentes microcristalinos o criptocristalinos; estos últimos solo se identifican con

rayos-X. Por lo tanto, si clasificamos una roca volcánica solamente con base en sus fenocristales, resulta una

composición demasiado básica, que difiere mucho de la composición verdadera de la roca.

7.2.2 Composición mineralógica normativa (= virtual): las rocas volcánicas, especialmente las ácidas, están solamente

en parte cristalizadas y una clasificación mineralógica no da resultados satisfactorios. Por esto se utiliza hoy en día

muchas veces una clasificación química. De la composición química de la roca se puede deducir la composición

mineralógica normativa, la cual no necesariamente está idéntica con la composición modal. Mas bien se trata de una

composición teórica, la cual tendría la roca si se hubiera formado por una cristalización lenta.

La composición normativa es similar a la composición modal en las rocas que contienen piroxenos u olivino. Sin

embargo, cuando la roca contiene minerales con una composición química más compleja, tales como hornblenda o micas,

la composición normativa difiere bastante de la modal.

Con los minerales normativos resultantes se puede entrar al doble triángulo de Streckeisen y buscar el nombre

correspondiente entre las rocas volcánicas.

7.2.3 Clasificación de Streckeisen para las rocas volcánicas

Campo

1 a no existen

Nombre

1 b no existen

2 Riolita alcalifeldespática

3 a Riolita (liparita)

3 b Riodacita

4 Dacita

5 Plagidacita

6+ Traquita cuarzo-alcalifeldespática

7+

Traquita cuarzosa

8+ Latita cuarzosa

9+

M < 38: Latiandesita cuarzosa

M > 38: Latibasalto cuarzoso

10+ M < 38: Andesita cuarzosa

M > 38: Basalto cuarzoso (Basalto toleítico)

6

Traquita alcalifeldespática

7

Traquita

8 Latita

9

M < 38: Latiandesita; An= 10-30: Mugearita

M > 38: Latibasalto

10

M < 38: Andesita; An = 30-50: Hawaiita

M > 38, Basalto

6- Traquita alcalifeldespática foidífera

7- Traquita foidífera

8- Latita foidífera

9-

M < 38: Latiandesita foidífera

M > 38: Latibasalto foidífero

10-

M < 38: Andesita foidífera

M > 38: Basalto foidífero (basalto alcalino)


65

11 Fonolita

12 Fonolita tefrítica

13 Tefrita fonolítica; Ol > 10: basanita fonolítica

14 Tefrita; Ol > 10: basanita

15 a Foidita fonolítica (ej. nefelinita fonolítica)

15 b Foidita tefrítica (ej. leucitita tefrítica)

15 c Foidita (ej. nefelinita, leucitita, etc.)

16 Ultramafitita

Ol > Pir + Mel: Picrita

Mel > Ol + Pir: Melilitita

Pir > Ol + Mel: Ankaramita

7.2.4 Cálculo de la norma C.I.P.W.

Es el primer intento del cálculo de minerales normativos y fue introducido en 1902 por Cross, Iddings, Pirsson y

Washington. El cálculo se hace siguiendo un método estricto, donde están previstos todos los casos posibles. No está

permitido ninguna iniciativa por parte del petrógrafo (Cuadros 7.1 y 7.2).

7.2.4.1 Minerales normativos (= ficticios) utilizados en la Norma CIPW

Mineral Fórmula

Cuarzo (Q) SiO2 60

P.M.

Corindón (c) Al2O3 102

Albita (ab) Na2O*Al2O3*6SiO2 524

Ortosa (or) K2O*Al2O3*6SiO2 556

Anortita (an) CaO*Al2O3*2SiO2 278

Leucita (lc) K2O*Al2O3*4SiO2 436

Nefelina (ne) Na2O*Al2O3*2SiO2 284

Kaliofilita (kp) K2O*Al2O3*2SiO2 316

Acmita (ac) Na2O*Fe2O3*4SiO2 462

Sodio metasilicato (ns) Na2O*SiO2 122

Diópsido (di) CaO*(Mg,Fe)O*2SiO2

Wollastonita (wo) CaO*SiO2 116

Hipersteno (hy) (Mg,Fe)O*SiO2

Olivino (ol) 2(Mg,Fe)O*SiO2

Silicato dicálcico (cs) 2CaO*SiO2 172

Magnetita (mt) FeO*Fe2O3 232

Ilmenita (il) FeO*TiO2 152

Hematita (hm) Fe2O3 160

Titanita (tn) CaO*TiO2*SiO2 196

Perowsquita (pf) CaO*TiO2 136

Rutilo (ru) TiO2 80

Apatito (ap) 3CaO*P2O5*0,3CaF2 336


66

7.2.4.2 Operación

1. Se transforman los porcentajes de óxidos reportados por el laboratorio en proporciones moleculares, dividiendo el

porcentaje de cada óxido por el peso molecular del óxido. Para trabajar con cifras enteras se multiplica por 1000.

2. Se suma el porcentaje del MnO al FeO.

3. Se pone ap = P2O5 y se sustrae una cantidad igual a 3,3 ap del CaO.

4. - Si FeO > TiO2 se pone il = TiO2 y se sustrae una cantidad igual al il del FeO. No hay más TiO2 para la formación de

otros minerales titaníferos.

- Si FeO < TiO2 se pone il = FeO y se sustrae una cantidad igual al il del TiO2. No hay más FeO.

5. - Si Al2O3 > K2O se pone or' = K2O y se sustrae una cantidad igual al or' del Al2O3. Se añade una cantidad igual a 6*or'

a Si (Si = cantidad de SiO2 que se gasta para la formación de los minerales normativos).

- Si Al2O3 < K2O se pone or' = Al2O3 y se sustrae or' del K2O. No hay más Al2O3. Se pone K2O = ks y se añade a Si

una cantidad igual a (6*or' + ks).

6. - Si Al2O3 > Na2O se pone ab' = Na2O, se sustrae ab' del Al2O3 y se añaden 6*ab' a Si.

- Si Al2O3 < Na2O se pone ab' = Al2O3, se sustrae ab' del Na2O y se añaden 6*ab' a Si.

7. - Si Na2O > Fe2O3 se pone ac = Fe2O3, se sustrae ac del Na2O y se pone Na2O = ns. Se añaden (4*ac + ns) a Si.

- Si Na2O < Fe2O3 se pone ac = Na2O, se sustrae ac del Fe2O3 y se añaden 4*ac a Si.

8. - Si Al2O3 > CaO se pone An = CaO, se sustrae an del Al2O3 y se añade 2*an a Si. Se pone C = Al2O3.

- Si Al2O3 < CaO se pone an = Al2O3, se sustrae an del CaO y se añade 2*an a Si.

9. - Si CaO > TiO2 se pone tn' = TiO2, se sustrae tn' del CaO y se añade tn' a Si.

- Si CaO < TiO2 se pone tn' = CaO, se sustrae tn' del TiO2, se pone TiO2 = ru y se añade tn' a Si.

10. - Si Fe2O3 > FeO se pone mt = FeO, se sustrae mt del Fe2O3 y se pone hm = Fe2O3.

- Si Fe2O3 < FeO se pone mt = Fe2O3 y se sustrae mt del FeO.

11. - Se suma MgO y FeO para la formación de (Mg,Fe)O. Se calcula la proporción M = MgO / (Mg,Fe)O y F = FeO /

(Mg,Fe)O y se usan las proporciones para el cálculo del porcentaje de diópsido, hipersteno y olivino.

12. - Si CaO > (Mg,Fe)O se pone di' = (Mg,Fe)O, se sustrae di' del CaO, se pone wo' CaO y se añade (2*di' + wo') a Si.

- Si CaO < (Mg,Fe)O se pone di' = CaO, se sustrae di' del (Mg,Fe)O, se pone hy' = (Mg,Fe)O y se añade (2*di' +

hy') a Si.

13. Y da la cantidad de sílice que se necesita para la formación de los minerales formados anteriormente.

- Si SiO2 > Si se pone Q = SiO2 - Si. Para terminar el cálculo transformamos las proporciones moleculares en

porcentajes de peso (punto 22).

- Si SiO2 < Si existe una diferencia D = Si - SiO2 y se sigue con el cálculo hasta que esta diferencia sea cero.

Todos los minerales con “´” se transforman en minerales más pobres en SiO2 y de esta manera se libera SiO2.

14. - Si D < hy'/2 se pone ol = D y hy = hy' - 2*D. D es ahora O.

- Si D > hy'/2 se pone ol = hy'/2 e hy = 0. Se pone D1 = D - hy'/2.

15. - Si D1 < tn' se pone tn = tn' - D1 y pf = D1. D1 es ahora 0.

- Si D1 > tn' se pone pf = tn' y tn = 0. Se pone D2 = D1 - tn'.

16. - Si D2 < 4*ab' se pone ne = D2/4 y ab = ab' - D2/4. D2 es ahora 0.

- Si D2 > 4*ab' se pone ne' = ab' y ab = O. Se pone D3 = D2 - 4*ab'.

17. - Si D3 < 2*or' se pone lc = D3/2 y or = or' - D3/2. D3 es ahora 0.

- Si D3 > 2*or' se pone lc' = or' y or = 0. Se pone D4 = D3 - 2*or'.

18. - Si D4 < wo'/2 se pone cs = D4 y wo = wo' - 2*D4. D4 es ahora 0.

- Si D4 > wo'/2 se pone cs = wo'/2 y wo = 0. Se pone D5 = D4 - wo'/2.

19. - Si D5 < di' se aumenta cs y ol por una cantidad igual a D5/2. Se pone di = di' - D5. D5 es ahora 0.

- Si D5 > di' se aumenta cs y ol por una cantidad igual a di'/2. Se pone di = 0 y D6 = D5 - di'.

20. Se pone kp = D6/2 y lc = lc' - D6/2. D6 es ahora 0.

21. Cálculo de diópsido, hipersteno y olivino (en caso de que SiO2 > Si es la continuación de 12).


67

diópsido (di) = enstatita (en) + ferrosilita (fs) + wollastonita (wo)

P.M. en = M * di' 100

fs = F * di' 132

wo = di' 116

di = en * 100/1000 + fs * 132/1000 + wo * 116/1000

hipersteno (hy) = enstatita (en) + ferrosilita (fs)

en = M * hy'

fs = F * hy'

hy = en * 100/1000 + fs * 132/1000

olivino (ol) = forsterita (fo) + fayalita (fa)

fo = M * ol 140

fa = F * ol 204

ol = fo * 140/1000 + fa * 204/1000

22. Se transforman las proporciones moleculares de los minerales (a excepción de di, hy y ol) en porcentajes del peso,

multiplicándolas por el peso molecular propio de cada mineral. Al principio del cálculo multiplicamos las

proporciones moleculares por 1000; en este último paso las tenemos que dividir por 1000. La suma de los

minerales (en % del peso) más el contenido de agua debe sumar alrededor de 100%.

Cuadro 7.1

Ejemplo del cálculo CIPW de una rocas saturada en sílice

CÁLCULO DE LA NORMA CIPW: Bomba del volcán Irazú, erupción 1963

% de

peso

PM

óxido

Relación

molecular

*1000

Si

Proporción

molecular

PM

% peso

SiO2 55 60,1 914 ap = 3 336 1

Al2O

3

17 102 167 145 90 0 il = 13 152 2

Fe2O

3

2,7 160 17 0 132 or’= 22 556 12,2

FeO 4,6 71,8 64 66 53 36 330 ab’= 55 524 28,8

Mn 0,1 70,9 2 0 180 an = 90 278 25


68

O 172 133 0

Mg

O

5,5 40,3 136 mt = 17 232 3,9

CaO 7,8 56,1 139 129 39 0 78 di´= 39 8,7

Na2

O

3,4 62 55 0 133 hy’= 133 14,2

K2O 2,1 94,2 22 0 Q = 61 60,1 3,7

TiO2 1 79,9 13 0

Σ

853

P2O5 0,4 142 3 0

H2O 0,3 0,34

Σ

99,84

Cálculo del diópsido e hipersteno:

M = 136 / (136 + 36) = 0,79

F = 37 / (136 + 36) = 0,21

di = 0,79 * 39 * 100/1000 + 0,21 * 39 *132/1000 + 39 * 116/1000 = 8,686

hy = 0,79 * 133 * 100/1000 + 0,21 * 133 * 132/1000 = 14,2

Clasificación de la roca:

Contenido de anortita normativa: An / (Ab + An) * 100 = 46 %

Q = 3,7 % = 3,7 *100 / 69,7 = 5,3

A = or = 12,2 % = 12,2 * 100 / 69,7 = 17,5 = campo 9+

P = ab+ an =53,8 % = 53,8 * 100 / 69,7 =

69,7 100,0

77,2

M = ap + il + mt + di + hy = 29,8

Clasificación en el doble-triángulo QAPF: latiandesita cuarzosa.


69

Cuadro 7.2

Ejemplo del cálculo CIPW de una rocas subsaturada en sílice

CALCULO DE LA NORMA CIPW: Basalto Alto La Cima, San Ramón

% de peso

PM

óxido

Relación

molecular *1000

Si

Proporción molecular

PM

% peso

SiO2 44,3 60,1 736 ap = 1 336 0,3

Al2O3 17,7 102 173 157 127 0 il = 13 152 2

Fe2O3 4,6 160 29 96 or’= 16 556 8,9

FeO 6,15 71,8 86 88 75 46 180 ab’= 30 ab = 21

524 11

MnO 0,17 70,9 2 234 151 0

254 an = 127 278 35,3

MgO 7,56 40,3 188 mt = 29 232 6,7

CaO 12 56,1 213 210 83 0 166 di´= 83 18,5

Na2O 1,84 62 30 0 151 hy’= 151 hy = 0

K2O 1,5 94,2 16 0

Σ

847

TiO2 1 79,9 13 0 D =

111 ol = 76 11,6

P2O5 0,11 142 1 0

D1, D2=

35 ne = 9 284 2,6

H2O 3

3

Σ

99,9

Cálculo del diópsido y olivino:

M = 188 / (188 + 46) = 0,80

F = 46 / (188 + 46) = 0,20

di = 0,80 * 83 * 100/1000 + 0,20 * 83 *132/1000 + 83 * 116/1000 = 18,5

ol = 0,80 * 76 *140/1000 + 0,20 * 76 * 204/1000 = 11,6

Clasificación de la roca:

Contenido de anortita normativa: An / (Ab + An) * 100 = 76 %

A = or = 8,9 % = 8,9 * 100 / 57,8 = 15,4

P = ab+ an = 46,3 % = 46,3 * 100 / 57,8 = 80,1 = campo 9-

F = ne = 2,6 = 2,6 * 100 / 57,8 =

57,8 100,0

4,5

M = ap + il + mt + di + ol = 39,1

Clasificación en el doble-triángulo QAPF: latibasalto nefelinifero


70

Cuadro 7.3

Composición química de algunas rocas volcánicas de Costa Rica

I II III IV V VI VII

SiO2 71,47 64,1 57,25 55,8 49,15 44,68 41,36

TiO2 0,26 0,85 0,76 1,1 0,97 2,08 0,84

Al2O3 16,01 17,3 17,48 17,7 14,62 15,83 5,92

Fe2O3 2,17 3 2,52 3,2 3,35 5,07 3,3

FeO 0,28 2,1 4,91 3,3 6,9 4,88 8,48

MnO 0,07 0,1 0,14 0,12 0,17 0,12 0,17

MgO 0,18 0,65 3,91 4,4 8,59 9,72 31,68

CaO 1,81 2,45 7,42 7,3 11,2 11,71 3,86

Na2O 3,07 3,6 2,59 3,5 2,29 3,24 0,65

K2O 2,87 2,1 1,8 2,2 0,21 1,31 0,04

P2O5 0,01 - 0,16 0,04 0,07 - 0,1

H2O+ 1,47 3,5 0,92 - 2,02 0,65 3,75

H2O- 0,26 0,55 0,13 0,54 0,52 0,2

Suma

99,93

100,3

99,99

99,2

100,08

99,29

100,35

I : Toba riolítica, Formación Liberia (Weyl, 1969)

II : Riodacita, Quebrador Jaboncillo, Talamanca (Weyl, 1969)

III : Andesita, Rincón de la Vieja (Weyl, 1969)

IV : Andesita basáltica, Volcán Irazú, Colada Cervantes (Krushensky & Escalante, 1967)

V : Basalto toleítico, Sardinal, Nicoya (Weyl, 1969)

VI : Basalto alcalino, Guayacán, Siquirres (Tournon, 1973)

VII: Basalto picrítico, Quepos (Weyl, 1969)

7.2.5 Composición química: hoy en día muchas veces se clasifican las

rocas volcánicas solamente de acuerdo a su composición química. En

un diagrama de frecuencia del contenido de SiO2 en las rocas ígneas se

notan dos máximos, que corresponden a los basaltos y a los granitos

(Fig. 7.4). Existen muchas clasificaciones químicas, la mayoría utiliza

solamente los óxidos SiO2 y K2O o SiO2 y K2O + Na2O.

Requisito para realizar un análisis químico es que la roca sea bien

fresca, sin alteración hidrotermal ni meteorización. Se analizan los

siguientes elementos mayoritarios y se los indica en forma de óxidos:

SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, P2O5,H2O.

Algunos laboratorios indican 2 valores de agua: el H2O- es el agua

absorbida que desaparece al calentar la roca a 105°C; el H2O+ es el agua

cristalina que desaparece recién a unos 1000°C. Con los métodos

modernos de análisis químico no se puede distinguir entre el Fe2+ y el

Fe3+ y por eso se indica el contenido de hierro como hierro total, ya sea

en forma de FeO* o Fe2O3

*. La dificultad de los análisis químicos reside en que se analizan los 12 elementos por

separado. Al sumar los porcentajes de los óxidos, la suma no debe ser menor del 99% ni mayor del 101% (Cuadro 7.3).

De acuerdo al contenido de sílice se agrupan las rocas en los siguientes grupos:

⇒ Rocas ultrabásicas SiO2 < 45%

⇒ Rocas básicas SiO2 = 45 - 52%

⇒ Rocas intermedias SiO2 = 52 - 63%

⇒ Rocas ácidas SiO2 > 63%


71

Los sistemas de clasificación química más utilizados son:

7.2.5.1 Diagrama TAS de LeBas (1986) y LeMaitre (1989), (TA = total alcalis, S = sílice): la “Subcomisión de

Sistemática de Rocas Igneas” de la IUGS recomendó el uso de este diagrama. Es un diagrama de variación SiO2 vs.

(Na2O + K2O) que abarca todas las rocas volcánicas (Fig. 7.5). Los análisis se calculan a 100% y libre de volátiles.

Para una clasificación más detallada de algunos campos se toman en consideración los óxidos MgO, Al2O3, FeO* y la

norma CIPW (Figs. 7.6 a-c).

Le Maitre (1989) recomienda el siguiente procedimiento:

(1) Si la roca es muy rica en MgO, se clasifica como basalto picrítica (SiO2 < 53%) o boninita (SiO2 > 53%). Los

basaltos picríticos se subdividen en picritas, komatiitas y meimechitas (Fig. 7.6a).

(2) Las rocas con contenidos de MgO corrientes se clasifican de acuerdo al diagrama TAS. Algunos campos se

pueden subdividir:

(a) basaltos alcalinos son basaltos con nefelina normativa, mientras que en los basaltos subalcalinos falta la

nefelina.

(b) los grupos traquibasalto hasta traquiandesita se subdividen de acuerdo a: Traquibasalto Traquiandesita Traquiandesita

basáltica

Na2O - 2,0 ≥ K2O Hawaiita Mugearita Benmoreita

Na2O - 2,0 ≤ K2O Traquibasalto Shoshonita Latita

potásico

(c) las riolitas y traquitas se clasifican como peralcalinas si (Na2O + K2O) / Al2O3 > 1, y se las subdivide en

comenditas y panteleritas (Fig. 7.6c).

7.2.5.2 Diagrama de Peccerillo & Taylor (1976): es un diagrama de variación SiO2 vs. K2O y abarca solamente las rocas

volcánicas saturadas en sílice, pero no incluye las rocas volcánicas con feldespatoides (Fig. 7.7). Sin embargo, para

los rocas andesíticas y basálticas de Costa Rica este diagrama proporciona una diferenciación bastante buena.

7.2.5.3 Diagrama de Gill (1981): es similar al diagrama de Peccerillo & Taylor y fue establecido para diferenciar

solamente a las andesitas (Fig. 7.8).

7.2.6 Diagramas de variación: muchas de las características químicas de las rocas ígneas se representan en forma de

gráficos, donde se combina los datos analíticos de diferentes maneras. Los objetivos son: (1) Demostrar los aspectos

generales de la variación química en una serie de rocas y compararlas con diagramas de otras series. Resultan diferencias o

parecidos entre varias series de roca. (2) Sacar conclusiones acerca del origen, la posición geotectónica y la evolución

magmática de los magmas.

Existen muchos diferentes tipos de diagramas de variación, las más usadas y las más antiguas son:

Diagrama SiO2 vs. (Na2O + K2O): Sirve para caracterizar la serie magmática, o sea, si se trata de rocas alcalinas o

subalcalinas (toleiíticas y calcoalcalinas) (Fig. 7.9).

Diagrama AFM (Fig. 7.10): Diagramas triangulares se utilizan para representar la variación de tres óxidos o elementos.

Al construir un diagrama triangular, primero se debe recalcular los tres componentes a un total de 100.

Ejemplo: Análisis VI de el cuadro 2.1:

A = Na2O + K2O = 3,24 + 1,31 = 4,55

F = FeO + 0,9*Fe2O3 = 4,88 + 0,9*5,07 = 9,44

M = MgO =

23,71

9,72


72

A =

4,55*100 / 23,71 = 19,2

F =

9,44*100 / 23,71 = 39,8

M =

9,72*100 / 23,71 =

100,0

41,0

Fig. 7.5: Diagrama de

clasificación química

TAS, recomendada por

la Unión Internacional

de Ciencias Geológicas.

Fig. 7.6 b: Subdivisión de las rocas volcánicas de acuerdo al contenido de K2O. Las barras corresponden a los campos del TAS.


73

Fig. 7.8: Diagrama de clasificaciónde Gill (1981) para las rocas volcánicas saturadas en sílice.

Fig. 7.9: Diagrama de variación álcalis vs. sílice con la curva de separación entre el campo toleítico y el calcoalcalino propuesta por Irvinge & Barragar (1971). Cículo = basalto picrítico; rombos vacios = Complejo de Nicoya; rombos rellenos = lavas alcalinas; cuadrados rellenos = lavas cordillera Central; cuadrados vacios = lavas cordillera de Guanacaste; triángulos rellenos = domos de Cañas Dulce; triángulos vacios = ignimbritas de Guanacaste.

7.2.7 Clasificación aproximada de las rocas


74

volcánicas mediante el microscopio

La clasificación mediante el microscopio da resultados suficientemente exactos, si se presta atención a ciertas

características de las rocas. Sin embargo, una subdivisión tan fina como la presenta el diagrama de Streckeisen no se

obtiene. Por ejemplo, es imposible distinguir entre una riolita alcalifeldespática, una riolita y una riodacita.

Una regla generalizada de la clasificación mediante el

microscopio es, que al aumentar la acidez de la roca se observa un

aumento en el contenido de vidrio, de los productos de

desvitrificación y de los microlitos que no se dejan identificar

cuantitativamente con los métodos ópticos. El color de una roca

(especialmente el color negro) no sirve para la clasificación ya

que está muy influenciado por la presencia o ausencia de vidrio y

por el tamaño de los cristales. P. ej., una riolita cristalizada puede

presentar un color blanco o muy pálido, mientras que una riolita

hialina puede ser negra. Igualmente, una andesita con matriz fina

puede ser muy oscura, mientras que una cristalizada es de color

gris claro.

Se distinguen tres tipos de vidrios:

Sideromelana: un vidrio de composición basáltica, incoloro

hasta amarillo. Por hidratación se transforma rápidamente (dentro

de unos años) en palagonita, una mezcla de aspecto resinoso y de

color amarillo o pardo. Por la alteración hidrotermal o el metamorfismo se transforma en arcillas, óxidos de hierro, zeolitas

o clorita.

Taquilita: es otro vidrio de composición basáltica, que es parcialmente cristalizado y contiene muchos microlitos de

óxidos de hierro que lo hacen opaco.

Obsidiana: un vidrio de composición ácida, generalmente riolítica, transparente e incoloro en sección delgada. Su

alteración provoca muchas veces la litificación y cementación de las rocas piroclásticas debido a la redistribución del

sílice. Bajo un metamorfismo de bajo grado, la alteración hidrotermal o diagénesis se transforma rápidamente en zeolitas,

arcillas, cloritas, sericita o un agregado fino de cuarzo y feldespatos. El grado de la alteración depende mucho de la

porosidad.

Para el caso de Costa Rica, los campos 1-10 del diagrama QAPF, que representan las rocas volcánicas más

frecuentes, los subdividimos en los siguientes grupos:

Riolitoides (riolitas y riodacitas): rocas hipocristalinas hasta hialinas con fenocristales de cuarzo, feldespatos potásicos

(raros en Costa Rica), plagioclasa, hornblenda y biotita dentro de una matriz rica en vidrio o productos de desvitrificación.

Lavas riolíticas cuaternarias son raras en Costa Rica.

Dacitoides: roca hipocristalina con fenocristales de plagioclasa, hipersteno, biotita, hornblenda y ± augita; los

contenidos de biotita y hornblenda son mayores del 2%. Cuarzo y sanidina solo se presentan en la matriz. La matriz

presenta frecuentemente una textura hialopilítica o esferolítica.

Traquitoides: rocas casi holocristalinas con fenocristales de feldespato potásico, biotita, hornblenda, piroxenos, nefelina

y ± plagioclasa dentro de una matriz con textura pilotaxítica, compuesta principalmente por microlitos de feldespatos

potásicos. Muy raras en Costa Rica.

Andesitoides: rocas hipocristalinas hasta holocristalinas porfiríticas, con fenocristales de plagioclasa, augita,

ortopiroxenos y pequeñas cantidades de olivino, hornblenda, biotita. La matriz puede ser hialopilítica, intersertal o

intergranular, compuesta por muchos microlitos de plagioclasa, piroxenos, magnetita y un poco de vidrio. Es el tipo de

roca más frecuente del Cuaternario de Costa Rica.

Basaltoides: rocas hipocristalinas a holocristalinas porfiríticas hasta granulares, con fenocristales de plagioclasa cálcica,

mucha augita, magnetita y olivino (a menudo alterado). Los minerales máficos constituyen más del 36% de la roca. Sí el índice de color está alrededor de 36, es mejor clasificar la roca como basalto andesítico o andesita basáltica.


75

7.2.8 Clasificación de rocas volcanoclásticas

El término volcanoclástico es muy

amplio e incluye todo el material clástico de

origen volcánico que se formó por

fragmentación, fue transportado por cualquier

agente, depositado en cualquier ambiente o que

se mezcló con fragmentos no volcánicos. Los

componentes principales de los depósitos

volcanoclásticos son fragmentos magmáticos

juveniles que presentan diferentes grados de

porosidad (pómez, escorias, bombas y bloques),

esquirlas de vidrio ("shards"), cristales,

fragmentos líticos y lapilli acrecionados.

Las rocas volcanoclásticas son un grupo de

roca intermedia entre las rocas volcánicas y las

sedimentarias. Es un grupo de roca difícil de

describir y muy difícil de clasificar, porque en su formación y especialmente depositación participan muchos factores. Para

su clasificación todavía no existe ningún sistema de uso general; puede basarse en los siguientes criterios:

Fenómenos dinámicos activos durante la erupción, el transporte y la depositación (clasificación genética) (Fig. 7.11):

Formaciones endógenas:

- Brechas de explosión

- Brechas formadas en el interior de la tierra por la intrusión de un magma

- Depósitos piroclásticos de caida

- Depósitos piroclásticos de flujo

- Depósitos de oleadas piroclásticas

Formaciones exógenas: se trata de material volcánico retrabajado, o sea, erosionado, transportado y depositado

por segunda vez.

Granulometría de los piroclastos (Cuadros 7.4 y 7.5)

Composición mineralógica de los piroclastos

Composición química de los piroclastos: se puede diferenciar entre rocas piroclásticas riolíticas, andesíticas, basalticas,

etc.

Origen de los componentes: se hace una subdivisión en:

- Piroclástico: se refiere solamente al material fragmentado que se originó por una actividad volcánica explosiva y se

depositó por procesos de transporte directamente relacionados con la erupción volcánica (lluvia de cenizas,

flujos piroclásticos, oleadas piroclásticas).

- Autoclástico: el depósito consiste de fragmentos que se formaron in situ y sin influencia de la actividad volcánica

(p.ej. por fricción en coladas, gravedad, enfriamiento rápido = autobrecha). Si la fragmentación ocurrió por el

contacto de la lava caliente con agua se llama también hidroclástico (p.ej. hialoclastitas).


76

- Volcanoclástico sineruptivo redepositado: son depósitos que sufrieron una re-sedimentación rápida y consisten de

material piroclástico o autoclástico que no sufrió muchos cambios en su textura. Se forman por la caída de

piroclástos y la entrada de flujos piroclásticos en lagos, ríos o el mar o por erupciones volcánicas subacuáticas.

- Epiclástico: se refiere a depósitos o rocas que se formaron por fragmentación de rocas volcánicas en la superficie

(meteorización, abrasión, colapso) mucho después de su depositación o que se depositaron por procesos

superficiales (contracción, suspensión, flujos en masa). Un fragmento epiclástico puede ser un pedazo de

toba, la cual está compuesta por fragmentos piroclásticos.

Cuadro 7.4

Clasificación y nomenclatura de depósitos piroclásticos (LeMaitre, 1989)

Tamaño de clastos

Piroclasto

Depósitos piroclásticos

Inconsolidados (Tefra)

Consolidados (Roca piroclástica)

> 64 mm

Bomba, bloque

Aglomerado (bombas)

Capa de bloques

Aglomerado (bombas)

Brecha piroclástica

2 - 64 mm

Lapilli

Capa de lapilli

Toba de lapilli

0,063 - 2 mm

Ceniza gruesa

Ceniza gruesa

Toba gruesa

< 0,063 mm

Ceniza fina (polvo)

Ceniza fina (polvo)

Toba fina

Cuadro 7.5

Clasificación y nomenclatura de depósitos mixtos piroclásticos - epiclásticos (LeMaitre, 1984)

Tamaño de clastos

Roca piroclástica Tufita (mezcla piroclástica -

epiclástica)

Roca epiclástica

> 64 mm

Aglomerado

Brecha piroclástica

Conglomerado tufítico

Brecha tufítica

Conglomerado

Brecha

2 - 64 mm

Toba de lapilli

-

-

0,063 - 2 mm

Toba gruesa

Arenisca tufítica

Arenisca

0,004 - 0,063 mm

Toba fina

Limolita tufítica

Limolita

< 0,004 mm

-

Argilita tufítica

Argilita

Cantidad de material

piroclástica

75 - 100 %

25 - 75 %

0 - 25 %

En primer lugar ha de establecerse la proporción de componentes piroclásticos frente a los sedimentarios,

distinguiéndose así los grupos de rocas piroclásticas s.st. y rocas epiclásticas. Después se los subdividen en clases, según el

tamaño de grano y la forma de los componentes clásticos (Cuadro 7.4 ). En el caso de tobas y cenizas (diámetro < 2 mm)

se aplica una subdivisión basada en la composición de los fragmentos (Fig. 7.12 ). La nomenclatura se basa muchas veces

en la génesis de las rocas, la cual es difícil de determinar si los afloramientos son aislados o de mala calidad, o en su

granulometría que se adaptó de la sedimentología.

Muchos geólogos utilizan una clasificación litológica que se basa solamente en el tamaño de las partículas:

Ceniza fina (< 0,06 mm):

Ceniza (gruesa) (0,06 - 2 mm): Compuesta por vidrio volcánico (ceniza hialina), cristales (ceniza cristalina, a menudo


77

plagioclasa, piroxenos u hornblenda) y rocas trituradas

(ceniza lítica).

Lapilli (2 - 64 mm): Compuesto por fragmentos de lava,

escorias, vidrio, pómez o cristales.

Bloques y bombas (> 64 mm): Según la forma y

estructura se distinguen:

- Bloques: Material piroclástico arrojado en estado sólido,

generalmente con formas angulares (Playa Hermosa del

volcán Irazú).

- Bombas: Pedazos de lava líquida que se deformaron

durante el vuelo y que presentan ahora formas

aerodinámicas. Al caer al suelo, las bombas ya eran

sólidas. Según su forma se distinguen bombas de corteza

de pan (Cerro Chopo), bombas esféricas, bombas en forma

de huso o bombas en forma de boñiga (Fig. 7.13).

Fig. 7.12: Clasificación de las rocas piroclásticas

de acuerdo a su granulometría.


78

Fig. 7.13: Los diferentes componentes de las rocas piroclásticas.

Clasificación de las rocas metamórficas

77

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

A pesar de que existe una gran diversidad de rocas metamórficas, no han sido introducidos tantos diferentes nombres

como para las rocas ígneas. Solo es necesario aprender unos pocos nombres de grupos de rocas que se caracterizan por una

cierta textura o composición mineralógica. Además, se indica la presencia de los minerales principales añadiendo sus

nombres al del grupo de la roca. Todavía no se ha llegado a un consenso internacional para establecer una clasificación

única, tal como la propuesta por la IUGS para rocas ígneas y por lo tanto, no se puede esperar que toda roca vaya a recibir

siempre un mismo y único nombre en todo el mundo. Lo más difícil es identificar el tipo de roca madre, la facies del

metamorfismo o la historia metamórfica.

Los objetivos de un estudio petrográfico de una roca metamórfica son: (1) clasificar a la roca, (2) determinar qué tipo

de roca era antes del metamorfismo y (3) determinar las condiciones de T y p (= facies del metamorfismo) que

transformaron a la roca.

La clasificación de las rocas metamórficas se basa en los siguientes criterios:

Estructura y textura de la roca: generalmente ambas se reconocen en macroscopía. Ejemplos: pizarras, filitas,

esquistos, gneises, anfibolitas mármoles, cuarcitas, eclogitas (Fig. 8.1).

Composición mineralógica: se la determina macroscópicamente, por medio del microscópio o con métodos de rayos-X.

El conocimiento de la composición mineralógica es necesaria para la subdivisión de las rocas: Ejemplos: esquisto

micáceo, esquisto hornbléndico, esquisto con estaurolita, etc. La composición mineralógica proporciona también

información acerca de las condiciones físicas del metamorfismo (= facies) y la roca madre.

La clasificación petrográfica se basa en la combinación de criterios texturales y composicionales. Habitualmente las rocas

se denominan combinando un

término fijado con criterios

texturales (foliación y clivaje de

roca), que es el primero, con un

término composicional, que

indica la mineralogía; p.ej.

esquisto micáceo, esquisto

hornbléndico, etc.

8.1 NOMBRES DE

GRUPOS IMPORTANTES

Pizarra: roca foliada afanítica

de grano muy fino,

generalmente de color negro o

rojo. La característica más

destacada es su excelente

clivaje por lo que se parte.

Filita: roca foliada de grano fino con clivaje filítico, compuesta por minerales laminares (sericita) que dan un brillo sedoso

a los planos de clivaje. La cantidad de filosilicatos excede del 50%. El otro componente fundamental es el cuarzo; si éste

sobrepasa en proporción a los filosilicatos, la roca se denomina filita cuarzosa.

Esquisto: roca foliada de grano medio a grueso y con clivaje esquistoso. Los granos minerales individuales se pueden

reconocer macroscopicamente. Si más del 50% de la roca está constituido por micas, clorita, hornblenda, etc., la roca se

llama esquisto micáceo, esquisto clorítico, esquisto hornbléndico, etc. Los esquistos con clorita + epidota + actinolita +

albita se denominan esquistos verdes. El término greenstone (roca verde) se emplea para rocas básicas-ultrabásicas que se

presentan frecuentemente en los “greenstone belts” arcaicos y que son rocas volcánicas que sufrieron un metamorfismo de

bajo grado. Generalmente no se trata de esquistos verdes. Si la proporción de cuarzo excede del 50% se le llama esquisto

de cuarzo y se completa la nomenclatura añadiendo los minerales que estén presentes con más del 5%. Los esquistos

azules contienen abundante glaucofana (anfíbol sódico), que les da un típico color azulado oscuro; son típicos del


78

metamorfismo de hundimiento.

Los esquistos suelen tener menos de un 20% de feldespatos; si aumenta la proporción de éstos, el clivaje se vuelve

generalmente gnéisico y se clasifica como gneis, mineralógicamente equivalente a un esquisto cuarzo-feldespático.

Gneis: roca foliada con clivaje gnéisico y generalmente bandeamiento. Los componentes leucocráticos (feldespatos y

cuarzo) son dominantes, proporcionando a la roca una mayor coherencia y un clivaje menos pronunciado.

Anfibolita: roca compuesta fundamentalmente por hornblenda y plagioclasa con una foliación variable.

Mármol: roca de grano fino a grueso integrada por calcita o dolomita recristalizada. Si hay otros minerales presentes se

expresan de la manera habitual, p.ej., mámol con tremolita.

Cuarcita: roca compuesta por cuarzo en proporción superior a un 80%. Los contornos engranados de los granos de cuarzo

le proporcionan una gran compacidad. Estas metacuarcitas (metamórficas) no debe confundirse con las areniscas cuarzosas

no metamórficas (ortocuarcitas).

Cornubianita: roca sin foliación de grano fino, con fractura concoidea.

Cuadro 8.1

Clasificación de rocas metamórficas no foliadas

TEXTURA MINERALES PRINCIPALES MINERALES ASOCIADOS NOMBRE

corneana cuarzo, feldespatos, biotita, muscovita cordierita, calcita, andalucita,

granate, piroxenos, sillimanita

CORNUBIANITA

granoblástica

calcita o dolomita

feldespatos, tremolita, diópsido,

olivino, wollastonita, granate,

epidota, flogopita

MÁRMOL

cuarzo

feldespatos, granate, cloritas,

sillimanita, micas, epidota,

hornblenda

CUARCITA

hedenbergita, actinolita, wollastonita,

granate, epidota, diópsido, tremolita,

forsterita, calcita

vesuvianita, biotita, escapolita,

titanita, cuarzo, feldespatos,

minerales metálicos

SKARN

granoblástica

hasta con

foliación,

bandeamiento y

clivaje gnéisico

hornblenda, plagioclasa diópsido, granate, epidota, biotita,

cuarzo, distena, titanita, zoisita

ANFIBOLITA

feldespatos, cuarzo piroxenos, distena, granate,

sillimanita, cordierita, hornblenda,

rutilo

GRANULITA

feldespatos, cuarzo, hipersteno granate, diópsido, hornblenda, rutilo,

biotita

CHARNOQUITA

omfacita, granate distena, plagioclasa, anfíboles,

hipersteno, diópsido, epidota

ECLOGITA

Cuadro 8.2

Clasificación de rocas metamórficas foliadas

TEXTURA MINERALES

PRINCIPALES

MINERALES ASOCIADOS NOMBRE

Clivaje

apizarado

cuarzo, feldespatos, biotita,

muscovita

fenoblástos de andalusita, cordierita,

epidota

ESQUISTO

MOTEADO

cuarzo, feldespatos,

cloritas, sericita,

arcillas, biotita, illita PIZARRA

sericita, cuarzo, cloritas epidota, calcita, feldespatos FILITA

SERICÍTICA

clorita, sericita, cuarzo epidota, calcita, feldespatos FILITA


79

Clivaje filítico

CLORÍTICA

cuarzo sericita, clorita, feldespatos FILITA

CUÁRCICA

carbonatos sericita, cloritas, cuarzo, feldespatos FILITA CÁLCICA

Clivaje

esquistosa

biotita, muscovita, cuarzo,

feldespatos

cloritas, epidota, hornblenda,

turmalina. calcita, cloritoide,

granate, estaurolita, distena,

andalusita, sillimanita, cordierita

ESQUISTO

MICÁCEO

calcita, biotita, muscovita,

dolomita, cuarzo

plagioclasa, cloritas, epidota,

clinozoisita, zoisita, anfíboles,

diópsido

ESQUISTO

CÁLCICO

clorita, actinolita, epidota cuarzo, albita, sericitam biotita,

anfíboles, carbonatos, cloritoide,

estilplomelana

ESQUISTO

VERDE

talco, antigorita carbonatos, actinolita, cuarzo ESQUSTO CON

TALCO

glaucofana epidota, egirina, micas, granate,

cuarzo, calcita, plagioclasa,

lawsonita, pumpelleyita

ESQUSTO CON

GLAUCOFANA

hornblenda cuarzo, plagioclasa, granate, biotita ESQUISTO

HORNBLÉNDICO

Clivaje

gnéisico y

bandeamiento

cuarzo, plagioclasa, ortosa,

microclina

biotita, muscovita, hornblenda,

granate, epidota, turmalina

GNEIS

CUARZO-FELDE

SPÁTICO

cuarzo, feldespatos

muscovita, biotita, sillimanita,

cordierita, estaurolita, distena,

andalusita, hornblenda

GNEIS PELÍTICO

cuarzo, feldespatos

carbonatos, diópsido, escapolita,

flogopita, anfíboles, zoisita, biotita,

granate, vesuvianita, wollastonita

GNEIS CÁLCICO

hornblenda, plagioclasa

diópsido, granate, epidota, biotita,

cuarzo, distena, titanita, zoisita

ANFIBOLITA

feldespatos, cuarzo,

piroxenos

distena, granate, sillimanita,

cordierita, hornblenda, rutilo

GRANULITA

Cuadro 8.3

Clasificación de rocas afectadas por el metamorfismo cataclástico (Spry, 1969; Murray, 1981)

NATURALEZA DE LA MATRIZ PROPORCIÓN DE LA MATRIZ

0 - 10 % 10 - 50 % 50 - 90 % 90 - 100 %

Fragmentada o

triturada

foliada Brecha

tectónica

Protomilonita Milonita Ultramilonita

masiva Protocataclasita Cataclasita Ultracataclasita

Recristalizada poco “Hartschiefer”

mucho Blastomilonita

Vítrea Pseudotaquilita o Hialomilonita


80

8.2 GRUPOS QUÍMICOS

La composición química proporciona información acerca de la roca madre y el grado del metamorfismo. La

mayoría de las rocas metamórficas se agrupan en los siguientes cinco grupos químicos:

Derivados de sedimentos pelíticos (argilitas, limolitas): se caracterizan por altos contenidos de Al2O3 y K2O, por lo cual

contienen muchos minerales ricos en Al, tales como micas, andalusita, distena, sillimanita y cordierita. Son muy

susceptibles a cambios de T y p y forman generalmente pizarras, filitas y esquistos.

Derivados de rocas cuarzo-feldespáticas (areniscas, rocas ígneas intermedias a ácidas): se caracterizan por altos

contenidos de SiO2 y bajos contenidos de FeO y MgO. La esquistosidad no es muy pronunciada o hay carencia de

ella. Este grupo no es muy susceptible a cambios de T y p.

Derivados de sedimentos calcáreos (calizas, dolomías): si la caliza era pura, se forma un mármol puro; si tenía

impurezas de MgO y SiO2 se presentan también silicatos de Ca, tales como tremolita, diópsido, vesuvianita,

wollastonita, epidota. Los carbonatos son susceptibles a cambios de T y p.

Derivados de rocas ígneas básicas y sedimentos ricos en Ca, Al, Mg y Fe (margas, tobas): se caracterizan por altos

contenidos de MgO, FeO, CaO y Al2O3. Los productos metamórficos son clorita, actinolita, epidota u hornblenda.

Este grupo es muy susceptible a cambios de T y p.

Derivados de rocas ultrabásicas, incluyendo sedimentos ricos en Mg y Fe: tienen altos contenidos de MgO y FeO y

forman generalmente serpentinitas.

8.3 PRINCIPIOS DE LA CLASIFICACIÓN GENÉTICA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

La composición mineralógica y la textura de una roca metamórfica dependen especialmente de dos factores: (1) la

composición química de la roca original y (2) las condiciones o el grado del metamorfismo. Los conceptos del

metamorfismo progresivo y de las facies metamórficas estudian la relación entre estos dos factores.

8.3.1 Representación gráfica de asociaciones minerales

Rocas poliminerálicas consisten de varias especies minerales. En las rocas plutónicas estos minerales cristalizaron

de un magma homogéneo que se enfrió lentamente. Por lo tanto, se trata de minerales que están en equilibrio químico

entre sí o se dice que forman una paragénesis o asociación mineral. Generalmente todos los minerales que se encuentran

dentro de una sección delgada de una roca plutónica pertenecen a una sola paragénesis.

En las rocas metamórficas, especialmente en las derivados de sedimentos, la composición química puede variar

dentro de un área muy pequeño, por ejemplo, cuando la estratificación era muy fina. Por lo tanto, es posible que no

todos los minerales dentro de una sección delgada pertencen a una sola paragénesis. Para la determinación de la

paragénesis de una roca metamórfica uno debe fijarse si los diferentes minerales están en contacto unos con otros. Solo

los minerales que están en contacto entre sí se pueden considerar como pertenecientes a una paragénesis (Fig. 3.1).

Ejemplo: en una caliza cuarzosa se puede desarrollar la siguiente reacción:

calcita + cuarzo → wollastonita + CO2

Solo bajo condiciones de T y p muy estrechas existe un equilibrio químico entre calcita, cuarzo y wollastonita. Una

paragénesis compuesta por los tres minerales es por lo tanto muy rara. Casi siempre las condiciones de T y p son de tal

manera que no haya ninguna reacción o que se formó la wollastonita. Si la roca carbonática contiene más calcita que

cuarzo, encontramos la paragénesis wollastonita + calcita; si contiene más cuarzo que calcita la paragénesis será

wollastonita + cuarzo. Si la roca sedimentaria original presentó una estratificación fina con un contenido de cuarzo

variable entre las diferentes capas encontramos en una sección delgada los tres minerales pero en dos diferentes

paragénesis, orientadas en capas.

Triángulos ACF y A'KF de Escola

Para la representación de las paragénesis en las rocas metamórficas se utilizan triángulos. La regla mineralógica

de fases sirve como base para estos diagramas. La regla dice, que el número de las fases (= minerales) es igual o menor

al número de componentes químicos independientes.

Si tenemos solo tres componentes se los representamos fácilmente en los extremos de un triángulo. Si

encontramos en una roca los minerales wollastonita (CaSiO3), grosularita (Ca3Al2(SiO4)3), anortita (CaAl2Si2O8), sillimanita


81

(Al2SiO5), cuarzo (SiO2) y corindón (Al2O3) solo tenemos tres

componentes químicos, que son CaO, Al2O3 y SiO2. Con estos tres

componentes, combinados en diferentes proporciones, se forman todos

los minerales arriba mencionados.

En los extremos del triángulo colocamos los componentes CaO,

Al2O3 y SiO2 y con eso los minerales corindón y cuarzo (Fig. 8.2).

Sobre las aristas se representan los minerales que son combinaciones de

dos componentes, o sea, la wollastonita se proyecta en el centro de la

arista CaO-SiO2 y la sillimanita en el centro entre Al2O3 y SiO2. En el

interior del triángulo se representan los minerales compuestos por los

tres componentes.

Rocas con solo tres componentes químicos son muy raras. Para

representar las rocas corrientes en un diagrama triangular hay que hacer

simplificaciones. La mayoría de las rocas metamórficas contienen

cuarzo y la cantidad de SiO2 presente no influye en la paragénesis sino

solamente en la cantidad de cuarzo; por lo tanto no se lo representa en el

diagrama. Además, el Na2O generalmente está contenido en la albita o

en minerales poco frecuentes, como son la glaucofana y la omfacita; por

este motivo tampoco se toma en cuenta. Con estas simplificaciones

quedan los componentes Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO y K2O.

Algunos de estos se pueden agrupar porque se reemplazan mutuamente

en los minerales. Para el cálculo de los triángulos ACF y A'KF

(Cuadro 8.4) se hace la siguiente simplificación:

A = [Al2O3] - [Na2O] - [K2O), o sea, el componente A abarca

todo el Al2O3 y Fe2O3 que no está contenido en los

feldespatos en combinación con Na2O y K2O.

C = [CaO - 3,3[P2O5] - [CO2], el C abarca todo el CaO que no está en combinación con el P2O5 formando apatito

(3CaO*P2O5*0,3CaF2).

F = [FeO] + [MnO] + [MgO] - [Fe2O3] -[TiO2].

A' = [Al2O3] + [Fe2O3] - ([Na2O] + [K2O] + [CaO]), o sea, el componente A' abarca todo el Al2O3 y Fe2O3 que no

está contenido en los feldespatos, micas o epidotas.

K = [K2O]

Los cálculos se efectúan a base molecular (% del peso / peso molecular). Se convierte en A + C + F = 100 y A' + K + F

= 100, para la representación en los triángulos. El triángulo A'KF es el más importante para las rocas con mucho K2O,

como son los derivados de las rocas ígneas ácidas (Fig. 8.3).

Cuadro 8.4

Ejemplo del cálculo de los valores ACF

% del peso

PM

peso molecular

proporción

molecular

% / PM SiO2

48,62

60,1

0,809

TiO2

1,84

79,9

0,023

Al2 O3

9,71

102

0,0952

Fe2 O3

5,4

159,7

0,0338

FeO

4,45

71,8

0,062

MnO

0,16

70,9

0,0023


82

MgO 7,69 40,3 0,1908 CaO

9,89

56,1

0,1763

Na2 O

3,94

62

0,0635

K2 O

0,31

94,2

0,0033

H2 O

6,8

18

0,3778

P2 O5

0,18

141,9

0,0013

CO2

0,86

44

0,0195

A = 0,0952 - 0,0635 - 0,0033 = 0,0284

C = 0,1763 - 10/3*0,0013 - 0,0195 = 0,1525

F = 0,1908 + 0,0023 + 0,0620 - 0,0338 - 0,0230 = 0,1983

A + C + F = 0,3792

A = 7,5 %; C = 40,2 %; F = 52,3 %

La ubicación de algunos minerales frecuentes en el triángulo ACF es:

Talco Mg3(OH)2Si4O10 F = 100

Hipersteno (Mg,Fe)2Si2O6 F = 100

Dolomita CaMg(CO3)2 C = 50, F = 50

Diópsido CaMgSi2O6 C = 50, F = 50

Calcita CaCO3 C = 100

Wollastonita CaSiO3 C = 100

Grosularita Ca3Al2(SiO4)3 C = 75, A = 25

Andradita Ca3Fe3+

2(SiO4)3 C = 75, A = 25

Anortita CaAl2Si2O8 C = 50, A = 50

Sillimanita

Distena Al2SiO5 A = 100

Andalusita

Almandina (Fe,Mg)3Al2(SiO4)3 A = 25, F = 75

8.3.2 El metamorfismo progresivo

En las áreas metamórficas se observa una gradación de la intensidad de las transformaciones metamórficas. El

aumento sucesivo de la temperatura y la presión causan reacciones químicas y la formación de nuevas asociaciones

mineralógicas. En este principio se basan las siguientes clasficaciones:

8.3.2.1 Zonas de Grubenmann, Niggli y Becke (1906): la intensidad del metamorfismo depende de la temperatura y la

presión, y por lo tanto del enterramiento de las rocas. Se distinguen:

Epizona: es la zona superficial con un metamorfismo leve y recristalizaciones imperfectas. Texturas cataclásticas son

comunes y la esquistosidad es perfecta. La temperatura varía entre 200 y 400°C, la presión litostática entre 2 y 3 kbares;

el esfuerzo tiene una influencia grande. Los minerales característicos son clorita, talco, sericita y serpentina; las rocas

resultantes son pizarras, filitas y esquistos de talco o sericita.

Mesozona: el metamorfismo es más intenso, la recristalización es completa. T = 400-600°C, p = 3-5 kbares. Los

minerales característicos son hornblenda, muscovita, biotita, estaurolita y distena; las rocas típicas son esquistos micáceos

y anfibolitas.

Catazona: es la zona más profunda con temperaturas encima de los 600°C y presiones mayores de 5 kbares. El

esfuerzo es débil en comparación con la presión litostática y por lo tanto las rocas pierden su esquistosidad. La textura

granulítica o migmatítica es frecuente. Los minerales característicos son piroxenos, wollastonita, sillimanita y


83

plagioclasa cálcica; las rocas típicas son gneises, eclogitas y granulitas.

En el concepto de zonas no existe lugar para los productos del

metamorfismo de contacto. La temperatura del metamorfismo de contacto

comprendería a la catazona, mientras que la presión sería idéntica a la

epizona.

8.3.2.2 Minerales índices de Barrow, Tilley y Harker (1893): en las áreas

metamórficas se pueden distinguir diferentes zonas, carcterizadas por

minerales típicos (= índices), los cuales varían con T y p. Al aumentar el

grado del metamorfismo ciertos minerales se transforman en otros. En las

rocas pelíticas se presenta la secuencia clorita biotita almandina

estaurolita distena sillimanita; en las rocas ígneas básicas clorita

(actinolita, albita) almandina (hornblenda) oligoclasa hasta

labradorita; en las rocas calcáreas clorita + albita almandina + zoisita +

biotita hornblenda bitownita augita.

Los minerales índices de bajo grado se presentan también en las zonas

del metamorfismo más intenso; por ejemplo, existe biotita y almandina junto

con estaurolita y distena, pero estos últimos minerales no se presentan juntos

con la clorita. Por lo tanto es importante la primera aparición de los

minerales típicos. Las líneas que unen los afloramientos de primera

presentación de algunos minerales índices se llaman líneas isógradas. Las rocas metamórficas entre dos líneas isógradas

representan una zona que ha sido afectado por un rango idéntico de T y p. Utilizando los minerales índices se establecen mapas isógrados (Fig. 8.4).

8.3.2.3 Variación de la composición química de ciertos minerales: existen minerales cuya composición química depende del grado de

metamorfismo. Para el estudio de la variación de la composición

química de los minerales es necesario que la composición química de la

roca sea siempre la misma o que, por lo menos, se presenten las mismas

asociaciones de minerales. Cuando se estudia la variación del

contenido de anortita en las plagioclasas, por ejemplo, los minerales que

contienen Ca son de gran importancia. Solo se puede aplicar este

concepto a asociaciones minerales frecuentes, tales como plagioclasa +

calcita + micas o plagioclasa + hornblenda + epidota.

Los minerales que son aptos para estudiar el metamorfismo

progresivo son las plagioclasas. Con el aumento de la intensidad del

metamorfismo se observa un aumento en el contenido de anortita (Fig.

8.5). La composición de las plagioclasas depende de la temperatura de recristalización. Por lo tanto, en las rocas del

metamorfismo de bajo grado, la albita es la única plagioclasa estable. Todo el Ca que contiene la roca entra en los

minerales calcita, epidota u hornblenda. Al subir la temperatura entra más Ca en la estructura de las plagioclasas, así que

al aumentar el grado del metamorfismo la epidota y la calcita desaparecen porque todo el Ca entra en las plagioclasas.

Otros minerales que muestran una variación en su composición químico dependiendo de la intensidad del

metamorfismo son los granates, las biotitas y las hornblendas.

8.3.2.4 Facies del metamorfismo: en los conceptos de las Zonas de Grubenmann o de los Minerales Indices de Barrow

se toma un solo mineral como carcterístico para cierta zona del metamorfismo. Muchos de los minerales se forman en


84

un rango amplio de T y p, como por ejemplo la ortosa, sillimanita o almandina. Sin embargo, la paragénesis ortosa +

sillimanita + almandina se forma solamente en el metamorfismo de alto grado. Por lo tanto es mejor, usar en lugar de un

solo mineral una asociación de minerales para caracterizar el grado del metamorfismo.

En 1915 Escola propuso el término de facies metamórfica para caracterizar una asociación de rocas metamórficas

que tienen una estrecha correlación entre la composición mineralógica y la química. Una facies metamórfica incluye

entonces rocas que están caracterizadas por una serie definida de minerales, los cuales se formaron bajo ciertas

condiciones de T y p y en diferentes regiones y épocas. La composición mineralógica de una roca metamórfica es

entonces una función de la composición química de la roca y de las condiciones físicas del metamorfismo.

Para determinar la facies de una roca metamórfica se busca una región donde afloran rocas metamórficas con una

composición química variable. Si estas rocas afloran en un área restringido, se supone que han sido metamorfizadas bajo

las mismas condiciones físicas. Dependiendo de la composición química se formaron diferentes paragénesis y todas

deben estar representadas en un solo triángulo ACF. Por lo general no es posible determinar la facies metamórficas con

base en una sola roca metamórfica.

Escola describió 8 diferentes facies metamórficas. Otros autores propusieron más facies y subdividieron algunas

facies en subfacies, así que el número de facies es hoy en día bastante grande. Las facies principales se presentan en las

figuras 8.6 y 8.7 y en el cuadro 8.5. El gradiente geotérmico varía de una región a otra y por eso varía también la

profundidad en la cual las rocas alcanzan cierta temperatura. Miyashiro subdividio por eso las facies del metamorfismo

regional en tres grupos:

⇒ Grupo de presión baja (= tipo Abukama): El gradiente geotérmico era entre 30 y 55°C/km y por lo tanto este grupo es

similar a las facies del metamorfismo de contacto. Ejemplos: Japón, Apalaches.

⇒ Grupo de presión medio (= tipo Barrow): El gradiente geotérmico era entre 20 y 30°C/km. Ejemplos: Escocia,

Francia, Canadá, Escandinavia.

⇒ Grupo de presión alta: El gradiente geotérmico era menor de 20°C/km. Ejemplos: California, Nueva Zelandia, Los

Alpes.

Cuadro 8.5

Variación de los minerales con el grado del metamorfismo y la presión

muy débil

F. esquisto de

glaucofana

débil

F. esquistos

verdes

mediano

Facies

anfibolita

fuerte

Facies

granulita

p baja

andalusita

almandina

cloritoide

clorita

andalusita

sillimanita

cordierita

almandina

ortopiroxeno

sillimanita

cordierita

almandina

p media

almandina

cloritoide

clorita

distena

sillimanita

estaurolita

almandina

clorita

ortopiroxeno

sillimanita

almandina

p alta

laumontita

glaucofana

jadeita

cloritoide

clorita

cloritoide

clorita

distena

estaurolita

almandina


85

Cuadro 8.6 Rocas metamórficas y sus rocas madres equivalentes


86

ROCA IGNEA ROCA METAMORFICA ROCA SEDIMENTARIA granitoide

riolita GNEIS

GRANULITA grauvaca

arenisca arcósica GNEIS CON BIOTITA

ESQUISTO MICACEO arcillas arenosa

diorita andesita

GNEIS HORNBLENDICO ESQUISTO HORNBLENDICO

arcillas

gabro

basalto

ESQUISTO CON GLAUCOFANA ESQUISTO VERDE

ANFIBOLITA ECLOGITA

margas dolomíticas

rocas ultrabásicas (peridotitas)

SERPENTINITA ESQUISTO CON TALCO

ESQUISTO CON ACTINOLITA

margas

PIZARRA FILITA

ESQUISTO CON ESTAUROLITA ESQUISTO CON DISTENA GNEIS CON SILLIMANITA

rocas pelíticas (arcillas)

veta de cuarzo CUARCITA areniscas cuarzosas MARMOL carbonatos FILITA CÁLCICA

ESQUISTO CÁLCICO SKARN

carbonatos con cuarzo, carbonatos con arcillas

carbonatos arenosos ESQUISTO FERRUGINOSO

ESQUISTO CON MAGNETITA areniscas limoníticas

ESMERIL bauxita laterita

Rocas plutónicas

86

DESCRIPCIÓN DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS

9.1 LOS GRANITOIDES: (campos 2, 3, 4 y 5)

Definición: el término granitoide comprende la totalidad de rocas faneríticas que contienen cuarzo abundante. En la

clasificación de Streckeisen, se establece que el contenido mínimo de cuarzo es de 20% (referido a los tres componentes Q,

A y P y no

Los 4 campos están delimitados por la relación feldespática, o sea la abundancia relativa de feldespatos alcalinos y

plagioclasas. Cuarzo 15 - 40 %

al total de la roca) y el máximo no debe exceder el 60%. Los granitoides ricos en cuarzo (campo 1 b) son

sumamente escasos o de dudosa naturaleza ígnea. El campo 1a, las cuarzolitas o silexitas, comprende en su mayoría

segregaciones o filones magmáticos, pegmatíticos, neumatolíticos o hidrotermales.

Feldespato alcalino 0 - 60 %

Plagioclasas 0 - 65 %

Minerales máficos 10 - 20 %

Composición química: son rocas ácidas con contenidos de SiO2 entre 65 y 75%; Al203 entre 10 y 16%; FeOtotal entre 2 y

5%; MgO entre 0,2 y 2% y álcalis entre 7 y 10%. El peso específico de las rocas es bajo, 2,5 - 2,8 g/cm3.


Cuarzo: generalmente xenomórfico, intersticial y de grano fino. A menudo en entrecimientos micrográficos y

mirmequíticos con los feldespatos. Son frecuentes las inclusiones de cristales (rutilo, turmalina, apatito) e inclusiones

líquidas o gaseosas.

Ortosa: muchas veces pertítica, con maclas de Carlsbad e inclusiones de hematita, circón, apatito, plagioclasa, cuarzo y

minerales ferromagnesianos.

Microclina: con las maclas típicas enrejadas y también con textura pertítica. La microclina raras veces se presenta junto

con la ortosa. A menudo los feldespatos potásicos se distinguen de las plagioclasas por su aspecto turbio que se debe a la

alteración incipiente.

Albita: existe en muchos granitos bajo la forma de pertita. Raras veces forma cristales independientes.

Plagioclasas: generalmente oligoclasa hasta andesina sódica, casi siempre con maclas polisintéticas finas.

Biotita parda o verde: es el más frecuente de los minerales máficos. Son comunes las inclusiones de apatito, circón, titanita

o magnetita. El contenido de Fe tiende a aumentar con el contenido de sílice de la roca.

Muscovita: se presenta asociada a la biotita y muy raras veces sola; casi nunca junta con piroxenos o anfíboles.

Anfíboles: hornblenda verde o verde pardusca. El contenido de hornblenda generalmente aumenta con un aumento de

las plagioclasas. Puede ser zonada o maclada. Inclusiones de magnetita, apatito, titanita y circón son frecuentes.

Anfiboles sódicos (riebequita o arfvedsonita): con pleocroismo en tintas azules son comunes en los granitos

alcalifeldespáticos.

Piroxenos: en los granitos alcalifeldespáticos se presenta a menudo egirina o augita egirínica, las cuales son biáxicas (-) y

poseen un pleocroismo notable en verde hasta café.

Augita diopsídica y ortopiroxenos: son raros y la mayoría son relictos de núcleos encerrados por bordes de reacción de

hornblenda. El hipersteno es característico para las charnockitas, de las cuales no se sabe si son rocas plutónicas o

metamórficas.

Minerales accesorios: circón, apatito, titanita, monazita, xenotima, allanita, magnetita, hematita, rutilo, pirita, granate,

turmalina, fluorita, topacio, (andalusita, cordierita, sillimanita).

Minerales de alteración

: clorita, calcita, epidota, caolinita, sericita, zeolitas, hematita, magnetita.

Textura: generalmente tienen textura hipidiomórfica granular y los minerales se formaron según el orden de cristalización

de Bowen. Los minerales máficos y la plagioclasa tienden a ser idiomórficos, mientras que gran parte de los feldespatos

potásicos son hipidiomórficos y el cuarzo es xenomórfico, ocupando los interespacios irregulares. Colores grisáceos y

rosados son los más frecuentes. En los bordes de un cuerpo plutónico se encuentran con frecuencia texturas orientadas,

debido a la alineación sub-paralela de los cristales alargados. Otros granitos son porfiríticos con grandes fenocristales de

Rocas plutónicas

87

ortosa o microclina.

En los pórfidos graníticos los feldespatos y el cuarzo forman fenocristales. Los cuarzos suelen estar muy corroídos.

Se encuentran también tipos de grano muy fino ( = microgranito

Texturas particulares:

) y con textura micrográfica o mirmequítica. Los

efectos cataclásticos son frecuentes: cuarzo con extinción ondulosa y biáxico o láminas curvadas de micas. A menudo

contienen xenolitos y autolitos, especialmente en la parte superior del cuerpo intrusivo.

Textura rapakivi: grandes ovoides porfíriticos de ortosa están rodeados por un manto de oligoclasa.

Textura orbicular: grandes ovoides formados de capas concéntricas, ricas en minerales oscuros y claros, las cuales se

encuentran en capas alternadas.

Grupos y variedades: los granitoides se subdividen según la proporción entre plagioclasa y feldespatos alcalinos en:

Granitos alcalifeldespáticos o alcalinos (campo 2): el contenido de plagioclasa es bajo, generalmente entre 0 - 5 %.

Los feldespatos alcalinos sirven para designar variantes mineralógicas como granito ortoclásico, granito

microclínico, granito pertítico etc.

Según el predominio de anfíboles o piroxenos de distinguen:

Granito alcalifeldespático (p.ej. microclínico) riebequítico

Granito alcalifeldespático (p.ej. ortoclásico) egirínico

Alaskita: granito alcalifeldespático leucocrático (M < 5); descrita del intrusivo de Guacimal.

Granitos calcoalcalinos: (campo 3 a y 3b): en la mayoría de los casos el contenido de plagioclasa es similar al de los

feldespatos alcalinos. Los minerales ferromagnesianos permiten una subdivisión en:

Granito biotítico ( = granito normal): la biotita es el único mineral máfico de importancia (intrusivo de Guacimal).

Granito biotítico muscovítico: generalmente más ácido que los granitos biotíticos.

Granito hornbléndico: menos frecuentes y menos ácidos que los granitos con micas. Biotita está presente. Es la

variedad más común en Costa Rica (Talamanca, intrusivo de Guacimal).

Leucogranito: con menos del 5% de minerales máficos. Afloran en el intrusivo de Guacimal.

Granito augítico: es un tipo escaso que se forma probablemente por asimilación de lavas andesíticas.

Granito hipersténico: ( = charnockita): por lo general posee bandeamiento gneísico y probablemente se trata de una roca

que se forma por el metamorfismo (India, Uganda).

Granito turmalínico: la turmalina reemplaza a la biotita (intrusivo de Guacimal).

Granito albítico ( = plagiogranito): el contenido de K2O es sumamente bajo, por lo tanto no se presenta ni ortosa ni

microclina, sino solamente plagioclasa y albita. Frecuente en los complejos ofiolíticos (Ocotal, Nicoya).

Adamellita: roca plutónica que forma la transición entre los granitos, las granodioritas y las monzonitas cuarzosas, o sea

está entre los campos 3b, 4 y 8+ (Talamanca; Fig. 9.1).

Rocas plutónicas

88

Granodioritas (campo 4): las plagioclasas constituyen entre el 65 y 90% de los feldespatos. Las variedades son:

Granodiorita biotítica hornbléndica: es el tipo más frecuente (Cerro Urán, Talamanca).

Granodirita biotítica

Granodiorita hornbléndica (Talamanca)

Granodiorita augítica

Granodiorita hipersténica (= mangerita): descrita en la cordillera de Talamanca y en el intrusivo de Guacimal.

Granogabro: con plagioclasa cálcica (An > 50%)

Tonalitas (campo 5): plagioclasa es el feldespato principal y a menudo el único. Se distinguen las siguientes variedades:

Tonalita hornbléndica biotítica: es el tipo más común

Tonalita biotítica

Trondhjemita: tonalita con pocos minerales máficos (M<10).

Rocas hipoabisales: Están relacionadas íntimamente con los granitoides y se presentan alrededor de los grandes yacimientos en forma de

filones (diques o sills), apófisis o fases marginales. Se distinguen:

Microgranitoides: tienen la misma composición mineralógica y química que la roca plutónica, pero su textura es

intermedia entre la plutónica y volcánica (intrusión de Guacimal, Talamanca)

Granófiro: microgranitoide donde gran parte de la matriz está formada por cuarzo y feldespatos alcalinos con textura

micrográfica (intrusivo de Guacimal, Tajo Arenal, C.I. Sur).

Aplita: roca de grano fino y de textura xenomórfica granular. Los contactos entre los granos a menudo son saturados.

La composición química es muy ácida y tienen un color muy claro. Minerales ferromagnesianos faltan casi

completamente. Según la proporción entre feldespatos alcalinos y plagioclasa se distinguen: aplita granítica

(Siberia, C.I. Sur), aplita granodiorítica, aplita tonalítica.

Pegmatita: rocas de grano grueso formado por microclina u ortosa, cuarzo y muscovita. La estructura micrográfica es

muy frecuente. Contienen una gran variedad de minerales accesorios. Los más importantes son: granate,

turmalina, berilio, apatito, fluorita, wolframita y casiterita. Son importantes para la explotación de feldespatos

(porcelana y vidrio), muscovita (condensadores, transformadores, isolación) cuarzo (óptica, radar, etc); U, Mo, Nb,

Ta, Li (vidrio, cerámica, aleaciones, reactores atómicos), Be (aleaciones) y piedras preciosas.

Rocas plutónicas

89

La formación de las aplitas y pegmatitas se explica por acción de fluidos neumatolíticos enriquecidos en

elementos volátiles, tales como P, S, F y Cl.

Greisen: rocas neumatolizadas que se presentan principalmente en las márgenes de los plutones. Los greisen están

compuestos por cuarzo, micas blancas (muscovita o lepidolita) y topacio. Minerales accesorios son turmalina,

fluorita, apatito, rutilo, casiterita y wolframita (yacimientos de Sn y W).

Los granitoides calcoalcalinos se subdividieron en los últimos años en granitoides tipo-I (de origen ígneo, p.ej.

granitoides con biotita y hornblenda) y tipo-S (de origen sedimentario, p.ej. granitoides con biotita y muscovita).

Cuadro 9.1

Diferencias entre granitoides tipo I y S

TIPO - I

TIPO - S

LITOLOGIA desde diorita/tonalita hasta granito granitoiedes leucocráticos

MINERALES TÍPICOS hornblenda, biotita, magnetita, titanita muscovita, biotita, cordierita, monacita,

granate, ilmenita

XENOLITOS frecuentes, principalmente rocas ígneas no muy frecuentes, principalmente rocas

sedimentarias y metamórficas

QUIMISMO

Al2O3

sin corindón normativo

(CaO+Na2O+K2O)

< 1,03

con corindón normativo

> 1,03

ORIGEN fusión parcial de rocas ígneas fusión parcial de rocas sedimentarias

AMBIENTE TECTONICO arco de islas y margenes continentales colisión de continentes con sobrecorrimiento

Meteorización

El esquema siguiente es válido para la mayoría de las rocas plutónicas (no solamente los granitoides).

Arenitización: es la desagregación mecánica, característica de las zonas de clima templado. Como las rocas plutónicas se

formaron a profundidades grandes (= presión litostática alta) están en desequilibrio químico en la superficie. Debido a la

disminución de la presión se forman diaclasas y en la superficie se desarrolla una capa de alteración con algunos metros de

espesor, dentro de la cual se conservan algunas bolas de granito fresco.

La alteración de los minerales es débil. Sólo las plagioclasas pierden un poco de Na+ y Ca

2+ los cuales sustituyen al

K+ en las biotitas. Además, debido a una hidratación a lo largo de los planos de exfoliación las biotitas se hinchan y

desarrollan tensiones internas que aceleran la fracturación mecánica de los granos. O sea, se produce la ruptura de los

enlaces intergranulares y la roca pierde su cohesión.

Lateritización: es característica del clima tropical. A la desagregación mecánica se superpone una hidrólisis intensa de

los minerales. Los cationes solubles (K+, Na

+, Ca

2+) desaparecen en solución y se acumulan los hidróxidos Al(OH)3 y

Fe(OH)3. Se desarrolla una capa alterada muy gruesa (hasta de 130 metros) donde se distinguen varios horizontes: encima

del granito fresco se encuentra el granito disgregado (=arenitización), después un horizonte arcilloso que conserva todavía

la textura original del granito y, cerca de la superficie, existe una capa roja compuesta de Al(OH)3, Fe(OH)3 y caolinita.

Primeramente se alteran los feldespatos (comenzando por la plagioclasa) que dan un polvo blanco de caolinita y de

gibbsita. Las micas pierden los álcalis, se hidratan, mientras que el cuarzo es el único mineral que subsiste. La

lateritización sólo se desarrolla bien en la ausencia de aguas de escurrimiento, o sea, en peneplanicies. Si el terreno posee

un buen drenaje, se forma una mezcla entre la arenización y lateritización; en Talamanca y en Guacimal, por ejemplo,

encontramos esta mezcla. Los feldespatos están caolinitizados, lo cual provoca una destrucción de los enlaces

intergranulares y la formación de una arena blanca caolinitizada.

Yacimientos

Los granitoides son las más abundantes de todas las rocas plutónicas. Se encuentran en todos los tipos de cuerpos

plutónicos descritos en el capítulo II. Se encuentran enormes masas en todos los escudos precámbricos y también en

todas las cordilleras, cualquiera que sea su edad. Los pórfidos se presentan en stocks independientes, lacolitos y mantos o

Rocas plutónicas

90

como fases marginales (Fig. 9.2).

Se pueden distinguir dos tipos distintos de granitoides:

Tipo de composición variable, de estructura gneísica y con numerosas inclusiones. Son los granitoides de las series

metamórficas formadas por anatexis.

Tipo de composición uniforme, sin foliación. Son los granitoides plutónicos o de intrusión.

Asociados con los granitoides se encuentran muchas veces depósitos hidrotermales de minerales metálicos (Cu, Pb,

Zn, Sn, Mo). Rocas asociadas son gabros, sienitas y monzonitas.

Uso: como agregados para concreto, bases en la construcción de carreteras, ferrocarriles, represas, rompeolas, etc. Como

piedras ornamentales para la construcción de monumentos, estatuas, edificios (columnas, gradas, fachadas; ejemplo: Banco

Central) y como adoquines.

El "granito oscuro" es en realidad un gabro, una

diabasa, anortosita o piroxenita.

9.2 LOS SIENITOIDES (campos 6, 7 y 8)

Definición: los sienitoides son rocas plutónicas o

hipoabisales, de grano medio a grueso. Son mucho menos

frecuentes que los granitoides. Al aumentar el contenido

de cuarzo los sienitoides pasan a granitoides, al aumentar el

contenido de plagioclasa pasan a los dioritoides. Los tres

campos están delimitados por la relación feldespática.

Rocas plutónicas

91

Sienita alcalifeldespática

Sienita

Monzonita

Feldespato potásico 60 - 80 % 40 - 80 15 - 40

Plagioclasa sódica 0 - 10 % 10 - 25 20 - 45

Minerales máficos 0 - 25 % 0 - 35 15 - 45

Cuarzo 0 - 10 % 0 - 10 0 - 15

Feldespatoides 0 - 5 % 0 - 5 0 - 5

Composición química: son rocas intermedias con un contenido de SiO2 entre 55 y 62%; Al2O3 entre 15 y 17%; FeO entre 5

y 8%; MgO entre 0,7 y 3,5%; álcalis entre 8 y 11% (Fig. 9.3)). El peso específico varía entre 2,6 y 3,0, con un promedio

de 2,8


Ortosas o microclina: a menudo con linda textura pertítica. Los feldespatos potásicos son a veces muy ricos en Na y se

les puede considerar como una mezcla de ortosa o microclina con albita.

Plagioclasa: albita hasta andesina.

Biotita parda o verde: es el mineral ferromagnesiano más común; en las sienitas alcalifeldespáticas se presenta una

variedad rica en hierro y de color pardo muy oscuro o verde. La muscovita falta!

Anfíboles: en las sienitas y monzonitas se presenta a menudo una hornblenda verde mientras que en las sienitas

alcalifeldespáticas cristalizan anfíboles sódicos (arfvedsonita, hastingsita, riebequita o barqueviquita).

Piroxenos: raros, del tipo augita diopsídica con

bordes de augita egirínica o uralita. En las

sienitas alcalifeldespáticas se presenta egirina o

augita titanífera.

Cuarzo: raras veces se encuentra en las sienitas,

pero es común en las monzonitas.

Feldespatoides (nefelina o sodalita): se presentan

a veces en forma intersticial y difíciles de

identificar.

Minerales accesorios

: titanita (característica),

fluorita, apatito, circón, magnetita, allanita,

melanita, olivino o corindón.

Textura: parecida a la de los granitoides, o sea,

holocristalina - hipidiomórfica - granular. Los

feldespatos forman cristales tabulares

hipidiomórficos hasta xenomórficos y los

feldespatos potásicos tienen a menudo una

orientación fluidal. En las sienitas alcalifeldespáticas los minerales ferromagnesianos son xenomórficos, mientras que en

las sienitas y monzonitas tienen formas hipidiomórficas.

Texturas porfiríticas son frecuentes en pequeñas masas intrusivas. Pegmatitas sieníticas son muy frecuentes y

generalmente se presentan en pequeños filones dentro de las sienitas mismas.

En algunos sienitoides los piroxenos y anfíboles están concentrados en torno a un solo cristal de olivino o magnetita

y la biotita en torno a un cristal de magnetita (= textura en corona).

Grupos y variedades: existe un gran número de nombres para las variedades (larviquita, bostonita, pulasquita, shonkinita,

nordmarquita, etc), pero como los sienitoides son rocas poco frecuentes, una subdivisión tan detallada no es necesaria. Es

suficiente clasificarlas según la relación feldespática y los minerales máficos.

Sienitas alcalifeldespáticas (campo 6): el contenido de plagioclasa es muy bajo. Se distinguen:

Sienita alcalifeldespática biotítica

Rocas plutónicas

92

Sienita alcalifeldespática arfvedsonítica

Sienita alcalifeldespática egirinica

Sienita alcalifeldespática nefeliníca: Forma la transición hacia las sienitas nefelínicas.

Sienitas (campo 7):

Sienita biotítica Sienita hornbléndica Sienita augítica Sienita cuarzosa: Con más del 5% de cuarzo; forma la transición hacia los granitos.

Monzonitas (campo 8): los contenidos de feldespatos alcalinos y plagioclasa son muy parecidos. Según los minerales

ferromagnesianos o el cuarzo se distinguen:

Monzonita hornbléndica: Intrusivo de Escazú

Monzonita biotítica: Intrusivo de Escazú

Monzonita augítica Monzonita cuarzosa: con más del 5% de cuarzo. Se subdividen como arriba; por ejemplo, monzonita cuarzosa

hornbléndica, la cual aflora frecuentemente en la Cordillera de Talamanca.

Las monzonitas que afloran en Costa Rica son más parecidas a los dioritoides que a los sienitoides y por lo tanto sería

mejor describirlas con los primeros.

Rocas hipoabisales: dentro de las intrusiones de sienitas alcalifeldespáticas se encuentran a menudo aplitas sieníticas y/o

pegmatitas sieníticas, las cuales están compuestas principalmente por feldespatos alcalinos. Las pegmatitas sieníticas

tienen importancia como yacimientos de tierras raras.

Yacimientos: son rocas poco frecuentes; se presentan generalmente en forma de diques, sills, stocks o en los batolitos

heterogénicos. Las sienitas alcalifeldespáticas se forman frecuentemente por la diferenciación de lacolitos o constituyen las

cortezas de batolitos graníticos. A menudo provocan en la roca caja un metamorfismo de contacto. Fluidos

neumatolíticos juegan un papel importante y producen muchas pegmatitas sieníticas con minerales ricos en Na, apatito,

circón, sulfuros, flogopita, calcita y muchos minerales raros. Yacimientos bien conocidos existen en Alemania, Francia,

Italia y Egipto.

Uso: la sienita tiene propiedades mecánicas cercanas a las del granito y se le dan los mismos empleos. Además, se usan

para la fabricación de vidrio, cerámica, esmalte. La larviquita (con 10 - 12% de diópsido y augita egirínica) es de grano

grueso, color oscuro y posee reflejos azulados; se la usa frecuentemente como piedra ornamental. A menudo las sienitas

están asociadas a yacimientos de Fe, Cu, y Au. De las pegmatitas sieníticas se extraen minerales con tierras raras Zr, Nb

y Ce.

9.3 LOS DIORITOIDES (campos 9 y 10)

Definición: el diagrama QAPF es inadecuado para separar los distintos tipos de rocas ricas en plagioclasa, porque en los

campos 9 y 10 se amontonan los dioritoides, los gabroides y las anortositas. La distinción entre dioritas y gabros se basa

comúnmente en la composición de las plagioclasas (An < 50 para los dioritoides, An > 50 para los gabroides).

Son rocas plutónicas de grano medio a grueso donde predomina la plagioclasa (oligoclasa hasta andesina). Además

contienen muchos minerales ferromagnesianos.

Monzodiorita

Diorita

Plagioclasa 40 - 60 % 50 - 65 %

Feldespato potásico 5 - 25 % 0 - 5 %

Rocas plutónicas

93

Cuarzo 0 - 15 % 0 - 15 %

Minerales máficos 20 - 50 % 25 - 50 %

Si los feldespatos alcalinos forman más del 35 % del total de los feldespatos, la monzodiorita pasa a la monzonita. Si

la plagioclasa es más cálcica que la andesina, los dioritoides gradúan a los gabroides.

Composición química: son rocas intermedias con un contenido de sílice entre 52 y 55% y álcalis entre 4,5 y 6,5%. Su peso

específico varía entre 2,7 y 3,0, con un promedio de 2,8.

Composición mineralógica:

Plagioclasa: oligoclasa hasta andesina; la zonación es muy frecuente, generalmente del tipo normal, pero también se

encuentra el tipo inverso u oscilatorio. Núcleos de labradorita no son raros.

Ortosa: a menudo pertítica y bordeando a las plagioclasas.

Cuarzo: xenomórfico o en entrecrecimiento micrográfico o mirmequítico. También puede faltar por completo.

Hornblenda verde: es el mineral máfico más común.

Biotita parda: generalmente está acompañada de hornblenda. A veces forma bordes alrededor de hornblenda o piroxenos.

Piroxenos: la augita es común, pero se presenta también hipersteno. A menudo están uralitizados.

Olivino: sólo en algunos dioritoides es un mineral principal. Generalmente se encuentra rodeando y alterado a serpentina.


: magnetita, apatito, titanita, circón, allanita.

Textura: son rocas de color gris claro hasta oscuro y verdoso, con una textura muy parecida a la de los granitoides. La

plagioclasa y los minerales ferromagnesianos tienen la tendencia a formar cristales idiomórficos, mientras que la ortosa y

el cuarzo se presentan en forma intersticial. La textura poiquilítica es frecuente en los minerales ferromagnesianos. En

la plagioclasa se observa a menudo una zonación con bordes de ortosa; en este caso es difícil de identificar a la ortosa.

Grupos y variedades: según la relación feldespática se distinguen dos grupos, los cuales se subdividen según el contenido

de cuarzo y/o minerales máficos:

Monzodioritas (campo 9):

Monzodiorita hornbléndica Monzodiorita piroxénica Monzodiorita hornbléndica biotítica Monzodiorita cuarzosa: con más del 5% de cuarzo; subdivisión como arriba. En la Cordillera de Talamanca son muy

frecuentes las monzonitas cuarzosas hornbléndicas.

Dioritas (campo 10):

Diorita hornbléndica (= normal)

Diorita hornbléndica biotítica: muy frecuente

Diorita augítica biotítica Diorita cuarzosa: con más del 5% de cuarzo; subdivisión como arriba.

Meladiorita: con un índice de color mayor de 50; rica en piroxenos y anfíboles.

Rocas hipoabisales: aplitas dioríticas no se conocen. Existen pegmatitas dioríticas pero no son muy frecuentes. Muchas

veces se presentan microdioritas o micromonzodioritas en forma de filones dentro de un yacimiento de dioritas comunes.

Yacimientos: los dioritoides raras veces forman intrusiones grandes sino pequeños stocks, sills o diques. A menudo son

facies marginales en batolitos graníticos cuando estos han asimilado material pobre en sílice y rico en Ca (andesitas,

basaltos, gabros).

Uso: igual que los granitoides los dioritoides cuarzosos están asociados con grandes yacimientos de cobres porfídicos.

Rocas plutónicas

94

9.4 LOS GABROIDES (campos 9 y 10)

Definición: son rocas plutónicas de grano grueso a medio, formadas por plagioclasa cálcica (labradorita a bitownita) y

piroxenos principalmente.

Monzogabro

Gabro

Plagioclasa 40 - 60 % 45 - 70 %


Cuarzo 0 - 15 % 0 - 10 %

Feldespatos potásicos 5 - 25 % 0 - 5 %

Feldespatoides 0 - 5 % 0 - 5

Si la plagioclasa es más sódica que la labradorita, los gabroides pasan a dioritoides.

Composición química: son rocas básicas con un contenido de sílice entre 44 y 52%. Los contenidos de MgO y CaO son

altos, los de álcalis bajos y siempre hay mucho más Na2O que K2O. Su peso específico varía entre 2,7 y 3,5, con un

promedio de 3,0.


Plagioclasa: labradorita hasta bitownita, raramente anortita; generalmente en forma equigranular. La zonación es rara,

pero maclas se presentan muy a menudo, especialmente maclas complejas de Albita-Karlsbad y Albita-Periclina.

Frecuentemente contienen pequeñas inclusiones de hematita, magnetita e ilmenita que están orientados paralelamente a los

planos cristalográficos y producen iricación ("schiller") y colores gris oscuros.

Piroxenos: se presentan orto y clinopiroxenos, siendo los últimos los más frecuentes. Los clinopiroxenos son del tipo

augita, augita diopsídica, augita titanífera o dialaga. La dialaga presenta una exfoliación paralela a (100). También los

clinopiroxenos pueden contener numerosas inclusiones de magnetita, hematita e ilmenita. Maclas simples o polisintéticas

son frecuentes. La augita titanífera sólo se presenta en las rocas alcalinas (campo 10-) y nunca junta con ortopiroxeno.

Muchas veces se observa una alteración de los clinopiroxenos a hornblenda (= uralitización). El ortopiroxeno es

hipersteno hasta enstatita; en algunos gabroides es el mineral ferromagnésico principal. Forma prismas ligeramente

coloreados de verde a rosado, a veces con laminillas de clinopiroxenos formados por desmezcla.

Olivino: es menos frecuente que los piroxenos y generalmente es uno de los primeros minerales en cristalizar. Si se

presenta olivino, la plagioclasa suele ser más cálcica. A veces es difícil distinguirlo de los clinopiroxenos, debido a la

presencia de muchas fracturas, las cuales le dan un color grisáceo y bajan el relieve. Generalmente forma cristales

xenomórficos o corroídos que muestran meteorización o alteración.

Hornblenda verde o parda: en algunos gabroides es un constituyente importante. Hornblenda secundaria de color verde

pálido (= uralita) es frecuente como mineral de alteración de los piroxenos.

Cuarzo: como granos individuales entre las plagioclasas, junto con la ortosa en forma micrográfica o en la textura

mirmequítica.

Ortosa: a menudo bordeando a las plagioclasas o en forma micrográfica.

Feldespatoides: nefelina o analcima en forma intersticial.


: biotita, cromita, ilmenita, magnetita, apatito, pirrotina, espinela (tipo verde o café).

Textura: son rocas de color gris verdoso hasta gris oscuro con una textura holocristalina-hipidiomórfica. Las texturas

poiquilítica y subofítica son frecuentes. Pueden presentarse texturas orientadas y bandeamiento con orientación de los

minerales.

Los minerales máficos presentan a menudo coronas (aureolas) de reacción. El olivino presenta una aureola de

piroxenos y una segunda aureola de hornblenda; el hipersteno tiene una corona de augita.

Rocas plutónicas

95

Grupos y variedades: la subdivisión es igual como en los dioritoides.

Monzogabros (campo 9)

Monzogabro augítico: plagioclasa + ortosa + augita + biotita + olivino.

Monzogabro hornbléndico: plagioclasa + ortosa + hornblenda (frecuente en la región del cerro Chirripó, intrusivo de

Guacimal).

Monzogabro cuarcífero: plagioclasa + ortosa + cuarzo + minerales ferromagnesianos, los cuales determinan el nombre

exacto (Chirripó, Guacimal).

Gabros (campo 10): gabros con pocos minerales accesorios se subdividen según Fig. 7.3:

Gabro piroxénico (= normal): plagioclasa + augita + hipersteno.

Norita: es un gabro con más hipersteno que augita.

Gabro augítico: frecuentemente contiene un poco de cuarzo junto a los minerales principales plagioclasa + augita

(Boruca, Talamanca, Guacimal).

Gabro hornbléndico: plagioclasa + hornblenda + piroxenos (Guacimal, Sta. Elena).

Gabro cuarzoso: plagioclasa + piroxenos + cuarzo (Talamanca). Una subdivisión se efectúa según los minerales máficos

que están presentes con más del 5 %.

Leucogabro: gabro con menos del 35% de minerales máficos. Si el índice de color varía entre 22 y 35 se llama también

gabro anortosítico; si M es entre 10 y 22 se llama anortosita gabroica.

Gabro foidífero: con hasta de 5% de feldespatoides (nefelina o analcima). Minerales máficos comunes son augita titanífera,

hornblenda parda, olivino y biotita (Montes del Aguacate).

Troctolita: plagioclasa + olivino.

Eucrita: plagioclasa cálcica (bitownita o anortita) + augita.

Rocas hipoabisales: Pegmatitas gabroicas: compuestas de plagioclasa y augita u hornblenda. Se presentan en forma de diques dentro de

intrusiones gabroicas. Ejemplos de diques de pegmatitas gabroicas hay en Santa Elena. No se conocen aplitas

gabroicas.

Microgabros: no son rocas muy frecuentes. Poseen la composición mineralógica de los gabros, son

holocristalinas-porfiríticas con una matriz de grano fino. Yacimientos pequeños de microgabros se encuentran en la

Cordillera de Talamanca. Se trata de pequeños diques y sills con fenocristales de anfíboles, piroxenos y plagioclasa.

Gradúan a veces a la textura hipocristalina y entoces solamente la forma del yacimiento permite distinguirlos de los

basaltos (Boruca).

Dolerita o diabasa: (dolerita se usa en los EE.UU., diabasa en Europa). Son rocas intrusivas hipoabisales con la misma

composición como los gabroides y basaltoides. La diferencia entre dolerita, gabro y basalto está en sus características

texturales y de yacimientos. Las doleritas se presentan en forma de diques, sills o pequeños lacolitos. Algunos de

sills ocupan grandes superficies, como por ejemplo en el Complejo Karoo (África del Sur) o en el Complejo de Nicoya.

Son rocas muy comunes, generalmente melanocráticas.

Poseen textura equigranular de grano

fino hasta medio; tipos porfiríticos son más raros. La textura característica es ofítica o subofítica, con plagioclasas

incluidas dentro de los piroxenos. En las variedades más leucocráticas la textura suele ser intergranular con los

intersticios angulosos entre las plagioclasas ocupados por granos de piroxenos y olivino (= textura granular). Vidrio

solo se encuentra en los bordes de los sills y diques.

Según la composición petrográfica y química se distinguen:

Dolerita toleítica (o dolerita cuarzosa): plagioclasa + piroxenos + olivino o feldespatos alcalinos y cuarzo en textura

micrográfica. (este tipo es muy común en el Complejo de Nicoya y en Boruca).

Dolerita alcalina: plagioclasa + augita titanífera + olivino + analcima (zona atlántica de Costa Rica).

Meteorización: los gabroides se encuentran muchas veces muy meteorizados o afectados por la alteración hidrotermal.

En la región de Boruca, por ejemplo, la arenitización está bien desarrollada.

Los cambios principales en los diferentes minerales son:

Rocas plutónicas

96

Plagioclasa: en comparación con los piroxenos y el olivino, las plagioclasa son bastante resistentes. Si la alteración o

meteorización son fuertes sufre una sausuritización, que es una mezcla de zoisita/epidota + albita + sericita + cuarzo,

calcita y actinolita. En macroscopía las plagioclasas sausuritizadas se ven con un color verdoso. En Santa Elena se

encuentra frecuentemente una rodingitización o zeolitización de las plagioclasas. La rodingitización es la transformación

de plagioclasas a prehnita.

Piroxenos: los clinopiroxenos sufren a menudo una uralitización, o sea, se transforman a una masa fibrosa de hornblenda

de color verde pálido. La cloritización y serpentinitización es más frecuente en los ortopiroxenos.

Olivino

: una serpentinitización es muy común, pero también puede alterarse a talco o anfíboles, lo cual está acompañado

generalmente por una opacitización. La alteración a serpentina comienza en los contornos de los cristales y a lo largo de

las grietas irregulares, formando una red (= textura en malla).

Yacimientos: los gabroides son frecuentes en regiones precámbricas. Se trata de:

Facies marginales y subordinadas en batolitos (Talamanca, Guacimal).

Lopolitos estratificados (Bushveld/África del Sur, Sudbury/Canadá).

Plutones individuales que pueden ser estratificadas (Skaergaard/Groenlandia, Boruca).

Diques y sills, por ejemplo dentro de la Formación Térraba.

Las troctolitas están asociadas a las peridotitas.

Uso: igual que los granitoides. Asociados a los gabroides se encuentran muchas veces mineralizaciones de Ni, Cu, Fe, Ti y

V.

9.5 LOS SIENITOIDES FOÍDICOS (campos 11 y 12)

Definición: son rocas plutónicas, relativamente escasas, de grano fino a muy grueso, compuestas por:

Sienitas foídicas

Monzosienitas foídicas

Feldespato alcalino 60 - 80 % 35 - 60 %

Feldespatoides 5 - 45 % 5 - 45 %

Plagioclasa 0 - 5 % 5 - 35 %


El contenido de feldespatos alcalinos es mayor que el de los feldespatoides. Si la plagioclasa es más frecuente que

el feldespato alcalino las rocas pasan a dioritoides o gabroides foídicos; si disminuye el contenido de feldespatoides

gradúan a los sienitoides foidíferos. La mayoría de los sienitoides foídicos son rocas leucocráticas, sin embargo, se

conocen también tipos melanocráticos.

Composición química: son rocas intermedias con contenidos de SiO2 entre 53 y 56%, altos contenidos de Al2O3 (21%) y

álcalis (14%). Siempre contienen más sodio que potasio y difieren así de las sienitas y granitos alcalifeldespáticos. El

contenido de elementos trazas es alto.

Composición mineralógica: existe una gran variedad de minerales, muchos de los cuales son accesorios.

Ortosa, microlina o albita: generalmente pertítica, a veces poiquilítica.

Plagioclasa: albita hasta oligoclasa.

Nefelina: es el feldespatoide más frecuente, generalmente en forma xenomórfica. En rocas ricas en feldespatoides se

forman también cristales idiomórficos, con cortes hexagonales. En macroscopía se ve grasosa con color gris azulado.

Sodalita: se presenta muchas veces junto con la nefelina con formas idiomórficas hasta xenomórficas. Es cúbico e

isotrópico, a veces con tintas azules. Algunas rocas contienen también hauyna o noseana idiomórfica.

Analcima: es un mineral primario y secundario.

Rocas plutónicas

97

Anfíboles sódicos: arfvedsonita, hastingsita, barqueviquita y riebequita.

Piroxenos sódicos: augita egirínica y egirina. En las rocas básicas

se presenta también augita titanífera.

Biotita parda oscura: generalmente se trata de la variedad

lepidomelana, rica en Fe y Ti.


Los sienitoides foídicos contienen poco Ca, el cual no puede

entrar en los feldespatos, sino que aparece bajo la forma de calcita

primaria.

: son abundantes y ofrecen mayor variedad que

todos los otros tipos de rocas. Contienen titanita, apatito, olivino,

muscovita, magnetita, melanita, perowskita, fluorita, circón, calcita,

cancrinita, astrofilita, eudialita, corindón.

Textura: la mayoría de las rocas tienden a ser equigranulares,

variando el tamaño de los granos desde fino a grueso y pegmatítico.

Texturas fluidales son características en las partes marginales de

muchos afloramientos y consisten en la orientación paralela de los

feldespatos alcalinos. Los yacimientos presentan a veces

concentraciones de grano más fino en forma de "schlieren".

Frecuentemente se presentan facies pegmatíticas, formando bolsas y

filones.

Grupos y variedades: debido a la variación mineralógica y textural

existe un gran número de diferentes tipos de rocas, cada uno ha sido

bautizado con un nombre diferente (ejemplos, foyaita, miaskita, ditroita, borolanita, etc). Como los sienitoides foídicos

son rocas raras no se citan estos nombres. Mejor es la subdivisión según los porcentajes de los diferentes feldespatoides y

minerales ferromagnesianos.

Sienitas foidicas: (campo 11):

Sienita nefelínica: es la variedad más frecuente (Fig. 9.4)

Sienita sodalítica Sienita analcímica: la subdivisión se efectúa con base en los minerales máficos, por ejemplo, sienita nefelínica egirínica,

sienita sodalítica biotítica.

Malignita: los minerales máficos suman entre el 30 y 60% de la roca; el principal es la augita titanífera.

Shonkinita: entre 60 y 90% de minerales máficos (augita titanífera y olivino).

Monzosienita o plagiosienita foídica (campo 12): la plagioclasa constituye el 10-50% de los feldespatos. La subdivisión se

hace con base en los feldespatoides y minerales ferromagnesianos:

Monzosienita nefelínica riebequítica Monzosienita sodalítica con augita titanífera

Rocas hipoabisales: Microsienitas foídicas: son rocas relativamente frecuentes que se presentan generalmente en forma de diques dentro de

sienitas foídicas. Un tipo frecuente es la tinguaita, que consiste esencialmente de feldespato alcalino, nefelina y

egirina, esta ultima generalmente en la matriz. Tienen una textura microgranular hasta traquítica, con un grano un

poco más grueso que las fonolitas.

Aplita: aplitas de sienitoides foídicos no son frecuentes. Contienen feldespatos potásicos, nefelina y poco de egirina.

Pegmatita: pegmatitas de sienitoides foídicos son frecuentes y se presenten en forma de diques o segregaciones dentro de

sienitoides foídicos. Se distinguen entre pegmatitas simples y complejas, las últimas muy ricas en minerales con

tierras raras (a veces más de 40 diferentes minerales).

Rocas plutónicas

98

Alteración: los componentes félsicos son rápidamente afectados por la alteración hidrotermal. La nefelina es

reemplazada parcial o completamente por cancrinita o una mezcla de cancrinita y muscovita, por sodalita, analcima o

natrolita. La sodalita se altera a analcima, natrolita y calcita. El feldespato potásico sufre una sericitización y la biotita

una cloritización, mientras que los piroxenos y anfíboles son bastante resistentes.

Yacimientos: cuantitativamente estas rocas son insignificantes. Sin embargo, sus yacimientos son frecuentes, pero de

muy poca extensión. Se presentan en pequeños stocks, lacolitos, filones o sills. Generalmente están asociados con

sienitas alcalifeldespáticas, granitos alcalifeldespáticos o gabros foidíferos. A veces provocan un intenso metamorfismo

de contacto, llamado "fenitización", que corresponde a una alcalinización de la roca caja. Ejemplos: Península de Kola

(Rusia), región de Oslo (Noruega). En Costa Rica no se conocen afloramientos con sienitoides foídicos.

9.6 LOS DIORITOIDES/GABROIDES FOÍDICOS (campos 13 y 14)

Definición: son rocas plutónicas, de grano medio a grueso, que varían mucho en su composición mineralógica.

Feldespatoides son minerales esenciales. El contenido de plagioclasa es igual o mayor que el de feldepsatos alcalinos.

Si los feldespatos alcalinos predominan, pasan a los sienitoides foídicos; si los feldespatoides son escasos gradúan a los

dioritoides o gabroides. Al aumentar el contenido de los minerales máficos, pasan a las rocas ultramáficas. Son rocas

relativamente melanocráticas, con un ínidice de color alrededor de 50.

Monzodiorita/gabro foídicas

Gabros foídicos

Plagioclasa 30 - 50 % 20 - 60 %

Feldespatoides 5 - 30 % 5 - 30 %

Feldespatos alcalinos 5 - 30 % 0 - 5 %


Composición química: son rocas básicas con un contenido de SiO2 entre 45 y 52%, altos contenidos de álcalis (6 - 11%) y

de TiO2 (2 - 3%). El peso específico varía entre 2,7 y 3,1.


Plagioclasa: andesina hasta labradorita, frecuentemente hipidiomórfica columnar. Generalmente es el mineral más

abundante.

Ortosa: textura micropertítica; bordeando a la plagioclasa o en forma intersticial.

Nefelina: casi siempre intersticial.

Analcima: siempre intersiticial.

Sodalita, noseana o hauyna: muchas veces están alteradas y opacitizadas donde óxidos forman una red paralela a los

planos de exfoliación.

Piroxenos: la variedad más común es la augita titanífera, pero se presenta también augita o augita egirínica, la última

bordeando a las augitas titaníferas. Casi siempre son idiomórficos.

Anfíboles: generalmente del tipo barqueviquita o kaersutita.

Biotita parda

Olivino


: titanita, magnetita, ilmenita y apatito.

Textura: varía mucho, por lo general hipidiomórfico-granular, pero también pilotaxítica, ofítica o subofítica.

Grupos y variedades:

Monzodiorita o monzogabro foidico (campo 13):

Essexita: andesina hasta labradorita + nefelina + ortosa + augita titanífera hasta egirínica + barqueviquita.

Rocas plutónicas

99

Gabros foidicos (campo 14):

Teralita: = gabro nefelínico con augita titanífera, barqueviquita, olivino y biotita.

Teschenita: = gabro analcímico con barqueviquita, augita titanífera y olivino. Es frecuente en la región entre Turrialba y

Siquirres.

Yacimientos: son rocas poco abundamtes que se presentan en forma de pequeños stocks, sills y lacolitos asociadas con

rocas alcalinas (granitos alcalifeldespáticos, gabros foidíferos, sienitas foidíferas y peridotitas). Las teschenitas se

encuentran casi siempre en forma de sills. Representantes de esta sección afloran en varios lugares de Costa Rica,

especialmente en la Vertiente Atlántica.

9.7 LAS FOIDOLITAS (campo 15):

Definición: son rocas plutónicas raras que se caracterizan por poseer feldespatoides en exceso del 60% de los minerales

félsicos. Por lo general suelen ser muy ricas en feldespatoides, o sea, la mayoría cae en las proximidades del vértice F.

Composición mineralógica: el feldespatoide generalmente es la nefelina; sodalita, analcima y leucita son raros. Los

minerales ferromagnesianos principales son egirina o augita egirínica, anfíboles sódicos, biotita y melanita. En los tipos

melanocráticos la augita titanífera reemplaza a la egirina. Minerales accesorios son apatito, cancrinita, titanita, magnetita,

perowskita y calcita primaria.

Grupos y variedades: con base en el índice de color, las foidolitas con nefelina se subdividen en:

Urtita: foidolita leucocrática, con más del 70% de nefelina.

Ijolita: con 30 - 70% de minerales máficos.

Melteigita: foidolita melanocrátoca con más del 70% de minerales máficos.

Se conocen también foidolitas con leucita, pero estas son más raras aún y se presentan en forma de bloques

subvolcánicos dentro de los productos volcánicos de Italia o en forma de pequeños stocks en Montana (EE.UU.). Según

el índice de color se distinguen: italita (leucocrática), fergusita y missourita (melanocrática).

Yacimientos: las foidolitas están asociadas a complejos intrusivos circulares que muestran núcleos de peridotitas y bordes

de sienitas foídicas. Se forman también por la contaminación del magma debido a la asimilación de rocas carbonáticas.

Yacimientos de foidolitas se encuentran en la Península de Kola (Rusia), Noruega, Uganda, Kenia y Arkansas.

9.8 LAS ANORTOSITAS (campo 10)

Definición: son rocas plutónicas de grano grueso a medio, con 90% o más de plagioclasa (= plagioclasita). La

plagioclasa es del tipo labradorita o andesina; los minerales ferromagnesianos son augita, hipersteno u olivino; los

minerales accesorios son magnetita, ilmenita, biotita, hornblenda, apatito, espinela, rutilo, corindón o sulfuros. Si el

contenido de plagioclasa disminuye, las anortositas pasan a las anortositas gabroicas (plagioclasa entre 78 y 90%) y los

gabros anortosíticos, con plagioclasa entre 65 y 78%.

Tienen una textura holocristalina granular, de grano medio a grueso; el tamaño de las plagioclasas es a menudo > 1 cm.

Los minerales ferromagnesianos son xenomórficos y ocupan los intersticios entra las plagioclasas. Algunos yacimientos

presentan una estructura bandeada, donde de una capa a otra varía el tamaño de las plagioclasas o el porcentaje de los

máficos.

Yacimientos: las anortositas se presentan solo en áreas precámbricas; se distinguen dos tipos:

Grandes intrusiones independientes, con grano grueso y generalmente con textura cataclástica (Addirondack, EE.UU.).

Intrusiones estratificadas del tipo Bushveld, donde capas de anortosita se alternan con noritas, gabros y piroxenitas

Rocas plutónicas

100

(Bushveld/África del Sur, Stillwater/EEUU).

Las regiones altas de la luna consisten principalmente de anortosita la cual ha sido muy tectonitizada por los impactos

de los meteoritos.

9.9 LAS ROCAS ULTRAMÁFICAS O ULTRABÁSICAS

Definición: este grupo de roca tiene generalmente un contenido de sílice menor del 45% e índices de color mayores de 90.

Son rocas de color negro, con un alto peso específico (3 - 3,5) y se presentan siempre en diferentes estados de alteración.

Contienen:

Ferromagnesianos 85 - 95%

Minerales metálicos 3 - 10%

Plagioclasa cálcica < 5%

Composición química:

SiO2 35 - 45%

Al2O3 10%

CaO 10 - 13%

MgO+FeO 18 - 45%

9.9.1 Peridotitas y piroxenitas

Definición: son rocas plutónicas holocristalinas faneríticas compuestas casi exclusivamente por minerales

ferromagnesianos. Al aumentar el contenido de plagioclasa pasan a los gabros. Su peso específico varía entre 3,2 y 3,4.


Olivino: generalmente del tipo forsterita, muchas veces está cortado por fisuras en forma de una red (a veces parecidos a

planos de exfoliación), a lo largo de las cuales comienza la alteración a serpentina o tremolita.

Ortopiroxeno: normalmente enstatita hasta broncita; los cristales tienden a ser idiomórficos.

Diópsido y augita: frecuentemente se presenta un diópsido cromífero con colores verdosos en sección delgada. La

alteración a hornblenda (= uralitización) es común. En los tipos alcalinos se presenta augita titanífera con estructura en

reloj de arena.

Hornblenda parda o verde: a veces es muy difícil distinguir entre esta hornblenda primaria y las uralitas formados por la

alteración de los piroxenos. En los tipos alcalinos se presenta la barqueviquita.

Biotita o flogopita:

Plagioclasa (anortita o bitownita): cuando está presente siempre se presenta en forma intersticial.

Minerales accesorios: cromita (pardo oscuro), picotita (café), piropo, magnetita, ilmenita, pleonasto (verde), platino,

sulfuros de Fe. En los tipos alcalinos se presenta también melanita, apatito, nefelina, analcima y perowskita.

Minerales secundarios

: tremolita, actinolita, clorita, serpentina, talco, carbonatos, titanita, óxidos de hierro. La alteración

de las rocas ultrabásicas a serpentinitas es muy frecuente.

Textura: son rocas cuya textura varía mucho y depende en primer grado de las proporciones de los diferentes minerales.

Generalmente todos los minerales son xenomórficos. Los tipos ricos en olivino tienen una textura equigranular de grano

grueso hasta medio. Si la roca contiene mucho olivino y pocos piroxenos, los cristales de piroxeno, que cristalizaron

después de los olivinos, pueden formar cristales muy grandes (= textura seudoporfirítica). Si la roca es rica en piroxenos

y anfíboles, se presenta frecuentemente la textura poiquilítica, de manera que los piroxenos y anfíboles contienen

numerosas inclusiones de olivino. Texturas bandeadas, marcadas por una alternancia de capas compuestas por diferentes

minerales y acentuadas por filones de cromita o picotita son frecuentes. A veces presentan una textura cataclástica casi

Rocas plutónicas

101

esquistosa. En las rocas ricas en granate, se observa muchas veces bordes quelifíticos constituídos por augita fibrosa,

picotita, hornblenda, enstatita y magnetita.

Variedades: para la subdivisión de las rocas ultrabásicas plutónicas existen los triángulos con olivino, orto, clinopiroxeno y

hornblenda (Fig. 2).

Dunita: compuesta por más del 90% de olivino

Peridotitas: compuestas principalmente por olivino, enstatia y diópsido en diferentes proporciones. Se las subdivide de

acuerdo a la figura 7.2. La lherzolita, compuesta por olivino, enstatita y diópsido es la variedad más frecuente.

Piroxenitas: subdivisión de acuerdo a la figura 7.2a

Hornblenditas: subdivisión de acuerdo a la figura 7.2b.

Yacimientos: se pueden distinguir dos tipos de yacimientos:

Tipo plataformas continentales: se trata de grandes intrusiones estratificadas debido a la diferenciación magmática, en

asociación con gabros, noritas y anortositas. Son intrusiones concordantes con contactos nítidos (sills, lacolitos, lopolitos;

ejemplos Complejo de Bushveld en África del Sur, Stillwater y Palisade Sill en EE.UU.) o discordantes (diques, necks;

ejemplos Skaargaard en Groenlandia, Great Dyke en Simbabwe).

Tipo alpino

Peridotitas ofiolíticas: fragmentos de la corteza oceánica y del manto superior que fueron levantados a la superficie debido

a la convergencia de dos placas. Un complejo ofiolítico consiste generalmente de basaltos en almohadones,

íntimamente mezclados con radiolaritas. Se trata de basaltos toleíticos, diabasas, plagiogranitos, dioritas cuarzosas,

gabros y peridotitas. Ejemplos hay en Turquía, Las Antillas, Sta. Elena.

Peridotitas de las zonas profundas en regiones orogénicas, levantadas por la colisión de dos placas, en forma de diques y

lentes a lo largo de estructuras plegadas. Por lo general están muy serpentinitizadas y asociadas a rocas metamórficas.

Ejemplos hay en los Alpes y en el Himalaya.

Uso: tienen importancia práctica como yacimientos de cromo, platino, níquel y asbesto.

9.9.2 Serpentinitas

Son rocas compuestas en su mayoría de serpentina y se formaron por la alteración de dunitas y peridotitas.

Todavía no es seguro si la serpentina se puede formar por procesos de meteorización. Parece que la serpentinitización es

un proceso hidrotermal hasta metamórfico.

La serpentina tiene la composición Mg6(OH)8Si4O10. Según sus características se distinguen:

- Cristolo: variedad fibroso (tubular) o asbesto de serpentina

- Lizardita: variedad de hojuelas muy finas

- Antigorita: variedad hojosa, parecida a la clorita.

Todas las serpentinas son incoloras hasta amarillo verdosas y tienen una birrefringencia baja. El color amarillo se

debe principalmente al contenido de hierro de los minerales máficos originales: lo más alto el contenido de hierro, lo más

intensivo el color.

La antigorita es la serpentina característica de las rocas metamórficas. Su formación es en dos fases: primero se

forma crisotilo, después bajo la influencia del esfuerzo, el crisotilo se transforma en antigorita; muchas veces se observa

una zona de crisotilo entre el olivino relicto y la antigorita.

La serpentina se forma a partir de los minerales ferromagnesianos (principalmente del olivino) debido a la reacción

con agua (= hidratación). Una de las muchas reacciones posibles es:

5 Mg2SiO4 + 4 H2O Mg6(OH)8Si4O10 + 4 MgO + SiO2

Esta reacción está combinada con la sustracción de Fe y una parte del Mg. El Mg puede formar yacimientos de

Rocas plutónicas

102

magnesita en las rocas adyacentes. Frecuentemente la serpentina se presenta como seudomorfo según los minerales

máficos originales y muestra las siguientes texturas:

Textura en malla: producida por la transformación de los olivinos. Desde los contornos, los planos de exfoliación y las

grieteas de los cristales empieza la transformación en serpentina (Fig. 9.5). Las láminas de serpentina tienen una

construcción bilateral y simétrica: las partes laterales están compuestas de crisotilo con la fibras perpendiculares al plano.

El centro de las láminas consiste de una zona casi isotrópica, compuesta de crisotilo submicroscópico o de lizardita. El

hierro que se libera por la serpentinización se deposita como magnetita en la zona central de las láminas o en los límites de

los granos originales. Debido a una segregación submicroscópica de los óxidos de hierro, el crisotilo suele ser pleocroico

de amarillo verdoso hasta gris oscuro. El conjunto de todas las láminas forma una red en cuyos interspacios se conserva a

veces el olivino fresco. La extinción idéntica de relictos adyacentes da un indicio sobre el tamaño original del cristal.

Al continuar el proceso de serpentinización, el espesor de las fajas de crisotilo no puede aumentar, sino que la

transformación cambia ahora de estructura:

a. Se forman fajas nuevas y concéntricas hasta que el núcleo del olivino está transformado.

b. El núcleo se divide en cuatro sectores, cada uno se transforma en fibras de crisotilo orientadas perpendicularmente. El

crisotilo de las primeras fajas y el de los núcleos pertenece a diferentes tipos cristalográficos.

c. El núcleo se vuelve isotrópico, probablemente debido a la formación de crisotilo submicroscópico.

Textura "bastita": es una sustitución seudomórfica de los ortopiroxenos por sepentina (lizardita). La serpentina cristaliza

con su exfoliación paralela al plano (100) del ortopiroxeno, por lo

cual la bastita posee en los planos de exfoliación un reflejo

amarillo de oro o de bronce, muy típico.

Textura enrejada: producida por la transformación de hornblenda

o clinopiroxeno en serpentina. La exfoliación de los minerales

primarios queda marcado por la serpentina fibrosa, donde las

fibras están orientadas perpendicularmente al plano de

exfoliación. El resto del cristal consiste de serpentina

seudoisotrópica.

La serpentinización es mucho más fácil y rápido en los olivinos, por lo cual a menudo se encuentran cristales de

olivino completamente transformados en serpentina y cristales de hornblendas o piroxenos con una serpentinización

parcial. Aún en caso que las serpentinización total afecto tanto a los olivinos como a los piroxenos y anfíboles,

generalmente es posible identificar a los minerales primarios debido a las diferentes texturas de las fibras de la serpentina y

la conservación de los sistemas de exfoliación.

9.10 LAS CARBONATITAS

Definición: son rocas ígneas (intrusivas y algunas lavas) que consisten de más del 50% de carbonatos. Por lo general el

contenido de carbonatos varía entre el 70 y el 90%. Su textura y estructura es muya variada. Su color es claro, sin

embargo, debido a la descomposición de los carbonatos con hierro, su color se vuelve café amarillento hasta pardo.

Composición mineralógica: como carbonatos se presenta principalmente calcita, dolomita, ankerita y siderita. Contienen

a veces otros minerales carbonáticos, tales como Na2Ca(CO3)2, K2Ca(CO3)2, etc. Como minerales no carbonáticos y

accesorios se presentan: forsterita, melilita, diópsido, augita egirínica, anfíboles sódicos, titanita, circón, feldespatos

alcalinos, nefelina, óxidos, sulfuros, cuarzo y aproximadamente unos 200 minerales más.

Textura: la textura varía mucho; presentan textura porfirítica con fenocristales de carbonatos, textura fluidal, granular y

muchas otras. Casi siempre sufrieron una recristalización, la cual borra las texturas originales.

Yacimientos: casi todas las carbonatitas están asociadas a complejos alcalinos, especialmente los circulares, o sea, están

asociadas con sienitas foídicas, foidolitas y los equivalentes volcánicos. En estos complejos las carbonatitas a menudo

Rocas plutónicas

103

forman la parte central y cortan todo el complejo en forma de diques radiales o concéntricos. También se conocen

brechas de carbonatitas.

Uso: algunas carbonatitas son yacimientos importantes de apatito, Nb, Ta y tierras raras (Complejo de Palabora en África

del Sur, Península de Kola en Rusia, Brasil). En clima tropical y subtropical se presentan costras de meteorización de

varios metros de espesor, compuestas por los minerales no carbonáticos, fáciles de explotar.

Las rocas volcánicas

102

DESCRIPCIÓN DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS

10.1 LAS RIOLITAS, RIODACITAS Y DACITAS

Definición: son rocas volcánicas o hipoabisales con textura vitrofírica hasta hipocristalina, generalmente porfiríticas y de

color claro. La composición mineralógica normativa es similar a la de los granitoides. Las riolitas son los equivalentes

volcánicos de los granitos, las riodacitas de los granodioritas y las dacitas de las tonalitas. Debido a la abundancia de vidrio

o material criptocristalino, una clasificación exacta requiere de un análisis químico. Su peso específico varía entre 2,2 y

2,8; el promedio está en 2,5.

Composición química:

En la clasificación química de Pecerillo & Taylor (1976) o de Gill (1981) solo aparecen las riolitas con SiO2 > 70% y

las dacitas con SiO2 entre 63 y 70%.


Cuarzo: como fenocristales y en la matriz. Los fenocristales de cuarzo son

comunes en las riolitas y raras en las dacitas; muchas veces están corroídos (Fig.

10.1). En los tipos hialinos generalmente no se encuentran fenocristales de

cuarzo, porque todo el sílice está dentro del vidrio o en forma de una masa

criptocristalina.

Sanidina, anortosa y ortosa: los fenocristales de sanidina son transparentes, sin

maclas o maclados según la ley de Karlsbad; son comunes en las riolitas

potásicas. En las riolitas sódicas se presenta generalmente junto con la anortosa.

La sanidina y anortosa son raras en las dacitas. En las rocas volcánicas viejas la

sanidina se transforma a ortosa micropertítica.

Plagioclasa: la plagioclasa generalmente está presente en las dacitas en forma de

fenocristales y en la matriz. En las riolitas se presentan algunos fenocristales de

plagioclasa, pero por lo general falta en la matriz. Su composición varía entre albita y andesina. La zonación es frecuente y

los núcleos tienen un contenido hasta bitownita. Las plagioclasas de la matriz son más sódicas que los fenocristales y

muchas veces tienen una composición idéntica al halo exterior de los fenocristales.

Biotita: generalmente de color parda. Los fenocristales muestran a menudo un borde resorbido caracterizado por una

mezcla de magnetita y piroxenos (= opacita).

Hornblenda parda o verde: en las riolitas potásicas generalmente junto

con la biotita y también con un halo de opacita (Fig. 10.2 B). En las

riolitas sódicas se presentan anfíboles sódicos (riebequita, arfvedsonita,

hastingsita). En las riolitas, el contenido de minerales ferromagnesianos

es bajo.

Augita diopsídica u ocasionalmente hipersteno, especialmente en las

dacitas. En las riolitas sódicas se presentan piroxenos sódicos (augita

egirínica, egirina).

Enigmatita (o cossyrita): parecido a los anfíboles, en forma de prismas

pardas triclínicas; solo en las riolitas sódicas.


: magnetita, hematita, tridimita, cristobalita, fayalita, apatito, circón, cordierita, granate, titanita, etc.

Textura: las riolitas pueden ser compactas, pero generalmente presentan una textura fluidal formada por la alineación de

cristalitos, esferolitas o microlitos, bandas de diferentes colores o vesículas. La mayoría de las riolitas tienen una textura

porfirítica, debido a dos etapas de enfriamiento:

Primera etapa: dentro de la cámara magmática o en la chimenea se forman cristales grandes e idiomórficos de


103

sanidina, cuarzo, plagioclasa y minerales ferromagnesianos. Los fenocristales de plagioclasa son generalmente zonados, lo

cual se debe a los cambios de la composición química o cambios en la presión y temperatura del magma durante la

cristalización (debido a la convección del magma). Los minerales que se forman en esta primera etapa frecuentemente

sufren posteriormente un desequilibrio físico-químico y se funden parcialmente. De esta manera se forman los cristales

corroídos, que son muy frecuentes en el cuarzo.

Segunda etapa: el magma sale en forma de lava a la superficie y se enfría rápidamente, formando vidrio, cristalitos o

microlitos.

Las riolitas presentan una variedad de texturas en la matriz; las más frecuentes son:

Hialina: con todas las particularidades de perlitas, esferolitas y cristalitos. Un vitrófiro es una roca porfirítica donde

predomina una matriz hialina.

Criptocristalina: muchas veces esta textura resulta por la desvitrificación, que empieza a lo largo de las grietas y que

forma una mezcla de cuarzo o tridimita y feldespatos alcalinos. Muchos de los vidrios en rocas volcánicas viejas son

en realidad criptocristalinas y no se conoce vidrio en rocas más viejas que el Pérmico.

Microcristalina: con microlitos y cristalitos.

Hialopilítica: los microlitos están orientados paralelamente y rodeados por mucho vidrio.

Esferolítica: las esferolitas tienen un diámetro de algunos centímetros y consisten generalmente de fibras de sanidina

entre las cuales se encuentra una modificación de cuarzo o vidrio (Fig. 10.2 A). Es una textura frecuente en las

dacitas de los cerros San Miguel (Barranca) y Cañas Dulce.

Vesicular hasta pumícea o amigdaloidea.

Grupos y variedades

Riolitas: con fenocristales de cuarzo, sandidina y poca plagioclasa; la

mayoría de los minerales ferromagnesianos están en la matriz

(Fig. 10.1).

Riolita potásica (= liparita): rocas leucocráticas con fenocristales de

sanidina, cuarzo y biotita.

Riolita sódica (= pantelerita): generalmente con fenocristales de

anortosa, augita egirínica, enigmatita y anfíboles sódicos.

Obsidiana: contiene más de 80% de vidrio natural de composición

riolítica, formado por un enfriamiento rápido. Presenta fractura

concoidéa, brillo vítreo y generalmente un color muy oscuro.

Fenocristales son pocos pero a menudo se presentan cristalitos.

El índice de refracción del vidrio varía con la composición

química del vidrio (Fig. 10.3). Un vidrio riolítico tiene un

índice entre 1,48 y 1,51, un vidrio dacítico, traquítico o

andesítico entre 1,49 y 1,53 y un vidrio basáltico tiene un

índice entre 1,51 y 1,62. El peso específico de la obsidiana

varía entre 2,2 y 2,4.

Obsidiana s.s.: con menos de 1% agua.

Pechstein: con 4-10% agua, a menudo rojo o verde oscuro

con un brillo céreo. Se la puede considerar como una

obsidiana envejecida.

Perlita: obsidiana con textura perlítica, o sea, con grietas concéntricas.

Palagonita: vidrio basáltico, muy raro.

Piedra pómez: obsidiana con textura pumítica, o sea con abundantes vesículas y un peso específico < 1.

Riodacita: en sección delgada es similar a las riolitas y para diferenciarla se necesita un análisis químico. Los principales

fenocristales son plagioclasa, a veces con un poco de cuarzo muy resorbido y sanidina (Fig. 10.2 A).

Dacita: en sección delgada es generalmente difícil distinguirla de las andesitas. Los fenocristales predominantes son

plagioclasa; la sanidina falta. Los fenocristales ferromagnesianos son principalmente de biotita y hornblenda verde o

parda, con poco augita e hipersteno (Fig. 10.2 B).


104

Adakita: riolita o dacita con altos contenidos de Al2O3 y Sr, bajos de Y y REE pesados. Se define químicamente por Yb< 1,8 ppm; Y < 15-20 ppm; Sr/Y > 40; La/Yb > 20. Los magmas se forman por la fusión parcial de la corteza oceánica subducida o de material básico que sufrió “underplating”; no había mucha contaminación. En Costa Rica se describieron adakitas de la región del Cerro Chirripó y cerro Bola (Ciudad Neily).

Yacimientos: riolitas, riodacitas y dacitas son rocas volcánicas frecuentes en las formaciones de todas las edades y son

principalmente de origen piroclástico. La mayoría de las riolitas-dacitas Cenozoicas afloran en las regiones orogénicas,

principalmente en el Cinturón de Fuego Circumpacífico y en el Mediterráneo. Generalmente están asociadas a las

andesitas, formando domos y pequeñas coladas de lava, caracterizadas por su viscosidad.

Las riolitas y dacitas son del tipo shoshonítico o con alto contenido de K en las áreas orogénicas encima de corteza

continental (Andes, borde oeste de América del Norte, Mediterráneo) y del tipo calco-alcalino o con bajo contenido de K

en las áreas donde la corteza oceánica está evolucionandose.

Muchas riolitas descritas en la literatura antigua son en realidad ignimbritas, o sea, rocas piroclásticas, productos de

nubes ardientes. La provincia riolítica más grande del mundo es la Sierra Madre Occidental en México, donde ignimbritas

cubren más de 250.000 km2 y tienen un espesor promedio de 1 km. En Costa Rica se conocen dacitas del Quebrador

Jaboncillo (Talamanca), el domo de San Miguel (Barranca), los domos de Cañas Dulce (Rincón de la Vieja) y de Crucitas.

Uso: pómez como abrasivo, agregado para la fabricación de cemento (cemento Puzolano), agregado para bloques livianos

de construcción. Perlita para bloques livianos y material de relleno.

10.2 LAS ANDESITAS

Definición: son los equivalentes volcánicos de las dioritas pero mucho más frecuentes que éstas. Se trata de rocas

intermedias con los minerales esenciales plagioclasa y uno o más minerales máficos. Su textura común es porfirítica y su

color varía entre gris oscuro hasta rojizo o verdoso. El índice de color es menor de 38; su peso específico entre 2,4 y 2,8

con un promedio de 2,6.

El nombre de andesita fue

introducido en 1835 por Leopold von

Buch para describir rocas volcánicas

de los Andes de Bolivia y Chile,

compuestas principalmente por

plagioclasa y un poco de hornblenda.

Posteriormente el nombre andesita fue

empleado a diferentes rocas

volcánicas de composición

intermedia. Andesitas se encuentran

en 442 de los 721 volcanes activos en

la lista de KATSUI (1971). Su

composición química promedia es

similar a la composición promedia de

la corteza terrestre y por eso se

supone que los magmas andesíticos

participan en la evolución de la

corteza continental.

Composición química: promedio 58%

SiO2, 17% Al2O3, 3,3% Na2O y 1,6%

K2O.


105

En las clasificaciones químicas de Peccerillo & Taylor (1976), Gill (1981) y Le Bas (1986) se diferencia entre las

andesitas verdaderas con un contenido de sílice entre 57 (56) y 63% y las andesitas basálticas con SiO2 entre 52 (53) y 57

(56)% (Fig. 10.4).


Plagioclasa: pligoclasa hasta labradorita. Se presenta en forma de fenocristales como también como microlitos en la matriz

y constituye el mineral más abundante en las andesitas. Los microlitos tienen una composición más sódica. Los

fenocristales presentan generalmente una zonación compleja: un núcleo homogéneo (a veces con composición de

bitownita), áreas con zonación en manchas y ricas en inclusiones, otras con zonación oscillatoria, un borde claro con

zonación normal o un halo delgado (< 20 μm) con composición de An similar a la de los microlitos; los núcleos a menudo

presentan una resorpción. En algunas andesitas puede haber dos tipos distintos de fenocristales que se diferencian en el

zonado, maclado y la composición de An. Son frecuentes las inclusiones irregulares de vidrio pardo, opacos u otros

minerales en los núcleos (= textura cribosa) o en zonas.

Augita, augita pigeonítica y/o hipersteno: son los minerales máficos más frecuentes y se presentan tanto como fenocristales

como en la matriz. La augita o augita pigeonítica es el mineral ferromagnesiano típico de la matriz. Los fenocristales de

hipersteno a menudo son idiomórficos, con un pleocroismo débil y presentan un borde de augita. El hipersteno es

especialmente frecuente en las andesitas sin olivino y sin biotita u hornblenda.

Hornblenda: fenocristales idiomórficos de la variedad parda o verde, muchas veces con maclas. La opacitización

(transformación a una mezcla de magnetita y piroxenos) es frecuente y puede afectar a todo el cristal.

Biotita: solo se presenta como fenocristales pardos y con diferentes grados de resorpción. Generalmente está asociada a la

hornblenda; en las andesitas basálticas (con muchos piroxenos) la biotita y la hornblenda son raros. Tanto la biotita como

la hornblenda muestran a veces una resorpción completa y los cristales solo quedan indicados por la seudomorfosis de los

granos de óxidos de hierro y de piroxeno.

Cuarzo: a veces como mineral accesorio en los tipos con altos contenidos de biotita y hornblenda. Casi siempre se presenta

en forma de cristales corroídos y con bordes de reacción compuestos por piroxenos; por eso se supone que muchas veces se

trata de xenocristales. A menudo el cuarzo se presenta en la matriz en forma de esferolitos diminutos, donde es difícil de

identificarlo. En las vesículas se presenta muchas veces cristobalita o tridimita.

Olivino: como mineral accesorio en las andesitas con augita y generalmente en forma corroida.

Minerales accesorios: cristobalita, tridimita, apatito y magnetita.

Inclusiones

: muchas andesitas contienen xenolitos y autolitos, a menudo con textura glomeroporfirítica, compuestos por

plagioclasa, clinopiroxenos, ortopiroxenos y magnetita.

Textura: casi todas las andesitas son porfiríticas con una matriz intersertal, hialopilítica o pilotaxítica. Existen también

tipos hialinas, los cuales son difíciles de distinguir de las dacitas y andesitas, donde aparecen granos de todos tamaños,

entre microlitos y fenocristales (= textura seriada). Las plagioclasas y los clinopiroxenos se presentan en dos generaciones.

Texturas vesiculares, escoriáceas y amigdaloideas se presentan con frecuencia. A menudos se observa un crecimiento de

augita sobre hipersteno (= textura en corona).

Variedades: las andesitas se diferencian por el nombre del mineral ferromagnesiano más abundante.

Andesita con augita e hipersteno o andesita piroxénica: es el tipo más común y se encuentra en los volcanes de las

zonas orogénicas y en muchos de los volcanes activos (cordillera de Guanacaste, cordillera Central).

Andesita con augita: la augita es el único piroxeno

Andesita con olivino: el olivino siempre se presenta junto con la augita. Forman la transición hacia los basaltos. Si la

roca contiene más del 5% de olivino o posee un índice de color entre 30 y 38 es mejor llamarla andesita basáltica.

Andesita con hornblenda:

Latiandesita: generalmente no se la puede distinguir de una andesita. Son rocas frecuentes, pero solo mediante un análisis

químico es posible clasificarlas. Por ejemplo, muchas de las "andesitas" de la cordillera Central y cordillera de

Guanacaste tienen contenidos de K2O altos, así que en la norma CIPW resulta más del 10% de ortosa.

Meteorización: las andesitas son muy susceptibles a la alteración hidrotermal y deutérica del tipo propilítico, el cual es

frecuente alrededor de mineralizaciones hidrotermales. La alteración propilítica se caracteriza por su color verdoso, debido


106

a la formación de clorita, actinolita y epidota. Los piroxenos se transforman en uralita; la hornblenda, biotita y los

piroxenos a clorita, calcita, titanita, óxidos de hierro y pirita; plagioclasas a carbonatos, albita y epidota. La clorita

también puede impregnar a todos los minerales primarios y a la matriz. Ejemplos de una propilitización de carácter

regional se encuentra en la cordillera de Tilarán.

En la vecindad de mineralizaciones hidrotermales se presentan también una silicificación, sericitización o una

alteración a arcillas y biotita.

Yacimientos: las andesitas se presentan en forma de colada de lavas, diques, sills y cuellos volcánicos. En las regiones

continentales orogénicas están asociadas a basaltos y riolitas y por lo tanto son comunes en América Central.

Uso: como agregado para concreto, asfalto, bases de carreteras, y como piedra ornamental.

10.3 LAS TRAQUITAS Y LATITAS

Definición: son rocas volcánicas o hipoabisales de color gris claro o con matices rosados o amarillos, compuestas

principalmente por feldespatos (feldespatos alcalinos y plagioclasa) y minerales ferromagnesianos. Al aumentar la cantidad

de plagioclasa pasan a las andesitas. Su peso específico varía entre 2,5 y 2,9; con un promedio de 2,6.

Traquita

Latita

Feldespatos alcalinos 45 - 80 % 20 - 45 %

Plagioclasa sódica 5 - 25 % 30 - 50 %

Máficos 10 - 30 % 15 - 60 %


Sanidina, menos frecuente anortosa: se presenta como fenocristales, pero más frecuentemente dentro de la matriz. Los

fenocristales son transparentes, con maclas de Karlsbad y contornos corroídos; la textura pertítica es poco frecuente.

Plagioclasa (oligoclasa - andesina): muchas veces la plagioclasa forma los únicos fenocristales de feldespato, mientras que

la sanidina está restringida a la matriz. Generalmente presenta zonación.

Biotita parda: es el mineral máfico más común y se presenta generalmente solo como fenocristales, a veces casi opaca

por la resorpción.

Hornblenda: generalmente como fenocristales con fenómenos de resorpción. Casi siempre está acompañada de la biotita.

En las traquitas calcoalcalinas y las latitas se presenta la hornblenda parda (= oxihornblenda), mientras que en las

traquitas alcalinas se presenta arfvedsonita, riebequita o barqueviquita

Piroxenos: en las traquitas calcoalcalinas y las latitas se presenta augita diopsídica, raras veces hipersteno, en las traquitas

alcalinas augita egirínica hasta egirina. Los piroxenos se presentan por lo general en la matriz.


: olivino, magnetita, titanita, apatito; en las traquitas calcoalcalinas también circón, cuarzo o tridimita,

en la alcalinas feldespatoides (nefelina, sodalita, analcima), fluorita o enigmatita.

Textura: la mayoría de las traquitas y latitas son porfiríticas con una matriz holocristalina y típicamente microlítica. La

sanidina es de grano fino hasta criptocristalina y difícil de identificar. La textura traquítica, con microlitos de sanidina en

disposición fluidal, es frecuente en la traquitas. Vidrio se presenta solo en pequeñas cantidades.

Variedades:

Traquita biotítica (o normal)

Traquita biotítica hornbléndica

Traquita potásica: compuesta esencialmente por fenocristales y microlitos de sanidina.

Traquita sódica (= queratófiro): se trata de una traquita albitizada, de aspecto muy alterada, compuesta de albita, clorita,

epidota, calcita, egirina, riebequita, zeolitas y poca pertita. O sea, la mayoría de los minerales son secundarios,

formados por un enriquecimiento secundario de Na.

Latita augítica

Latita augítica biotítica


107

Yacimientos: son rocas relativamente raras que se presentan como coladas y masas intrusivas hipoabisales (domos).

Muchas veces están asociadas con fonolitas y basaltos. Se las encuentra también en el volcanismo submarino,

generalmente en la variedad de traquitas alcalinas con mucha albita secundaria (= queratófiro) y en asociación con

espilitas. Traquitas son relativamente frecuente en Italia (Vesubio) y Francia.

10.4 LOS BASALTOS

Definición: los basaltos son las rocas volcánicas más abundantes y son los equivalentes volcánicos de los gabros. Son

rocas equigranulares hasta porfiríticas con una matriz afanítica. Generalmente son de color negro debido al alto contenido

de minerales ferromagnesianos y tienen un peso específico elevado, variando entre 2,7 y 3,2 con un promedio alrededor de

3. Muchos de los basaltos se formaron por efusiones submarinos y se caracterizan por la presencia de almohadones. Están

formados por:

Plagioclasa cálcica 40 - 60%

Piroxenos, olivinos, opacos 35 - 55%

Clasificación: el límite entre los basaltos y las andesitas es difícil de trazar. Los criterios que se usan son:

Presencia de olivino en los basaltos; solo se puede utilizar como diagnóstico en las rocas holocristalinas.

Contenido de anortita de las plagioclasas mayor del 50% en los basaltos. Este criterio no es muy seguro, porque los

fenocristales de plagioclasa generalmente presentan zonación. Además, los microlitos de plagioclasa tienen una

composición más sódica. No se puede aplicar a las rocas hialinas o hipocristalinas. El límite de An 50 puede ser

satisfactorio si se calcula mediante la norma CIPW el contenido normativo de anortita.

Contenido de sílice menor del 52% (recalculado libre de volátiles) en los basaltos.

Indice de color modal (M) mayor de 36 en los basaltos (equivalente a 40% normativo).

La "Subcomisión de Sistemática de rocas Igneas" optó por un criterio doble: por un lado el contenido de sílice, por

otro lado el índice de color. Esto significa que para la clasificación exacta de un basalto se necesita un análisis químico:

SiO2 > 52% = andesita < 52% = basalto

M > 40 = mela-andesita < 40 = leuco-basalto

Si no se dispone de un análisis químico, es mejor emplear los términos "andesita basáltica" o "basalto andesítico".

Composición química (en % del peso):

toleítico

calcoalcalino

alcalino

SiO2 50 21,3 46,0

TiO2 2,6 0,9 3,1

Al2O3 14,3 18,6 15,0

Fe2O3 3,0 2,9 4,5

FeO 8,4 5,8 8

MgO 7,3 6,0 7,7

CaO 10,5 10,3 10,2

Na2O 2,1 2,9 3,4

K2O 0,4 0,7 1,4

Los basaltos toleíticos típicos tienen contenidos de SiO2 alrededor del 50%, bajos contenidos de Al2O3 y álcalis. En

la norma CIPW aparece siempre hipersteno y cuarzo u olivino. Los basaltos calcoalcalinos se diferencian químicamente de

los basaltos toleíticos y alcalinos principalmente por su alto contenido en Al2O3 y bajos contenidos en hierro y

especialmente TiO2. En la literatura se encuentra frecuentemente el término basalto con alto contenido de alumina


108

("high-alumina-basalt") el cual no se refiere a cierto tipo de basalto sino a cualquier basalto con Al2O3 > 17%. Los basaltos

alcalinos tienen bajos contenidos de SiO2 y muchos álcalis y TiO2. En la norma CIPW aparece nefelina, lo cual es el

diagnóstico principal.


Plagioclasa: existe considerable variación en la composición de las plagioclasas. En los basaltos porfiríticos, los

fenocristales son de labradorita hasta anortita, mientras que las plagioclasas de la matriz son de andesina-labradorita.

Zonación, inclusiones de vidrio dispuesto en zonas y maclas complejas son frecuentes en los fenocristales.

Piroxenos: los clinopiroxenos son el mineral ferromagnesiano más importante y se presentan tanto como fenocristales

como en la matriz. Los fenocristales son a menudo idiomórficos con cortes octagonales; zonación y maclas son frecuentes.

Los basaltos toleíticos tienen fenocristales de augita diopsídica, mientras que los piroxenos de la matriz son de pigeonita.

La augita de los basaltos alcalinos puede tener un alto contenido de Ti y estructura reloj de arena. El hipersteno se presenta

en la matriz de los basaltos calcoalcalinos y raras veces como fenocristal.

Olivino: es un mineral frecuente en los basaltos toleíticos olivínicos y los alcalinos, mientras que en los basaltos toleíticos

y los calcoalcalinos es accesorio. Por lo general se presenta solo

como fenocristal, con formas idiomórficas o corroídas. A menudo

muestra serpentinitización o alteración a iddingsita, a veces tiene

coronas de hipersteno.

Óxidos de hierro: como microfenocristales se encuentra

frecuentemente la magnetita titanífera, raras veces también la

ilmenita. Los óxidos de hierro se presentan especialmente en forma

de pequeños granos dentro de la matriz. Cerca de las vesículas la

magnetita se transforma en hematita.


: oxihornblenda, cuarzo, cristobalita, tridimita,

biotita, apatito. En los basaltos alcalinos se pueden encontrar

feldespatos alcalinos, nefelina y analcima en forma intersticial.

Textura: los basaltos presentan un gran variedad de texturas (Fig. 10.5), variando desde holocristalina a hialina.

Generalmente son porfiríticos hasta glomeroporfiríticos, con textura seriada, o sea, presentan una distribución de tamaños

con gradación desde los fenocristales hasta los microlitos. Un magma basáltico es muy fluido y por eso la formación de

vidrio es rara. Vidrio basáltico solamente se presenta como costras delgadas en la superficie de las coladas, los bordes de

los almohadones o diques delgados. En macroscopía el vidrio basáltico tiene un color negro, en sección delgada puede ser

verde claro hasta oliva (sideromelana) o entre amarillo café hasta casi opaco (taquilita). El vidrio basáltico se altera

fácilmente a palagonita con aspecto resinoso y en sección delgada con colores amarillos a anaranjados.

En los tipos hipocristalinos se encuentran texturas variolíticas (= similar a esferolítica; Fig. 10.5), intersertal e

hialopilítica. Muchos de los basaltos son holocristalinos con textura intergranular, pilotaxítica u ofítica. En muestras de

mano, los basaltos holocristalinos son difíciles de distinguir de los microgabros y doleritas. Muy corriente es una textura

fluidal, vesicular, escoriácea o amigdaloidea (con relleno de zeolitas, calcita, clorita o calcedonia).

Variedades (Fig. 10.6):

Basalto toleítico: los minerales esenciales son plagioclasa (labradorita - bitownita como fenocristales, labradorita como

microlitos), clinopiroxenos pobres en Ca (pigeonita) y óxidos de hierro.

Basalto toleítico olivínico: igual a los basaltos toleíticos pero con olivino. A veces el contenido de olivino es muy alto

(20-50%) y se llaman basaltos picríticos u oceanitas.

Basalto calcoalcalino: compuestos por mucha plagioclasa, piroxenos ricos en Ca y pobres en Fe (augita), a menudo

hipersteno y raras veces olivino u hornblenda. Según los minerales ferromagnesianos se distingue entre basaltos

calcoalcalinos hipersténicos y basaltos calcoalcalinos hornbléndicos. Están asociados a andesitas, dacitas y riolitas,

pero ocupan menos volumen que las primeras. Son similares a los basaltos toleíticos y se distinguen de estos por ser

más ricos en plagioclasa e hipersteno (en lugar de la pigeonita).


109

Basalto alcalino: los minerales esenciales son plagioclasa (labradorita), clinopiroxenos ricos en Ca y Ti (augita titanífera),

olivino y magnetita. Muchas veces el olivino es el único fenocristal y se presenta también en la matriz (Cuadro

10.1).

Basalto komatiítico: por lo general se presentan muy alterados y metamorfizados. Su composición original consta de

muchos clinopiroxenos ricos en Cr, olivino, óxidos de hierro y plagioclasa. Los piroxenos y olivinos se presentan a

veces en forma de esqueletos o con textura espinifex. Forman la transición entre las komatiitas (= lavas ultrabásicas)

y los basaltos.

Cuadro 10.1

Características de los basaltos alcalinos y los basaltos toleíticos y calcoalcalinos

Basalto alcalino

Basalto toleítico y calcoalcalino

Plagioclasa Labradorita - andesina, a veces solo

microlitos

Labradorita - bitownita, microlitos

labradorita

Clinopiroxenos ricos en Ca y muchas veces titaníferos pobres en Ca (pigeonita)

Ortopiroxenos faltan Hipersteno como microlitos, raras

veces fenocristales

Olivino a veces único fenocristal, microlitos en la

matriz sin borde de reacción

solo como fenocristal, borde de

reacción de piroxenos

Vidrio falta poca

Inclusiones ultramáficas frecuentes, peridotita, dunita, eclogita faltan

Alteración: tenemos que distinguir entre la alteración meteórica y

la alteración hidrotermal, producida por la adición de elementos

químicos y el desarrollo de nuevos minerales.

Meteorización: se observan dos estados de alteración. Primero los

feldespatos se transforman a arcillas, se vuelven blancos y la roca

obtiene un color más claro; los olivinos se transforman

principalmente en iddingsita, serpentina o nontronita; los piroxenos

y los opacos permanecen inalterados. Luego, los piroxenos se

transforman a clorita, nontronita, serpentina y carbonatos, la roca

se lateriza, resultando una masa amarillenta, terrosa, con estructura

cavernosa. Todos los componentes se descomponen en coloides y

se distinguen todavía las siluetas de las plagioclasas, cuyo centro es

coloidal, el exterior está formado por pajuelas cristalinas de gibsita.

Alteración hidrotermal Saussuritización: las rocas se enriquecen en Na y se empobrecen en

Ca.

Hidratación: los minerales ferromagnesianos se transforman a

clorita, serpentina, iddingsita, epidota y carbonatos.


110

Caolinitización y sericitización: los feldespatos se transforman en caolinita o sericita, según:

2 KAlSi3O8 + 3H2O Al2(OH)4Si2O5 + 4SiO2 + 2KOH

caolinita

3 KAlSi3O8 + 2H2O KAl2(OH)2Si3O10 + 6SiO2 + 2KOH

sericita

Espilitas: basaltos alterados con un color verdoso, generalmente amigdaloideas y no porfiríticas. La plagioclasa original

(labradorita) ha sido reemplazada por albita o zeolitas, los minerales ferromagnesianos por clorita, actinolita, calcita y

epidota. A menudo se trata de lavas en almohadones, asociadas con pedernal y queratófiros (Complejo de Nicoya).

Probablemente se forman debido al enterramiento o la subducción.

Yacimientos

- Basaltos toleíticos: son las rocas volcánicas más abundantes y ocupan áreas muy extensas, como por ejemplo las mesetas

basálticas de Karoo (África del Sur), Patagonia y Paraná (América del Sur), Rio Columbia (EE.UU.) y Deccán

(India). Además, este tipo de basalto se forma constantemente en las dorsales medio-oceánicas. También se los

encuentra en algunas islas oceánicas (Hawaii). En Costa Rica, los basaltos del Complejo de Nicoya, los basaltos

viejos de la cordillera de Tilarán y algunos más aislados son toleíticos.

- Basaltos calcoalcalinos: están asociados a andesitas-riolitas en las regiones orogénicas, tales como el cinturón de fuego

circumpacífico. La mayoría de los arcos volcánicos son de carácter calcoalcalino, sin embargo, el vulcanismo en

estos arcos empezó muchas veces con basaltos toleíticos.

- Basaltos alcalinos: son frecuentes al comienzo de la evolución de las islas oceánicas (Hawaii). Están asociados con los

diferenciados alcalinos, tales como traquitas y fonolitas.

- Basaltos komatiíticos: frecuentes en el Precámbrico de África del Sur, Australia, India, Canadá y el Mesozoico de

Grecia. En Costa Rica se presentan en la cuenca del Tempisque.

10.5 LAS FONOLITAS

Definición: son los equivalentes volcánicos de las sienitas nefelínicas. Se distinguen de las traquitas por ser más ricas en

álcalis y por sus contenidos más altos de feldespatoides. Su composición mineralógica varía entre:

Feldespatos potásicos 15 - 75%

Feldespatoides 10 - 40%

Plagioclasa sódica 0 - 30%


Al aumentar el contenido de plagioclasa a expensas del feldespato potásico, las fonolitas pasan a tefritas.

Son rocas de color verdoso claro hasta oscuro y a menudo presentan un brillo céreo debido a la presencia de

nefelina. Al ser golpeados con la piqueta suenan, lo que ha dado su nombre a estas rocas. Muchas fonolitas se dividen en

láminas delgadas.


Sanidina, menos frecuentemente anortosa: son los constituyentes más importantes que se presentan tanto como

fenocristales como en la matriz. Frecuentemente están alterados a zeolitas o sodalita.

Plagioclasa sódica (albita - andesina): se presenta en algunas fonolitas máficas.

Nefelina: es difícil de identificar si se presenta en forma intersticial. Cuando es abundante forma fenocristales y

microfenocristales con contornos hexagonales o cuadrados. Se altera fácilmente a zeolitas, analcima y caolinita.

Leucita: casi siempre se presenta como cristales idiomórficos con contornos octagonales hasta redondos. Los fenocristales

muestran una birrefringencia muy débil y maclas polisintéticas (similar a la microclina). Los cristales de la matriz son

isotrópicos, a menudo con anillos de inclusiones de vidrio. Por la alteración se transforman en zeolitas y analcima.

Sodalita, noseana, hauyna: forman cristales isotrópicos e idiomórficos (dodecaédricos) y se presentan tanto como

fenocristales como en la matriz. La sodalita es incolora cuando está fresca y empeñada cuando está alterada. La hauyna y

noseana tienen tintes azules; la noseana se caracteriza por coronas opacas de color pardo u ocre. Todos los minerales del

grupo de la sodalita alteran a zeolitas y óxidos de hierro.


111

Analcima: se presenta en la matriz, como fenocristal o como mineral secundario. Es cúbico pero por lo general presenta un

poco de birrefringencia.

Augita egirínica y egirina: son los minerales ferromagnesianos más comunes y se presentan como fenocristales y en la

matriz. Son fenocristales son a menudo zonados, con núcleos de diópsido, zonas intermedias de augita egirínica y aureolas

de egirina. El piroxeno de la matriz es normalmente la egirina. Raras veces se presenta augita titanífera.

Anfíboles sódicos (hastingsita, barqueviquita. arfvedsonita o riebequita): se presentan generalmente como fenocristales.

Muchas veces se observan aureolas de resorción de egirina y magnetita.

Minerales accesorios: biotita, olivino, melanita, magnetita (a menudo secundaria), titanita, apatito, circón.

Minerales de alteración

: limonita, hematita, magnetita, clorita, serpentina, iddingsita, sericita, calcita, caolinita, analcima,

zeolitas.

Textura: generalmente son rocas holocristalinas porfiríticas. Los fenocristales principales son sanidina, egirina, anfíboles y

feldespatoides. La matriz es afanítica, formada por microlitos de sanidina, egirina y feldespatoides; vidrio solo se presenta

en cantidades muy pequeñas. Si la roca contiene mucho feldespato, la textura es traquítica, si contiene mucha nefelina y

egirina la textura es microgranular.

Variedades:

Fonolita nefelínica (= normal)

Fonolita noseánica Fonolita analcímica Fonolita leucítica

Fonolita tefrítica: debido a su textura afanítica, las plagioclasas son difíciles de identificar. Para la clasificación exacta se

requiere de un análisis químico y la norma CIPW. Contienen más de 10% de plagioclasa.

Yacimientos: son rocas volcánicas poco frecuentes y se presentan generalmente en forma de coladas, diques y sills.

Según su distribución geográfica se puede distinguir entre:

Fonolitas del vulcanismo continental, no orogénico, asociadas a basaltos, basanitas y traquitas (EE.UU., Alemania,

Francia, Kenia).

Fonolitas del vulcanismo oceánico, asociadas a traquitas y basaltos olivínicos (Islas Canarias). Se trata de productos de

diferenciación de un magma basáltico.

10.6 LAS TEFRITAS

Definición: son los equivalentes volcánicos de los gabros/dioritas foidíferos y están compuestos por los minerales

esenciales plagioclasa cálcica y un feldespatoide. Los principales minerales ferromagnesianos son piroxenos y olivinos.

Tienen un color gris hasta negro y a menudo son vesiculares. Muchas veces los feldespatoides están ocultos dentro de la

matriz de grano fino. Al bajar el contenido de feldespatoides las tefritas pasan a los basaltos alcalinos.


Nefelina: generalmente se presenta en forma intersticial en la matriz; raras veces se encuentran fenocristales con cortes

hexagonales.

Leucita: se presenta en dos generaciones; los fenocristales tienen la típica sección octagonal (= icositetraedro), a menudo

tienen una birrefringencia muy débil y maclas polisintéticas en diversas direcciones. La leucita de la matriz es isotrópica

con anillos concéntricos de inclusiones de vidrio.

Plagioclasa: se presenta como fenocristales (labradorita hasta bitownita con zonación) y en la matriz.

Analcima: en algunas rocas reemplaza parcial o completamente a la nefelina.

Augita titanífera y egirínica: A menudo fenocristales con estructura reloj de arena. El piroxeno de la matriz es más bien

una augita egirínica.

Olivino: se presenta normalmente como fenocristal y es un componente esencial en la basanitas.


112


: sodalita, hauyna, noseana, magnetita, melilita, biotita, hornblenda, apatito, perowskita, melanita.

Textura: por lo general tienen una textura porfirítica con una matriz de grano muy fino, a veces hipocristalina.

Variedades:

Tefrita nefelínica: augita titanífera, nefelina, plagioclasa

Tefrita leucítica: augita titanífera, leucita, plagioclasa Tefrita hauyínica:

Basanita: tefrita con más del 5% de olivino. Son rocas melanocráticas con

muchos fenocristales de augita titanífera; el feldespatoide es generalmente la

nefelina, sin embargo, se conocen también basanitas analcímicas y basanitas

leucíticas (cerro Mercedes, cerca del Río San Juán).

Tefrita fonolítica: en algunas de las tefritas se presenta sanidina en forma de

corona delgada alrededor de las plagioclasas o en forma intersticial. Por lo

general es muy difícil hasta imposible de identificarla y para la clasificación

de la roca es necesario hacer un análisis químico. Al calcular la norma CIPW

resultan contenidos elevados de ortosa (10-50%).

Yacimientos: se presentan en áreas volcánicas del Terciario o Reciente, como en Italia (Vesubio), las Islas Canarias,

Hawaii y Francia.

10.7 LAS FOIDITAS

Definición: son rocas volcánicas raras con una gran variación en su composición mineralógica. Tienen un color gris

verdoso oscuro hasta negro. Están compuestas principalmente por feldespatoides y minerales ferromagnesianos:

Feldespatoides 30 - 90%


Feldespatos 0 - 10%


Nefelina: se presenta generalmente en la matriz; a veces también como fenocristales idiomórficos.

Leucita: se presenta como fenocristales idiomórficos y en la matriz.

Hauyna, noseana, sodalita:

Analcima:

Augita titanífera, augita egirínica o diopsídica: en la nefelinitas los fenocristales más comunes son de augita titanífera, a

veces con borde de augita egirínica. En la matriz se presenta generalmente egirina. En las leucititas se presenta la augita

diopsídica.

Olivino:

Magnetita:

Melilita: como microfenocristales y principalmente como microlitos tabulares en la matriz. Forma laminillas con

birrefringencia baja, extinción paralela, color de interferencia anómalo azul y a veces con estructura de espigas.


: hornblenda parda, apatito, plagioclasa, biotita, titanita, perowskita.

Textura: generalmente son rocas porfiríticas y holocristalinas con fenocristales de feldespatoides y augitas, dentro de una

matriz compuesta por los mismos minerales, de accesorios y muy poco vidrio.

Variedades:

Nefelinita: los minerales principales son nefelina, augita titanífera y magnetita.

Nefelinita olivínica: nefelinita con olivino


113

Nefelinita melilítica: nefelinita con melilita

Analcimita olivínica: en lugar de la nefelina se presenta analcima.

Leucitita: leucita, plagioclasa, augita, melilita, magnetita ± olivino (Fig. 10.7).

Yacimientos: son rocas poco frecuentes que se encuentran en forma de coladas o intrusiones hipoabisales. Nefelinitas se

conocen en Uganda, Kenia, Nueva Zelanda, Alemania; analcimitas en Escocia y EEUU; melilititas en Congo y Alemania.

Leucititas se presentan solamente en áreas volcánicas jóvenes, como Italia, EEUU (Leucite Hill).

10.8 ROCAS VOLCÁNICAS ULTRABÁSICAS

Definición: son rocas volcánicas casi holocristalinas, compuestas por más del 90% de minerales ferromagnesianos.

Textura: son rocas porfiríticas que presentan las mismas texturas como los basaltos feldespatoídicos.

Variedades

Komatiitas: generalmente se presentan alteradas y muchas veces presentan estructuras en almohadillas. Contiene más del 18% de MgO; muchos tienen hasta de 38% MgO. Su composición original era de olivino, diópsido y magnetita, con

cromita accesoria. La característica principal es la textura "espinifex", compuesta por agregados subparalelos de láminas

de olivino (±50%) con forma esquelético y con una longitud hasta de varios centímetros. Entre los esqueletos de olivino (o

sus productos de alteración) se encuentra clinopiroxenos aciculares, magnetita dendrítica, esqueletos de cromita y vidrio (o

clorita como producto de alteración del vidrio). Se presenta asociada a basaltos toleíticos, pero su volumen nunca excede el 10% de las rocas basálticas.

Kimberlitas: compuesta por fenocristales redondeados de olivino, flogopita, ilmenita, piropo y piroxenos (broncita y

diópsido crómico) dentro de una matriz de grano fino compuesta por olivino, flogopita, carbonatos, perowskita

serpentina y clorita. Los fenocristales de olivino están generalmente frescos, mientras que el olivino de la matriz esta

serpentinizado. El contenido de olivino está en el rango entre 30 y 90%.

Melilititas: olivino (50%), melilita (30%), nefelina, biotita, apatito, perowskita, ilmenita y calcita.

Lavas de carbonatitas son muy raras pero han sido observados en el volcán Oldoiuyo Lengai (Tansania). La lava

salió del cráter con un color negro, pero después de unos días se volvió blanco. Consiste de microfenocristales de un

carbonato de Na, K y Ca dentro de una matriz compuesta por carbonato de Na hidratado y fluorita. Debido a la solubilidad

de los carbonatos estas lavas se meteorizan rápidamente.

Yacimientos: son rocas raras y se presentan generalmente en las partes inferiores de sills básicos, debido a una

diferenciación gravitativa del olivno y de los piroxenos. También forman coladas individuales o pequeños cuerpos

intrusivos (pipes de kimberlita con diamantes).

10.9 LOS LAMPRÓFIROS

Definición: son rocas hipoabisales, oscuras, meso hasta melanocráticas, cuya composición mineralógica y textura difiere

mucho de las rocas caja. Por lo general se presentan alteradas.


Biotita pardo oscuro: es el mineral ferromagnesiano más abundante y muchas veces está alterada a clorita.

Hornblenda parda, raras veces hornblenda verde: a menudo cloritizada.

Augita: a menudo alterada a calcita, clorita y óxidos de hierro. En los lamprófiros alcalinos se presenta la augita titanífera.

Plagioclasa: por lo general dentro de la matriz.

Ortosa: por lo general en forma intersticial dentro de la matriz.


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: olivino, cuarzo, analcima, magnetita, apatito, pirita, melanita, perowskita, melilita.

Textura: muchos de los lamprófiros tienen una textura holocristalina porfirítica, donde casi todos los minerales tienden a

ser idiomórficos (= textura panidiomórfica). Los fenocristales consisten generalmente de minerales ferromagnesianos, los

feldespatos están restringuidos a la matriz. Los microlitos de feldespato muestran a veces una textura en forma radial o en

abanico; texturas amigdaloideas son comunes.

Variedades:

Lamprófiros biotíticos Minetta: fenocristales de biotita en una matriz de biotita y ortosa. Accesorios son hornblenda y augita. Es el lamprófiro

más común (Fig. 10.8).

Quersantita: fenocristales de biotita en una matriz de biotita y plagioclasa. Accesorios son augita, hornblenda y cuarzo.

En los lamprófiros muchas veces la alteración de la roca no permite la determinación de los feldespatos.

Lamprófiros hornbléndicos Vogesita: fenocristales de hornblenda y augita en una matriz de hornblenda, augita y ortosa. Accesorios son plagioclasa,

biotita y a veces cuarzo en textura micrográfica.

Espesartita: fenocristales de hornblenda en una matriz de hornblenda, plagioclasa y augita. Accesorios son ortosa,

cuarzo y biotita.

Lamprófiros alcalinos: generalmente están asociados a rocas alcalinas.

Camptonita: roca melanocrática con fenocristales de barqueviquita, augita titanífera y olivino en una matriz compuesta

de los tres minerales anteriores, más un poco de plagioclasa cálcica. Presenta a veces analcima accesoria.

Monchiquita: fenocristales de olivino y augita titanífera, menos frecuentemente hornblenda parda y biotita, dentro de

una matriz isotrópica compuesta por analcima primaria y microlitos de minerales ferromagnesianos.

Fourchita: similar a la monchiquita pero sin olivino.

Limburgita: fenocristales de augita y olivino en una matriz de vidrio pardo con microlitos de augita. No hay

feldespatos.

Alnoíta: fenocristales de biotita y olivino. No hay feldespatos.

Yacimientos: los lamprófiros son rocas frecuentes que se presentan en

forma de diques y sills, pero nunca se presentan en yacimientos grandes y

por lo tanto su volumen total es insignificante. Se los encuentra en casi

todas las áreas volcánicas y plutónicas; en Costa Rica se conocen

espesartitas de la zona atlántica. Los lamprófiros calcoalcalinos están

asociados a intrusiones de granitoides y dioritoides, los alcalinos a

sienitoides foídicos.

10.10 LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS

Las rocas piroclásticas son el producto de erupciones volcánicas

explosivas. El material expulsado puede estar compuesto exclusivamente

por pedazos de magma incandescente o por fragmentos sólidos (minerales

o rocas más viejas); por lo general se trata de una mezcla de los dos.

Las rocas piroclásticas se las puede subdividir en los tres tipos

genéticos:

10.10.1. Depósitos de caida: los fragmentos más grandes son expulsados con trayectorias balísticas y el viento no afecta

su depositación. Por lo general no contienen carbón vegetal, ya que su temperatura fue baja.


115

De acuerdo al tamaño y las características de los fragmentos se distinguen:

Depósitos de escorias: compuestos principalmente por bloques y bombas

vesiculares de basaltos hasta andesitas, formados por erupciones hawaiianas y

estromboleanas. Cuando están consolidados se llaman brecha volcánica

(fragmentos angulares) o aglomerado (fragmentos con deformación

aerodinámica).

Depósitos de pómez: compuestos por pómez de composición riolítica,

andesítica, fonolítica o traquítica, formados por erupciones plinianas. Una vez

consolidados se llaman aglomerado o toba de lapilli pumítico.

Depósitos de cenizas: formados por diferentes tipos de erupciones, muchas

veces del tipo freático, freatomagmático o vulcaniano. Las cenizas volcánicas

y sus equivalentes consolidadas, las tobas, revelan los efectos de la gravedad

que clasifica a los componentes de acuerdo a su tamaño y su densidad. Estos

efectos se pueden observar tanto en dirección lateral como vertical. A mayor

distancia del centro de erupción, el tamaño de los granos se hace más fino, aunque hay excepciones a esta regla, que

resultan de las diferencias en la densidad de los componentes o de la dirección de los vientos. De las diferencias en la

densidad resulta además la estratificación graduada, caracterizada por la concentración de los fragmentos más grandes y

de mayor densidad en la base del estrato (= diferenciación eólica).

Las cenizas están compuestas por diferentes proporciones de vidrio, cristales y fragmentos de roca. Según el

predominio de uno de estos se las subdivide en:

Tobas vítreas: el componente principal son esquirlas de vidrio ("shards"). Muchas de las tobas vítreas son de

composición riolítica o dacítica. Las esquirlas se presentan en forma de "Y", media luna, placas planas, fibras finas o

polvo (Fig.10.9). Son los restos de las paredes de burbujas y vesículas de rocas escoriáceas o pumíticas. El vidrio puede

ser incoloro hasta pardo; transparente hasta casi opaco, debido a la inclusión de polvo de magnetita. En las tobas antiguas,

el vidrio se encuentra desvitrificado a un agregado criptocristalino de cuarzo y feldespatos.

Los constituyentes subordinados son cristales y fragmentos de cristales de diferentes minerales, fragmentos de roca o

fósiles. Minerales secundarios son calcita, arcillas, nontronita, seladonita, zeolitas, cristobalita, ópalo, calcedonia, cuarzo y

óxidos de hierro. Debido a la alta porosidad y a la presencia de vidrio, la meteorización y alteración de todas las rocas

piroclásticas es rápida y fácil y siempre empieza con una desvitrificación.

La bentonita es una toba vítrea alterada a montmorillonita y cristobalita que se usa en perforaciones, para la

fabricación de catalizadores y para la limpieza de aceites. De la sustitución por ópalo, calcedonia y cuarzo criptocristalino

resultan tobas silicificadas (= porcelanitas) que se parecen al pedernal.

Tobas cristalinas: el componente principal son cristales y fragmentos de cristales, generalmente en forma angular. El

tipo de los cristales varía según la composición química de la toba: En tobas riolíticas los cristales son de cuarzo, sanidina,

biotita y hornblenda; en las tobas andesíticas son de plagioclasa, piroxenos y magnetita y en las tobas basálticas son de

plagioclasa, olivino, augita y magnetita. Constituyentes subordinados son vidrio y fragmentos de roca. Cuando los

cristales se encuentran dentro de una matriz de polvo vidrioso, es a veces difícil distinguir la toba de una lava.

Tobas líticas: el componente principal son fragmentos de roca. Los fragmentos consisten de rocas volcánicas más

antiguas (= tipo accesorio), de lavas o rocas piroclásticas asociados genéticamente con la toba (= tipo esencial o cognado)

o por rocas del basamento sedimentario o metamórfico (= tipo accidental). Componentes subordinados son vidrio y

cristales. Poseen una típica textura clástica con fragmentos angulares.

10.10.2. Depósitos de flujo: por lo general están pobremente clasificados (textura caótica). La superposición de varios

flujos da a veces la impresión de una estratificación. A veces contienen chimeneas de desgasificación, donde la fracción

fina ha sido eliminada. Se depositaron a temperaturas altas, por lo cual contienen: (1) carbón vegetal, (2) colores rojizos

debido a la oxidación del hierro o colores oscuros debido a la cristalización de microlitos diseminados de magnetita o (3)

presencia de un horizonte soldado.


116

La presencia de carbón vegetal y los indicios de alta temperatura

distinguen los flujos piroclásticos de los lahares o las avalanchas de roca.

Se distinguen:

Depósitos de flujos con bloques y ceniza ("block- and ash-flow deposit"):

están controlados por la topografía. El material no presenta ninguna

clasificación y consiste de bloque que pueden tener un diámetro muy grande

(hasta 5 m) de lavas masivas que muestran a veces fisuras radiales de

enfriamiento, lo cual indica que fueron expulsados en estado caliente. Los

bloques son de carácter cognado, o sea, se formaron durante erupciones

anteriores del mismo volcán y todos tienen una composición parecida. A

veces se observa una gradación inversa, carbón vegetal y chimeneas de

desgasificación. La matriz consiste de ceniza con “shards”. En la superficie presentan “levees”, frentes muy inclinadas y

bloques grandes.

Depósitos de flujos con escorias ("scoria-flow deposits"): similar a los anteriores, pero con bloques vesiculares hasta de

1 m de diámetro. En la base del flujo se encuentran a veces unas capas de grano fino. Este tipo de flujo es frecuente en la

base del Valle Central y se los explotan como material de construcción.

Depósitos de flujos con pómez ("pumice-flow deposits"): compuestos por ceniza, lapillis de pómez redondeados y

bloques de pómez hasta un diámetro de 1 m. A veces las pómez muestran una gradación inversa, mientras que los

bloques líticos tienen gradación normal. A menudo presentan uno o varios horizontes soldados. Frecuentemente contienen

fragmentos de pómez que han sido comprimidos y deformados hasta adquirir la forma de lentes, discos o "fiames",

generalmente de color oscuro (Fig. 10.10).

En sección delgada se observan trozos de vidrio que han sido aplanados y acoplados intensamente unos a otros (Fig.

10.11) y que se estrechan a veces contra los fenocristales (= figuras de aplastamiento; Fig. 10.10). También las vesículas

son aplastadas, lo que da un aspecto orientado a la roca. Un buen ejemplo es el flujo de pómez biotítica del Río Liberia

(Formación Liberia).

A veces, la textura de los componentes de un depósito piroclástico nos indica la dirección del flujo (Fig. 10.12).

Algunos autores denominan los depósitos de flujos con pómez como ignimbritas, otros utilizan el término ignimbrita

para todas las tobas de flujo soldadas ("welded tuff") y un tercer grupo utiliza ignimbrita como término genérico para

todos los flujos piroclásticos.

10.10.3. Depósitos de oleadas piroclásticas: una oleada típica presenta estructuras sedimentarias, tales como

estratificación cruzada, dunas, capas que se ensanchan y adelgacen; a menudo contienen lapillis acrecionados. Los estratos

individuales presentan una buena clasificación granulométrica.

En comparación con el flujo piroclástico contienen más componentes densos (fragmentos juveniles con poca

porosidad, cristales y líticos). Encima de los flujos piroclásticos se deposita a veces otra oleada piroclástica (= "ash-cloud

deposit") con un espesor menor de 1m.


117


118

Las rocas metamórficas

117

DESCRIPCIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

11.1. ROCAS DEL METAMORFISMO CATACLÁSTICO

Se las encuentra en zonas de fallas. Los minerales son los mismos que en la roca madre, sólo que su textura ha sido cambiada. Según la textura se distinguen: 11.1.1 Brecha tectónica o de fricción: formada cerca de la superficie; caracterizada por la presencia de fragmentos de rocas angulares de diversos tamaños, los cuales están dentro de una matriz compuesta de muchos pedazos de rocas más pequeños y de granos de cristales. Muchos de los fragmentos tienen fracturas internas y los minerales muestran maclas (calcita) o planos de exfoliación deformados (micas). 11.1.2. Cataclasita: la deformación fue más intensa que durante la formación de las brechas tectónicas. Resulta una textura caracterizada por la presencia de minerales porfiroclásticos (feldespatos subangulares hasta redondeados) dentro de una matriz fina la cual es predominante. Gneis con ojos: presenta porfiroclastos aislados de feldespatos. Los gneis con ojos son muy parecidos a los gneis

protoclásticos que se formaron por fracturación debido al movimiento intrusivo durante la etapa final de la cristalización ígnea. La distinción solamente es posible en el campo; los gneis protoclásticos afloran cerca del contacto del cuerpo intrusivo, mientras que los gneis con ojos están relacionados con zonas de fallas.

Gneis flaser o nodular: parecido al gneis con ojos, pero los ojos no son aislados sino alineados en fajas continuas. Esta textura tampoco es siempre de origen cataclástica.

11.1.3. Milonitas: productos de una intensa deformación cataclástica; son de grano muy fino y contienen lentes de la roca original. A pesar de su deformación, las milonitas son coherentes, duras y a veces se parecen al pedernal. La mayoría de las milonitas tienen una textura laminada hasta fluidal, marcada por capas de diferentes colores, tamaños de grano o composición. Las láminas están orientadas paralelamente a la dirección del movimiento. El cuarzo muestra una alineación de sus ejes ópticos subparalelos a la dirección del movimiento.

La mayoría de las milonitas son derivadas de rocas cuarzo-feldespáticas (granito, gneis, arenisca). Existen también milonitas de dunita, compuestas de olivino finamente granulado y con una textura laminada. Las milonitas de dunita bordean y atraviesan las intrusiones de peridotita en las zonas de fallas. Pseudotachilita: debido al calor de fricción las rocas pueden fundirse parcialmente y formar un vidrio. Macroscópicamente se trata de una roca vidriosa y oscura. Muchas de las rocas llamadas seudotachilitas son rocas con granos submicroscópicamente finos, productos de una trituración extrema. Afloran en forma lenticular dentro de algunas milonitas; como en general no están compuestas de vidrio, sería mejor llamarlas ultramilonitas. 11.1.4. Filonitas (= filita + milonita): rocas de grano fino con una exfoliación perfecta (= clivaje del tipo filítico). Se forman por la trituración de rocas originalmente de grano grueso. La textura filítica es el resultado de movimientos sobre superficies de deslizamiento estrechamente espaciados. En este tipo de roca hubo recristalizaciones de cuarzo, calcita, micas, clorita y epidota. Las filonitas se parecen mucho a las filitas y solamente se difieren por su origen. Muchas filonitas son el producto de un metamorfismo regresivo y contienen minerales relictos de granate, estaurolita, distena, andalusita o biotita. 11.2. ROCAS DEL METAMORFISMO DE CONTACTO

La composición de las rocas metamórficas depende de la composición química de la roca madre y de la temperatura, bajo la cual ocurrió la recristalización (= facies metamórfica). Estas rocas se presentan en las aureolas de contacto que bordean a los cuerpos intrusivos y es allá donde se observa una disminución de la temperatura y del grado del metamorfismo hacia afuera. Existen cinco grupos de rocas del metamorfismo de contacto:


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11.2.1. Cornubianitas Textura

: generalmente son rocas oscuras consistentes de un mosaico de minerales de grano fino, muchas veces submicroscópico. Típicamente son rocas compactas sin laminación (cerros de Escazú), sin embargo, a menudo conservan algo de la estratificación sedimentaria (Corte Fuente, C.I.). Cordierita, andalusita, hipersteno y granate se presentan a veces como porfiroblastos poiquiloblásticos; de esta manera muchas cornubianitas se caracterizan por una combinación de la textura corneana y la porfiroblástica.

Composición

Los minerales accesorios son magnetita, turmalina, apatito, titanita y rutilo. Si en los sedimentos originales hubo mucho calcio se presentan además diópsido, grosularita, vesubianita, epidota y wollastonita, o sea, resulta una cornubianita con silicatos cálcicos que forman la transición hacia los skarn. Si la roca madre fue pobre en sílice se encuentran espinela, pleonasto y corindón.

: los minerales principales son: cuarzo, ortosa, microclina, plagioclasa (albita u oligoclasa), biotita, muscovita, cordierita, andalusita, hipersteno, granate manganífero y sillimanita.

Los minerales secundarios son sericita (por alteración de la andalusita), clorita y sericita (de cordierita), sericita y caolinita (de los feldespatos), clorita y magnetita (de biotita) y hornblenda (del hipersteno). Origen y yacimientos

Las cornubianitas son muy frecuentes y se presentan casi siempre en el contacto de un cuerpo intrusivo con rocas sedimentarias. Una localidad clásica es la de Oslo (Noruega), donde Goldschmidt y Escola establecieron las diferentes facies metamórficas. En Costa Rica se encuentran cornubianitas a lo largo de la Carretera Interamericana Sur, en el cerro Chirripó, en los cerros de Escazú y en la quebrada Terciopelo.

: las cornubianitas se forman por el metamorfismo de contacto a partir de sedimentos pelíticos. Las asociaciones mineralógicas representativas para las cornubianitas de diferente composición química y diferentes grados del metamorfismo (= facies metamórficas) se pueden determinar mediante los triángulos ACF y A'KF (Figs. 8.3 y 8.7).

Uso

: debido a su dureza se les utiliza para la construcción de carreteras.

11.2.2. Esquistos moteados o mosqueados Textura

: son rocas con una foliación perfecta, porque la temperatura no era suficientemente alta como para borrar la esquistosidad original de la roca. Están caracterizados por manchas que pueden ser agregados de micas, de grafito o de magnetita; además, los porfiroblastos de andalusita (en forma de quiastolita) y cordierita imparten un aspecto moteado. La matriz está compuesta de minerales criptocristalinos hasta microcristalinos.

Composición

: su composición química es idéntica a la de las cornubianitas. En los derivados de sedimentos pelíticos los minerales más comunes son: cuarzo, plagioclasa sódica, muscovita, biotita, sericita, epidota, magnetita, andalusita y cordierita.

Variedades Esquisto nodular: las manchas y los porfiroblastos son más grandes. Este tipo se presenta en zonas más cercanas al contacto, donde la temperatura era más alta.

:

Esquisto de quiastolita: contiene porfiroblástos de quiastolita con la típica cruz de grafito (Fig. 11.1 A). Origen y yacimientos

: los esquistos moteados se forman en la parte exterior de una aureola de contacto, generalmente en rocas pizarrosas o filíticas. Los esquistos moteados tienen que formarse en dos etapas: primero es necesario un metamorfismo regional que dé a las rocas una esquistosidad. Después actúa el metamorfismo de contacto y provoca las recristalizaciones en la aureola.

11.2.3. Cuarcitas


119

Textura

Las cuarcitas metamórficas o metacuarcitas se distinguen de las cuarcitas diagenéticas u ortocuarcitas por romper a través de los granos de cuarzo. La cuarcita pura es blanca; pero cuando contiene impurezas, especialmente óxidos de hierro, toma un color rojizo u oscuro.

: son rocas compactas, a menudo monominerálicas, de textura granoblástica con granos equidimensionales y suturados. A veces, se presentan con foliación o laminación, con una orientación subparalela de los ejes ópticos de los granos de cuarzo o un alargamiento de los cristales. La textura original de la roca madre se puede conservar (estratificación, estratificación cruzada). Son muy resistentes contra la meteorización. A menudo los cuarzos presentan extinción ondulosa y carácter biáxico.

Composición

Cuarcita micácea: cuarzo, muscovita, biotita.

: el contenido de cuarzo es de 60 hasta 95%. Con base en los minerales subordinados más importantes se subdividen en las siguientes variedades:

Cuarcita feldespática: cuarzo, microclina, ortosa, plagioclasa sódica. Cuarcita clorítica: cuarzo, clorita, biotita. Cuarcita aluminosa: cuarzo, andalusita, distena, sillimanita, corindón, sericita. Cuarcita granatífera: cuarzo, granate, hornblenda. Cuarcita hornbléndica: cuarzo, hornblenda, zoisita, epidota.

Los minerales accesorios son magnetita, titanita, circón, turmalina, cordierita, epidota, diópsido, apatito, rutilo y calcita. Los minerales secundarios son: sericita, clorita y óxidos de hierro. Origen y yacimientos

- Areniscas (la cuarcita contiene mucho circón en forma redondeada) : las cuarcitas se forman por el metamorfismo de contacto o regional. Los rocas madres son:

- Pedernal (no contiene nada de circón). - Vetas de cuarzo o pegmatitas ricas en cuarzo (contienen algunos cristales de forma idiomórfica).

Uso

: materia prima para producción de ladrillos refractarios; construcción de carreteras y líneas de tren.

11.2.4. Mármoles Textura

Muchas veces los mármoles están laminados debido a la alternación de capas compuestas de grano fino y grueso o a la concentración de minerales accesorios en láminas. Especialmente en los mármoles del metamorfismo regional se observa una alineación de los minerales laminares y prismáticos como también un alargamiento de los cristales de calcita y una orientación de los ejes ópticos.

: la textura de los mármoles varia mucho; generalmente forman texturas granoblásticas o agregados entrelazados hasta suturados. El tamaño de los granos puede variar en una muestra de mano. Existen tipos heterogranulares con grandes xenoblástos de calcita dentro de una masa fina. En los mármoles de grano grueso la textura poiquiloblástica es frecuente. A menudo la calcita y dolomita presentan maclas polisintéticas, exfoliación romboédrica y carácter biáxico.

El color de los mármoles depende de las impurezas: el mármol puro, sea de calcita o dolomita, es blanco. Mármoles negros o grises están coloreados por material orgánico bituminoso; mármoles verdes por diópsido, hornblenda, clorita o serpentina (= mármol de serpentina u oficalcita); mármoles rojos están coloreados por óxidos de hierro o rodocrosita; mármoles amarillos por limonita. Composición

El contenido y la naturaleza de los minerales accesorios depende de la roca madre (caliza o dolomita) y de las impurezas de ésta. Minerales característicos de los dos tipos de rocas originales son:

: los mármoles están formados predominantemente por calcita o dolomita. Cuando diversos silicatos son constituyentes esenciales, la textura muestra un bandeamiento pronunciado y las rocas se llaman filita cálcica, esquisto cálcico o gneis cálcico.

Caliza: anortita, wolllastonita, grosularita, andradita, diópsido, clinozoisita, epidota. Dolomita: forsterita, tremolita, flogopita, brucita, espinela, periclasa.

Los minerales accesorios de los mármoles son: microclina, cuarzo, titanita, apatito, grafito, magnetita, hornblenda, micas, circón, turmalina y rutilo. Los minerales secundarios son: serpentina, talco, clorita, calcedonia y


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óxidos de hierro. Una subdivisión de los mármoles es posible con base en el contenido de minerales accesorios: mármol con

wollastonita, mármol con tremolita, mármol con diópsido, etc. Origen y yacimientos

: los mármoles se forman por el metamorfismo de contacto o regional. En los mármoles del metmorfismo regional nunca se presenta periclasa. Los mármoles de contacto a menudo contienen minerales metasomáticos, tales como flogopita, vesubianita, turmalina o pirita. La temperatura creciente está indicada por los minerales tremolita → forsterita → diópsido → periclasa → wollastonita.

Uso

: para construcción y estatuas.

Magnesita: se forma por el metasomatismo de calizas, dolomitas o mármoles y se presenta en masas lenticulares, irregulares o en estratos. Las rocas están constituidas principalmente de magnesita con minerales accesorios de dolomita, calcita, talco, serpentina, cuarzo y grafito. Su textura es generalmente granoblástica de grano muy grueso. Este tipo de roca es frecuente en los Alpes de Austria y se las explota para la fabricación de ladrillos refractarios. 11.2.5. Skarns ( = cornubianita de silicatos cálcicos) Textura

: la textura varia mucho; existen tipos granoblásticos hasta porfiroblasticos. Una foliación es rara, pero si existen muchos sulfuros, estos forman vetillas.

Composición

Los skarn monominerálicos están commpuestos de hedenbergita, actinolita, grosularita, diópsido o wollastonita. Minerales frecuentes en los skarn poliminerálicos son forsterita, tremolita, grosularita y titanita. La calcita puede ser un mineral principal o faltar por completo. Los minerales accesorios son feldespato potásico, biotita, rodonita, condrodita, prehnita, axinita, grafito, rodocrosita, hematita y apatito.

: son rocas calcosilíceas con un alto contenido de hierro. La composición química y mineralógica puede variar mucho en una muestra de mano y se debe a la introducción de grandes cantidades de Fe, Mg, Al y Si. Las rocas tienen una composición monominerálica hasta poliminerálica.

Origen y yacimientos

→ Metamorfismo de contacto en calizas con suficientes impurezas de Mg, Fe, Al y Si.

: la mayoría de los skarn son rocas metasomáticas y se presentan en el contacto de los mármoles con rocas intrusivas. Para la formación existen tres posibilidades:

→ Metasomatismo de Fe y Mg: del cuerpo intrusivo se desprenden fluidos ricos en Fe y Mg que producen recristalizaciones en el mármol adyacente.

→ Metasomatismo de Ca: se desarrolla una migración de Ca desde la caliza hacia las rocas intrusivas, donde se forman silicatos de Ca.

Tactita: es un skarn con alto contenido de minerales metálicos tales como esfalerita, galena, scheelita, molibdenita, bornita, pirita, pirrotina, calcopirita y magnetita. Los silicatos acompañantes son turmalina, grosularita, zoisita, condrodita, vesubianita y forsterita. Las tactitas son generalmente de grano grueso y xenoblástico y forman ricos depósitos de metales (Cu, Fe, Pb, Zn, W). 11.3. ROCAS DEL METAMORFISMO REGIONAL 11.3.1. Pizarras

Textura

: son rocas de grano muy fino y con recristalizaciones débiles. La mejor característica es la perfecta fisilidad impartida por la orientación preferente de las hojuelas de micas y clorita. La esquistosidad puede cortar la estratificación relicta que está indicada por un bandeamiento de color persistente.

Composición: a excepción de unos pocos porfiroblastos, los cristales son demasiado pequeños para permitir la


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identificación macroscópica y muchas veces es también imposible identificarlos con el microscopio. - Fracción gruesa: cuarzo, sericita, albita, microclina, clorita, biotita. - Fracción criptocristalina (rayos x): illita, clorita, caolinita. - Minerales accesorios: turmalina, rutilo, apatito, epidota, titanita, magnetita, hematita, pirita, calcita, dolomita,

grafito y material orgánico. - Color: muy variable, normalmente gris oscuro, rojizo o verde; el color depende mucho de la presencia de

hematita o epidota. Origen y yacimientos

: las pizarras son derivados de sedimentos pelíticos; se encuentran en la zona de clorita y pertenecen a la facies esquistos verdes. Son rocas frecuentes en todas las partes del mundo y tienen edades precámbricas hasta terciarias.

Uso

: como material de construcción y para tableros.

11.3.2. Filitas Textura

: son de grano fino, con cristales identificables con el microscopio. Las hojuelas de sericita y clorita imparten a la roca un brillo sedoso en la superficie de la esquistosidad. Los minerales son bien orientados: el cuarzo se presenta en granos alargados, lentes delgadas o fibras; la sericita y la clorita en hojuelas paralelas. Vetillas de cuarzo, sericita o clorita pueden atravesar las filitas; la recristalización es bastante completa.

Composición

Según la composición mineralógica se pueden distinguir entre: filita con sericita, filita con clorita, filita con sericita y clorita, filita calcárea, filita con cuarzo (cuarzo > filosilicatos), etc.

: la composición mineralógica es semejante a la de las pizarras. Los minerales principales son: cuarzo, sericita, clorita, albita y muscovita; la cantidad de filosilicatos generalmente excede el 50%. Los minerales accesorios son epidota, calcita, biotita, albita, magnetita, hematita, grafito, pirita, turmalina, rutilo, granate y circón.

- Color: generalmente gris hasta verdoso. Origen y yacimientos

: son los derivados de sedimentos pelíticos o tobas. Al aumentar el grado del metamorfismo las pizarras pasan a filitas. Igual que las pizarras pertenecen a la facies esquistos verdes y se presentan en la zona de clorita. Las filitas son rocas muy frecuentes en todas las partes del mundo; en Centroamérica se encuentran en Nicaragua, Honduras y Guatemala.

11.3.3. Esquistos con bajo grado de metamorfismo

Los minerales principales son de grano grueso y permiten la determinación macroscópica. La variedad de los esquistos es muy grande, existen tipos mono y poliminerálicos. Esquistos monominerálicos están compuestos de clorita, actinolita, hornblenda, muscovita o talco. La mayoría de los esquistos tienen dos o más minerales principales.

El grupo de los esquistos con bajo grado de metamorfismo está caracterizado por la presencia de minerales de baja temperatura, tales como albita, muscovita, clorita, actinolita o talco. Su textura esquistosa indica que la deformación fue muy importante.

La diferenciación entre pizarras, filitas y esquistos se hace con base en el clivaje de roca, el brillo en la superficie y el tamaño de las micas. Por su textura y composición mineralógica las filitas forman una transición gradual entre las pizarras y los esquistos. El grado de recristalización, el tamaño de las micas y el brillo en las superficies recientes aumenta desde las pizarras hacia los esquistos. 11.3.3.1. Esquistos micáceos Textura: el tamaño de los granos es más grande que en las pizarras y filitas debido a la transformación de clorita en biotita y de sericita en muscovita. La alternación de bandas cuarzo-feldespáticas y micáceas (= bandas de segregación) está bien desarrollada. Las micas presentan generalmente una orientación paralela y las láminas pueden


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estar curvadas o plegadas (= textura lepidoblástica). Composición y variedades Esquistos con muscovita: el mineral principal es muscovita;

los minerales subordinados son: cuarzo, ortosa, plagioclasa, clorita, cloritoide, biotita, granate, paragonita, fuchita, turmalina y epidota. La cloritoide se forma sólo en rocas con un alto contenido de Fe y un bajo contenido de K.

:

Esquisto con biotita: biotita, hornblenda, clorita, muscovita, plagioclasa, cuarzo, epidota, granate, microclina y diópsido.

Esquisto con biotita y muscovita: = esquisto micáceo verdadero.

Esquisto cuarzo-feldespático: cuarzo y albita; muscovita, biotita, epidota y todos los minerales de los esquistos con muscovita o biotita.

Esquisto con cloritoide: cloritoide; muscovita, clorita, cuarzo y muchos otros (Fig. 11.2 A). Si el grado de metamorfismo aumenta la cloritoide se transforma en estaurolita.

Los minerales accesorios en todos los esquistos micáceos son titanita, turmalina, apatito, magnetita, grafito, granate de Mn, circón, etc.

Los minerales secundarios son: sericita, caolinita, limonita, clorita, magnetita, hematita. Origen y yacimientos

Los esquistos micáceos ricos en clorita pertenecen a la facies esquistos verdes y los esquistos con abundancia de granate y cloritoide son miembros de la facies epidota-anfibolita. Si la roca contiene distena y sillimanita entonces es de un metamorfismo mucho más intenso (facies anfibolita hasta granulita).

: al aumentar la temperatura las filitas pasan a esquistos micáceos, los cuales son derivados de arcilla, areniscas feldespáticas, arcósicas o micáceas.

Los esquistos micáceos son rocas frecuentes y abundantes en muchas regiones metamórficas; en Centroamérica se encuentran en Guatemala. 11.3.3.2. Esquistos cálcicos o mármoles esquistosos Textura

: está caracterizada por un alargamiento paralelo de lentes compuestos de calcita o dolomita y por la orientación paralela de las hojuelas de minerales micáceos o prismáticos. La foliación puede ser acentuada por una textura bandeada debido a la alternación de capas de grano grueso con otras de grano fino o de filoncitos ricos en micas, clorita y anfíboles.

Composición- Calcita: cuarzo, plagioclasa, muscovita, clorita, titanita, epidota y magnetita.

:

- Dolomita: calcita, tremolita, actinolita, zoisita, epidota, diópsido, grosularita y cuarzo. Origen y yacimientos

Los esquistos calcáreos son relativamente raros; se conocen yacimientos en Suiza, Escocia y New Hampshire; en Centroamérica se encuentran en Guatemala.

: son los derivados de calizas o dolomitas con muchas impurezas silíceas y argilláceas; se forman en la facies esquistos verdes hasta la facies anfibolita (los tipos con diópsido).

11.3.3.3. Esquistos verdes (= prasinitas) Textura

: fuera de su color verde las rocas están caracterizadas por una esquistosidad completa y la segregación en forma de capas compuestas de minerales verdes y blancos (cuarzo y albita). La textura es generalmente de grano fino a medio y a veces la clorita forma manchas.

Composición

Esquisto con clorita: clorita, epidota, cuarzo, albita, muscovita, actinolita, sericita, biotita, magnetita, cloritoide

: el nombre de esquistos verdes se debe a la abundancia de uno o más de los minerales clorita, epidota o actinolita.


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(Guatemala). Esquisto con actinolita: actinolita, epidota, albita, clorita, cuarzo, biotita, hornblenda y calcita (Guatemala). Esquisto con estilplomelana: estilplomelana, cuarzo, albita, clorita, actinolita, epidota, muscovita y granate.

Los minerales accesorios en todos los esquistos verdes son: turmalina, corindón, grafito, hornblenda, tremolita, magnetita, calcita, dolomita y espesartita. Origen y yacimientos

: son los productos del metamorfismo regional o de dislocación, derivados de rocas básicas hasta ultrabásicas. La mayoría pertenece a la facies esquistos verdes. Algunos tipos se han formado por el metamorfismo regresivo y a partir de esquistos con biotita o a partir de anfibolitas. Son rocas muy frecuentes desde el Precámbrico hasta el Terciario.

11.3.3.4. Esquistos ferruginosos Textura

: las rocas no muestran mucha esquistosidad y el bandeamiento cambia desde una laminación fina hasta capas gruesas. El tamaño de los minerales es muchas veces criptocristalino.

Composición y variedades Esquisto con hematita (o especularita) y jaspilitas: especularita, cuarzo, pedernal, magnetita, siderita, ankerita,

dolomita y como accesorios se presentan clorita, muscovita, biotita, feldespatos, calcita, limonita y psilomelana. Se presentan frecuentemente en los depósitos de hierro en la región del Lago Superior (EE.UU. y Canadá).

:

Itabirita: es una variedad de los esquistos con hematita y forman importantes depósitos de hierro en el Brasil. Taconita: compuesta de silicatos de hierro con OH, cuarzo, pedernal, estilplomelana, magnetita, hematita, ankerita y siderita (Minnesota). Origen y yacimientos

: son los derivados de sedimentos ferruginosos (areniscas limoníticas). El origen de este grupo todavía está en discusión; seguramente el metasomatismo hidrotermal fue muy importante. Los esquistos ferruginosos son característicos para los escudos precámbricos, como en Venezuela, Brasil, Canadá, Australia, África del Sur e India.

11.3.3.5. Esquistos magnesianos Textura

: la mayoría de las rocas tienen una esquistosidad pronunciada. El talco forma aglomerados lenticulares; xenoblástos de dolomita y magnesita forman vetillas o manchas y un polvo de magnetita impregna toda la roca.

Composición

Olivino + SiO2 + H2O → antigorita = esquisto con antigorita.

: los esquistos magnesios se forman a partir de rocas ultrabásicas (peridotitas). El metamorfismo está combinado con un metasomatismo hidrotermal. Los productos dependen en primer lugar de la cantidad de H2O, SiO2 y CO2 presente. Las transformaciones químicas son:

Antigorita + SiO2 → talco = esquistos con antigorita y talco. Augita + enstatita + H2O → actinolita + clorita = esquisto con actinolita y clorita Antigorita + CO2 → talco + magnesita = esquisto con antigorita, talco y carbonato o roca

con talco y carbonato (= esteatita) Talco + CO2 → magnesita + cuarzo = roca con cuarzo y carbonato.

Los minerales accesorios de los esquistos magnesianos son magnetita, antofilita, calcedonia y grafito. Origen y yacimientos

: son los derivados de las rocas ultrabásicas que han sufrido un metasomatismo de temperatura baja o moderada junto con un metasomatismo hidrotermal. Son rocas frecuentes desde el Precámbrico hasta el Terciario.

11.3.3.6. Esquistos con glaucofana (= esquistos azules ) Textura: la foliación perfecta y la orientación de los minerales indica que las rocas se recristalizan bajo un esfuerzo.


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Existen tipos con textura granoblásticas y otros con textura porfiroblástica. Es frecuente un bandeamiento en capas ricas en glaucofana y otras ricas en cuarzo, albita y epidota. Composición

Los derivados de rocas máficas contienen lawsonita y epidota.

: están caracterizadas por la presencia de un anfíbol sódico de la serie glaucofana-riebeckita o un piroxeno sódico (jadeita-egirina). Los minerales asociados dependen de la roca madre:

Los derivados de rocas calcáreas contienen calcita. Los derivados de areniscas contienen cuarzo, muscovita y plagioclasa sódica. Los accesorios son: diópsido pumpelleyita, granate, egirina, rutilo, titanita, biotita y epidota. Color: muchas veces azul verdoso oscuro. Origen y yacimientos

: son los derivados de rocas con composición muy diferentes, tales como basaltos, diabasas, sedimentos calcáreos, grauvacas o areniscas. La formación de los esquistos de glaucofana todavía no es clara. Los afloramientos generalmente son irregulares y discontinuos. En muchas regiones los afloramientos son de carácter estrictamente local y pasan rápidamente a rocas hornbléndicas, eclogitas o doleritas. No es seguro si los esquistos con glaucofana representan una facies separada, si es así, está caracterizada por temperaturas bajas a moderadas y presiones muy altas. También es necesario una adición metasomática de Na, Al, Ca y Fe. Los esquistos con glaucofana están asociados a rocas metamórficas de la facies esquistos verdes o epidota-anfibolita. Se presentan en antiguas zonas de subducción: Venezuela, Cuba, California, Nueva Zelanda, Suiza.

11.3.4. Esquistos con alto grado de metamorfismo

Los esquistos con alto grado de metamorfismo tienen una foliación bien desarrollada y generalmente una textura porfiroblástica. Están caracterizados por minerales de alta temperatura, tales como granate, sillimanita, estaurolita, cordierita, andalusita y distena. Cuarzo, feldespato, potásico, plagioclasa y micas son frecuentes; accesorios comunes son: turmalina, apatito, circón, grafito y óxidos de hierro. Estos esquistos son productos del metamorfismo regional y están extensamente desarrollados en los terrenos precámbricos, donde generalmente están asociados con cuerpos intrusivos. Los esquistos con alto grado de metamorfismo pertenecen a las facies epidota-anfibolita o anfibolitas. 11.3.4.1. Esquistos pelíticos Textura

: son rocas bien foliadas pero muchas veces la regularidad de las estructuras paralelas es perturbada por la presencia de porfiroblástos de granate, estaurolita, distena o feldespato alcalino. El bandeamiento no es muy pronunciado. Existen transiciones texturales hacia los gneises.

Composición y variedades Esquistos con estaurolita: estaurolita, biotita, muscovita, distena, granate, cuarzo, plagioclasa sódica (Fig. 11.3 A).

Los accesorios son andalusita, sillimanita, cloritoide, magnetita, circón y apatito. La presencia de estaurolita indica deficiencia en potásico y un alto contenido de hierro.

:

Esquisto con distena: distena, granate, muscovita, biotita, cuarzo, plagioclasa sódica, estaurolita y sillimanita (Fig. 11.3 B). Los accesorios son andalusita, turmalina, circón, rutilo, magnetita y apatito. Los cristales de distena suelen tener una orientación preferida con (100) en el plano de esquistosidad y concentrarse en bandas o lentes.

Esquisto con andalusita: andalusita, biotita, muscovita, sillimanita, granate, cuarzo y plagioclasa sódica. Esquisto con sillimanita: sillimanita, biotita, muscovita, granate, cuarzo, ortosa y plagioclasa sódica. Los

accesorios son: circón, andalusita, magnetita, grafito, rutilo, turmalina, apatito, estaurolita y cordierita. Esquisto con cordierita: cordierita, cuarzo, biotita, muscovita, sillimanita, granate, andalusita, plagioclasa sódica y

microclina (Fig. 11.2 B). Los accesorios son: magnetita, pleonasto, distena, estaurolita, epidota, allanita, circón y titanita. Generalmente son de grano medio o grueso, con una foliación gruesa y se parecen a un gneis. Los cristales xenoblásticos de cordierita forman agregados alargados con bordes alterados a un agregado fino de sericita y


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clorita (= pinita). Esquisto con grafito: grafito (5-10%), muscovita, biotita, clorita, cuarzo, ortosa, granate y sillimanita. El grafito

forma pequeñas vetillas, láminas o líneas. Esquisto con granate: granate, biotita, muscovita, cuarzo, clorita, oligoclasa y hornblenda. Origen y yacimientos

: la mayoría son derivados de sedimentos pelíticos. Los esquistos con granate y con grafito se forman a partir de rocas calcáreas impuras o de rocas ígneas básicas. Todos los tipos pertenecen a la facies anfibolita, teniendo por ejemplo los esquistos con distena un menor grado de metamorfismo que los con sillimanita. Son rocas muy frecuentes en todas las regiones metamórficas, especialmente en los escudos precámbricos; en Centroamérica se encuentran en Guatemala.

11.3.4.2. Esquistos cálcicos y mármoles foliados Textura

: la foliación está caracterizada por una alineación paralela de granos lentoides de calcita y por concentraciones laminares de mica y grafito. Presentan una textura bandeada causada por capas de carbonatos de grano grueso alternandose con capas de grano fino o por concentraciones de diópsido, anfíboles y epidota.

Composición

: una distinción de los esquistos cálcicos con bajo grado de metamorfismo es posible debido a la presencia de minerales de alta temperatura, tales como diópsido, zoisita, epidota, biotita, flogopita, grosularita y plagioclasa cálcica (bitownita hasta anortita). La paragénesis más frecuente es calcita + diópsido + cuarzo; a veces estos minerales se combinan con grosularita + plagioclasa o con clinozoisita + plagioclasa.


: son los derivados de calizas o dolomías silíceas y arcillosas. La presión fue muy alta e impidió la formación de wollastonita por la reacción de calcita + sílice. La mayoría de los esquistos cálcicos pertenecen a la facies anfibolita; unos pocos a la facies granulita. Yacimientos se encuentran en New Hampshire y California.

11.3.4.3. Esquistos con magnetita Textura

: típicamente con bandeamiento en capas compuestas de cuarzo y de magnetita. Muchas veces se observa un microplegamiento.

Composición

: magnetita, cuarzo, martita, grunerita, riebeckita, actinolita y granate. Los accesorios son: biotita, hipersteno, hornblenda, clorita, epidota, dolomita, apatito y circón.


: son los derivados de sedimentos ferruginosos o formados por la transformación de esquistos con hematita o rocas con cuarzo y siderita. Se asocian con esquistos con hematita, gneises con piroxenos y granate, anfibolitas con granate, esquistos con sillimanita y mármoles con actinolita. Son frecuentes en áreas precámbricas, tales como Lago Superior, Noruega, Suecia, África del Sur, Australia e India.

11.3.4.4. Esmeril Textura

: el esmeril se presenta en forma compacta, foliada o con bandeamiento. El bandeamiento se debe a la variación en el contenido de los minerales y a la orientación paralela de los cristales de corindón.

Composición

: los minerales principales son corindón, espinela y magnetita; los minerales accesorios son humita, plagioclasa y cuarzo.


: el esmeril es el producto del metamorfismo de contacto o regional y se forma a partir de arcillas ricas en hierro (laterita y bauxita). Se le encuentra en forma de lentes en asociación con mármoles (Grecia) o con esquistos (Massachusetts).


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Uso

: como material abrasivo.

11.3.4.5. Esquistos cuarzo-feldespáticos o gneises Textura

Los gneises se distinguen de los esquistos cuarzo-feldespáticos debido a la presencia de un bandeamiento pronunciado y un clivaje malo. Si el tamaño de los granos se reduce, los gneises pasan gradualmente a esquistos pelíticos. Los gneises con grano grueso forman transiciones a rocas graníticas.

: las rocas muestran foliación pero como no contienen muchas micas son menos fisibles y poseen un clivaje malo (= textura gneisica). El cuarzo y los feldespatos se presentan en granos alargados y paralelos. El bandeamiento está formado por una alternancia de capas cuarzo-feldespáticas con grano grueso y fino o por capas máficas alternándose con félsicas.

Composición y variedades

: en este grupo están incluidas todas las rocas metamórficas las cuales tienen cuarzo y feldespatos como minerales principales (generalmente 50-80% del volumen).

Gneis cuarzo-feldespático: cuarzo, plagioclasa, ortosa, microclina y pertita asociadaos con biotita, muscovita, hornblenda, granate, turmalina y epidota. Los accesorios son apatito, circón, titanita, magnetita, hematita, calcita, allanita, sillimanita y distena. Los minerales de alteración son caolinita, sericita y clorita. Según el contenido de los minerales asociados se puede diferenciar entre gneis con biotita, gneis con muscovita, gneis con granate (= kinzigita), etc. Los gneis cuarzo-feldespáticos son los productos de un metamorfismo intensivo y derivados principalmente de rocas ígneas ácidas, tales como granitos, monzonitas, sienitas, granodioritas, tonalitas, riolitas y tobas riolíticas. También pueden derivarse de sedimentos arenosos impuros (arcosas, areniscas arcillosas). Los gneises cuarzo-feldespáticos pertenecen a la facies anfibolita o a veces granulita.

Gneis con hornblenda: hornblenda, plagioclasa, augita y cuarzo; los accesorios son feldespatos potásicos, biotita, muscovita, epidota, granate e hipersteno. Existen transiciones de estos a los esquistos con hornblenda (si la roca es de grano fino y tiene esquistosidad) y a las anfibolitas (si no contienen cuarzo).

Gneis pelítico: cuarzo, plagioclasa, ortosa y microclina asociados con biotita, muscovita, hornblenda, sillimanita (Fig. 11.4), distena, granate, andalusita, cordierita o estaurolita. Los accesorios son circón, magnetita, grafito, rutilo, turmalina y apatito. Una subdivisión es posible en gneis con sillimanita, gneis con distena, gneis con estaurolita, gneis con cordierita, etc. La cordierita es generalmente xenoblástica, tiene formas alargadas y una textura poiquiloblástica. Los bordes y fracturas muestran una alteración a pinita (= sericita + clorita). Los gneises pelíticos son los derivados de sedimentos pelíticos, especialmente de sedimentos ricos en aluminio y hierro. Se forman por el metamorfismo regional intensivo y pertenecen a la facies anfibolita. Algunos de los gneises con cordierita se formaron por anatexia. Los gneises pelíticos se difieren de los esquistos pelíticos debido a su grano más grueso; sin embargo existen transiciones.

Gneis cálcico: cuarzo y feldespatos asociados con carbonatos, diópsido, tremolita, escapolita, flogopita, hornblenda, actinolita, zoisita, biotita, grosularita, vesubianita o wollastonita. Son los productos del metamorfismo regional o de contacto y se forman a partir de calizas y dolomías arenosas y arcillosas. Pertenecen a la facies anfibolita o piroxeno-corneana.


- Procesos protoclásticos en rocas plutónicas (= gneis protoclástico) : el origen de los gneises es muy varible. Pueden formarse por:

- Cataclasis de rocas plutónicas (= gneis cataclástico, gneis con ojos). - Metamorfismo de rocas ígneas ácidas o sedimentos silíceos. - Inyección de un magma en esquistos (= gneis de inyección o migmatita).

Los yacimientos más importantes se encuentran en las áreas precámbricas, en Centroamérica se encuentran en Honduras y Guatemala. Usos: gneises homogéneos con pocas micas se utilizan como material de construcción.


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11.3.5. Anfibolitas Textura

: la textura de las anfibolitas varía mucho; puede ser granoblástica, nematoblástica, de grano grueso o de grano fino. Generalmente muestran una folicación debido a la orientación paralela de hornblenda y biotita; si la roca no contiene biotita la foliación es poco visible. A menudo hay un bandeamiento por segregación causado por capas ricas en hornblenda y plagioclasa.

Composición y variedades

Ortoanfibolita: hornblenda y plagioclasa son igualmente abundantes. La foliación es débil y a veces se presentan texturas relictas (textura diablástica o porfiroblástica). Las plagioclasas tienen una zonación normal; a menudo se observan núcleos de augita o hipersteno bordeados por hornblenda. Las anfibolitas derivadas de rocas ultrabásicas contienen poca plagioclasa y sus anfíboles son del tipo antofilita o cumingtonita.

: los minerales esenciales son hornblenda y plagioclasa, asociados con almandina, epidota y biotita. Los accesorios son cuarzo, distena, titanita, diópsido, apatito, magnetita, rutilo, calcita, clorita, actinolita o turmalina.

Paraanfibolita: contienen menos plagioclasa que anfíboles y altos contenidos de biotita, diópsido, epidota y microclina. Cuarzo y turmalina están presentes, pero la almandina falta. El bandeamiento está pronunciado.


Las anfibolitas son frecuentes en todas las regiones metamórficas y son los productos más comunes del metamorfismo regional de grado moderado a alto. En Centroamérica se encuentran en Guatemala.

: aunque su composición mineralógica es simple, las anfibolitas pueden ser los derivados de rocas de composición muy diferente, tales como rocas ígneas básicas, ultrabásicas, carbonatos impuros o tobas. Muchas veces había una introducción metasomática de Si, Mg y Fe. Pertenecen a la facies anfibolita.

Uso

: para construcción de carreteras.

11.3.6. Granulitas

El nombre de granulita se usa como término textural (= textura granulítica), litológico y de facies. Textura

: existen tipos masivos con una textura granoblásticos y una folicación débilmente definida y otros con una foliación buena debido a la alternación de lentículas paralelas y aplanadas de cuarzo con grano grueso dentro de cuarzo, feldespato y granate de grano muy fino. Prismas de distena y sillimanita yacen en los planos de foliación y pueden acentuar la textura bandeada.

Composición y variedades Granulita cuarzo-feldespática: cuarzo, ortosa, microclina, plagioclasa, granate, distena y sillimanita; los

accesorios son biotita, rutilo, turmalina y cordierita. Según el predominio de los minerales se hace la subdivisión en granulita cuarzo-feldespática con granate (= normal o leptinita), granulita cuarzo-feldespática con sillimanita, etc.

:

Granulita piroxénica: plagioclasa (andesina a labradorita), hipersteno, diópsido, granate, hornblenda, magnetita y grafito. Los accesorios son: hematita, pirita, rutilo, apatito, allanita, circón, corindón y espinela. Una subdivisión es posible en granulita piroxénica con diópsido, etc.


Todas las granulitas pertenecen a la facies granulita. Son rocas típicas de los escudos precámbricos; no se conocen granulitas más jóvenes. La mayoría de las granulitas son rocas polimetamórficas. Se conocen de Finlandia, Austria, Canadá, Sri Lanka, Australia y Siberia.

: las granulitas cuarzo-feldespáticas son generalmente derivados de rocas ígneas ácidas o de areniscas arcósicas (= con biotita). Las granulitas piroxénicas provienen del metamorfismo de rocas ígneas básicas (= con hornblenda) o de margas.

11.3.6. Charnockitas

Son rocas con una composición mineralógica idéntica a la de muchas granulitas cuarzo-feldespáticas, pero


128

tienen una textura diferente. Textura

: típicamente son rocas granoblásticas de grano fino a medio. Tienen una apariencia de rocas plutónicas, es decir, no existen las capas de cuarzo como en las granulitas.

Composición

: hipersteno, cuarzo, feldespato pertítico, plagioclasa sódica, granate, rutilo, diópsido, hornblenda, biotita, apatito y magnetita. Característico son los colores azul verdoso del feldespato y azul grisáceos del cuarzo; así que también las charnockitas ácidas tienen una coloración oscura.


Se presentan en áreas precámbricas, tales como India, Suecia, Australia y Uganda. Muchas veces están asociadas con granulitas piroxénicas, gneises con sillimanita o anortositas.

: el origen de las charnockitas es discutido: algunas son de origen plutónico (=granito con hipersteno) pero la mayoría deben de ser derivados de rocas ígneas cuarzo-feldespáticas, formadas por un metamorfismo de alto grado.

11.3.7. Eclogitas Textura

: granoblástica de grano medio hasta grueso, con una foliación muy poco marcada. Los cristales prismáticos de piroxeno y anfíbol no tienen ninguna orientación.

Composición

Una subdivisión es posible en eclogitas con hornblenda, eclogita con hipersteno, etc.

: consisten escencialmente de omfacita (= mezcla de diópsido y jadeíta) y granate (= piropo). Los accesorios son: distena, epidota, anfíbol (hornblenda o glaucofana), hipersteno, diópsido, rutilo, cuarzo, magnetita, apatito, muscovita, titanita y espinela; plagioclasa falta. Las eclogitas tienen un peso específico muy alto (3,4 - 4,2 g/cm3).

- Composición química equivale a la de los basaltos y gabros. A menudo presentan un metamorfismo regresivo, marcado por el ajuste de la asociación mineralógica a

presiones y temperaturas bajas. De esta manera se forman bordes de glaucofana o actinolita alrededor de las omfacitas, bordes de clorita en los granates, transformaciones de rutilo a titanita y bordes kelifíticos (= intercrecimiento de hornblenda y plagioclasa entre los cristales de granate y piroxeno). Origen y yacimientos

- Cristalización directa de un magma bajo presiones altas. : el origen de las eclogitas es todavía muy discutido. Existen cuatro posibilidades:

- Metamorfismo de alto grado a partir de rocas ígneas o sedimentarias. - Metasomatismo de rocas ígneas o sedimentarias. - Migmatización Probablemente la mayoría de las eclogitas se formaron en profundidades muy grandes (unos 50 km). Las

eclogitas se pueden clasificar como rocas ígneas o metamórficas. Posiblemente forman la transición entre los procesos del metamorfismo y magmatismo; pues en niveles muy profundos de la corteza terrestre, los procesos metamórficos pasan gradualmente a los magmáticos (= anatexia).

En el campo nunca se encuentran zonas o cuerpos grandes de eclogitas, sino solamente cuerpos pequeños en forma de lentes o capas. Las eclogitas se encuentran como:

- Inclusiones en kimberlitas, basaltos o rocas ultrabásicas. - Capas en dunitas o granulitas. - Lentes de gneises migmatíticos. - Capas lenticulares en rocas metamórficas de la facies anfibolita. Las eclogitas se conocen en California, Austria, Francia, Alemania e India.

11.3.8. Migmatitas (gneis de inyección o rocas mezcladas) Textura

Textura agmatítica: parecida a una brecha; trozos angulares e irregulares de la paleosoma con delgados cordones

: son rocas macroscópicamente heterogéneas que aparecen como una mezcla de material metamórfico melanocrático (= paleosomo) con material leucocrático de aspecto granítico (= neosomo). En una sección delgada generalmente no se nota el carácter migmatítico de la roca. Existen diferentes tipos de texturas (Fig. 11.5):


129

de neosoma. El neosomo corta al paleosomo también en forma más regular, parecido a una red.

Textura dictionítica: delgadas vetillas del neosomo cortan al paleosomo en diferentes direcciones.

Textura estromática (= de inyección capa a capa): el neosomo forma

capas claras con una orientación paralela a la esquistosidad del paleosomo.

Textura plegada: los pliegues afectan al neosomo y al paleosomo. Textura nebulítica o de "schlieren": casi no se puede diferenciar entre

paleosomo y neosomo. Existe una alternación de zonas oscuras y claras con contornos vagos; la textura foliada se pierde y la roca se homogeneiza.

Textura ptigmática: solamente el neosomo está plegado y los pliegues tienen una forma meándrica y cambian su espesor irregularmente.

- Paleosomo: consiste de rocas metamórficas de alto grado cuya composición mineralógica varía; generalmente tienen un alto contenido de biotita y anfíboles.

Composición

- Neosomo: está escencialmente compuesto de cuarzo y feldespatos. Origen y yacimientos- Inyección de magma: a lo largo de los planos de esquistosidad, diaclasas y grietas. Se trata de gneises de inyección

o arteritas. Su formación es un proceso aloquímico.

: existen diferentes posibilidades para la formación de migmatitas:

- Fusión parcial o selectiva de la roca madre y formación de un líquido granítico o pegmatítico que penetra a la roca. Es un proceso isoquímico y se llama ultrametamorfismo.

- Metasomatismo (= granitización): es el intercambio de iones (especialmente Na, K y Si) entre la roca madre y soluciones fluidales que penetran la roca. El proceso es aloquímico.

- Segregación metamórfica en capas máficas y félsicas. Migmatitas son frecuentes en los escudos precámbricos pero se encuentran también en zonas metamórficas más

jóvenes (Andes, Alpes). Según el ambiente y origen se distinguen entre migmatitas aloquímicas (= gneis de inyección o arterita) y migmatitas isoquímicas (= venitas).

1

Diagramas para la estimación de los porcentajes

2

Diagrama para la determinación del contenido de anortita de las plagioclasas con maclas de Albita

3

Diagrama para la determinación del contenido de anortita de las plagioclasas con maclas de Albita-Karlsbad

4

Diagrama de Streckeisen para la clasificación de las rocas ígneas

5

Diagrama TAS para la clasificación química de las rocas volcánicas

6

EJEMPLO DE UNA DESCRIPCIÓN PETROGRÁFICA DE UNA ROCA PLUTÓNICA

Número de la muestra: 4-283,3 m Nombre de la roca: Microgabro (transición a microdiorita) con augita titanífera, ligeramente

propilitizada Procedencia: Formación y Edad: Recolectado por: Descripción microscópica: Textura holocristalina, porfirítica-seriada, con fenocristales de plagioclasa, augita y olivino alterado dentro de una matriz granular de grano fino. La sección contiene una vetilla con un espesor promedio de 0,4 mm, compuesta por calcita, pocas zeolitas en forma abanico y prehnita. Contiene además varias vetillas discontinuas ± paralelas a la vetilla grande, con un espesores de 0,03 mm, compuestas por carbonatos. Composición mineralógica: Plagioclasa

(andesina - labradorita con An 44-63): cristales hipidiomórficos con tamaño máximo de 1,7 x 0,7 mm, unos fenocristales presentan textura cribosa (“sieve structure”), a veces solo en los bordes, otros en el núcleo y con un borde sana y delgado. Muchos fenocristales presentan zonación oscillatoria; los cristales pequeños zonación normal. Aproximadamente el 73 % del volumen total de la roca.

Augita titanífera

: cristales hipidiomórficos con tamaño máximo de 0,9 x 0,6 mm. Presentan a veces una estructura reloj de arena incipiente, colores de interferencia anómalos y muchas inclusiones de magnetita. Aproximadamente el 8 % del volumen.

Feldespato alcalino

: en forma intersticial y bordeando a las plagioclasas. Aproximadamente el 4 % del volumen.

Olivino

completamente alterado: cristales hipidiomórficos hasta xenomórficos con tamaño máximo de 0,6 x 0,4 mm, completamente alterados a una mezcla de nontronita fibrosa + carbonatos + pocos óxidos de hierro; estos minerales secundarios se presentan en diferentes proporciones en los cristales, generalmente predomina la nontronita. Aproximadamente el 4 % del volumen.

Magnetita

: cristales xenomórficos con diámetro de 0,2 mm; aproximadamente el 4 % del volumen.

Accesorios

: cristales hipidiomórficos hasta xenomórficos de biotita con tamaño máximo de 0,3 x 0,1 mm, algunos cristales parecen secundarios, formados alrededor de los olivinos y los óxidos de hierro. Apatito en forma de agujas pequeñas, principalmente dentro de las plagioclasas.

Minerales de alteración (aproximadamente el 6 %): muchos carbonatos, concentrados en las vetillas, pero también como impregnación dentro de la matriz. Zeolitas en vetilla; prehnita en vetilla e intersticial entre las plagioclasas; muy poco epidota y minerales de alteración de los olivinos.

7

EJEMPLO DE UNA DESCRIPCIÓN PETROGRÁFICA DE UNA ROCA VOLCÁNICA Número de la muestra: 99-04 Nombre de la roca: Riolita hornbléndica vesicular y fresca Procedencia: Formación y Edad: Recolectado por: Descripción macroscópica: Roca porfirítica-afanítica de color gris claro rojizo, con pocas vesículas. Contiene muchos fenocristales idiomórficos de un feldespato claro con maclas de Karlsbad (sanidina ?), con tamaño máximo de 4x2 mm. la orientación de éstos imparten a la roca una textura fluidal. Menos frecuentes son fenocristales xenomórficos de cuarzo con un tamaño promedio de 3 mm y fenocristales idiomórficos de un mineral ferromagnesiano (probablemente anfíbol) con un tamaño máximo de 5x2 mm. Descripción microscópica: Textura hipocristalina, glomeroporfirítica-seriada, con una matriz hialopilítica fluidal, ligeramente vesicular. Presenta unos cumulitos compuestos por plagioclasa + hornblenda + magnetita con diámetro máximo de 1,4 mm. Composición mineralógica: Fenocristales 41% Sanidina

: cristales idiomórficos con tamaño muy variable (máximo 3,8 x 1,5 mm). Transparente y sana, muchos cristales con maclas de Karlsbad. Aproximadamente el 15% del volumen total de la roca.

Cuarzo

: cristales xenomórficos y resorbidos con diámetro promedio de 2,6 mm. Aproximadamente el 8% de la roca.

Plagioclasa

(oligoclasa con An 35): cristales hipidiomórficos con tamaño variable (máximo 2,8x2,2 mm) Generalmente con maclas polisintéticos, zonación normal en los núcleos y zonación oscillatoria en los bordes. Están ligeramente alteradas a arcillas. Aproximadamente el 6% del volumen.

Hornblenda verde

: cristales idiomórficos hasta hipidiomórficos con tamaño máximo de 4,4x3,6 mm. Presentan un borde delgada de opacita. Aproximadamente el 8% del volumen.

Biotita parda

: cristales hipidiomórficos con tamaño promedio de 1,7x1,4 mm. Los bordes están transformados a clorita; los núcleos son sanos. Aproximadamente el 3% del volumen.

Magnetita

: microfenocristales xenomórficos hasta corroidos con diámetro promedio de 0,5 mm. Menos del 1% del volumen.

Matriz: 59% Textura hialopilítica con aproximadamente 40% de vidrio incoloro con triquitos. Contiene 4% de vesículas alargadas con un tamaño máximo de 1,6x0,8 mm, con los ejes largos alineados paralelamente. 12% de microlitos de sanidina con tamaño promedio de 0,3x0,1 mm, 4% de microlitos xenomórficos de augita con tamaño promedio de 0,2x0,15 mm y 2% de granos xenomórficos de magnetita con diámetro promedio de 0,1 mm. Apatito y circón se presentan como minerales accesorios.

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ABREVIACIONES COMUNES EN LA PETROLOGÍA CA Calc-alkaline series (serie calcoalcalina) CAB Calc-alkaline basalts (basaltos calcoalcalinos) CFB Continental flood basalts (basaltos continentales de meseta) COLG Collision-related granites (granitos relacionados con colisiones de placas) HK High potassium (con alto contenido de potasio) IAB Island arc basalts (basaltos de arco de islas) IAT Island-arc tholeiites (toleitas de arco de islas) LKT Low potassium tholeiites (toleitas con bajo contenido de potasio) MAR Mid-atlantic ridge (dorsal medio-atlántica) MORB Mid-ocean ridge basalts (basaltos de la dorsal oceánica)

E-MORB enriched (enriquecido) D-MORB depleted (empobrecido) T-MORB transitional (de transición)

OFB Ocean floor basalts (basaltos del fondo oceánico) OIA Ocean island alkali basalt (basalto alcalino de islas oceánicas) OIB Ocean island basalts (basaltos de islas oceánicas) OIT Ocean island tholeiite (toleita de islas oceánicas) ORG Ocean ridge granites (granitos de los dorsales = plagiogranitos) PIA Primitive island arc series (serie de arco de isla primitiva) VAB Volcanic arc basalts (basaltos de arcos volcánicos) VAG Volcanic arc granites (granitos de arcos volcánicos) WPA Within plate alkali basalts (basaltos alcalinos intraplaca) WPB Within plate basalts (basaltos intraplaca) WPG Within plate granites (granitos intraplaca) WPT Within plate tholeiites (toleitas intraplaca) Para elementos: HFS High field strength (de lata carga): Th, U, Zr, Nb, Ti, V LILE Large lithophile elements (elementos litófilos grandes): Sr, K, Rb, Ba REE Rare earth elements (tierras raras)

HRE Heavy rare earth (tierras raras pesados): Lu, Yb, Tm, Ho LRE Light rare earth (tierras raras livianos): La, Ce, Nd, Sm

Transformación de óxidos en elementos K2O → K PA K = 39,1 PM K2O = 94,2

94,2/100 = 78,2/x % K = 0,8301 * K2O

% Ti = 0,596 * TiO2

Transformación de Fe2O3 en FeO

FeO = 0,9 * Fe2O3

9

TINCIÓN DE LOS FELDESPATOS POTÁSICOS Reactivos: HF concentrado

Solución saturada de cobaltonitrito sódico (aprox. 60 g por 100 ml) (Solución de BaCl2 al 5%) (Solución de rodizonato de Na; 0,05 g de la sal se disuelven en 20 ml de agua. Esta solución es poco estable, así que hay que prepararla a menudo).

Recipiente de plástico con una profundidad de 1-2 cm. El diámetro del recipiente tiene que ser un poco

menor que el de la muestra a analizar. Beaker de plástico grande. Procedimiento: 1. Se llena el recipiente con HF hasta aprox. 0,5 cm del borde superior. OJO: se tiene que trabajar en una capilla y con guantes ya que el HF es muy agresivo ! 2. Se coloca la muestra con el lado pulido o cortado hacia abajo encima del recipiente de HF. 3. Se cubre el recipiente con un beaker de plástico y se deja atacar la muestra durante 3-5 minutos. 4. Se quita la muestra, se la sumerge en agua y dos veces rápidamente en BaCl2. 5. Se lava la muestra con agua y se la coloca durante 1-3 minutos con el lado pulido hacia abajo en la solución de cobaltonitrito sódico. 6. Se mueve la muestra dentro de agua para eliminar la solución de cobaltonitrito sódico sobrante. Si el ataque del HF ha sido suficiente, el feldespato potásico se tiñe de un color amarillo fuerte:

Na[Co(NO2)6] + K+ K2Na[Co(NO2)6] Si solo resulta un color amarillo pálido se frota la superficie con agua, se la seca y se deja atacar por el

HF por más tiempo, siguiendo después con los pasos 4-7. 7. Para teñir a las plagioclasas se coloca unas gotas de rodizonato de Na sobre la superficie y dentro de unos segundos la plagioclasa se pone roja. Después se lava con agua. También se puede teñir secciones delgadas sin cubrir. El tiempo de ataque por el HF es mucho más pequeño (10-30 segundos para rocas plutónicas, hasta 1 minuto para rocas volcánicas, el tiempo de tinción en la solución de cobaltonitrito sódico es hasta de 15 minutos). Con este método se tiñen muchos minerales de potasio, como la leucita o alunita.

Diagrama de clasificación de las rocas ígneas, con base en la composición mineralógica y con énfasis en las rocas ígneas presentes en Costa Rica. Entre paréntesis rocas poco comunes.

CUARZO O FOIDES

FELDESPATOS

MINERALES

FERROMAGNESIANOS

ROCA PLUTONICA

ROCA

VOLCÁNICA

Cuarzo ≥15%

ortosa

(GRANITO ALCALINO)

ortosa > plagioclasa

hornblenda, biotita

GRANITO

RIOLITA

ortosa < plagioclasa

hornblenda, biotita, piroxenos

GRANODIORITA

DACITA

plagioclasa

hornblenda, biotita, piroxenos

(TONALITA)

Muy poco cuarzo o foides

ortosa > plagioclasa

biotita, hornblenda, piroxenos

(SIENITA)

(TRAQUITA)

ortosa = plagioclasa

hornblenda, piroxenos, biotita

MONZONITA

(LATITA)

ortosa < plagioclasa


MONZODIORITA MONZOGABRO

LATIANDESITA LATIBASALTO

plagioclasa

piroxenos, hornblenda

(DIORITA) GABRO

ANDESITA BASALTO

plagioclasa

piroxenos, olivino

(TROCTOLITA)

(PICRITA)

Con foides

plagioclasa


(TESCHENITA)

(BASANITA)

Sin cuarzo y

foides

Sin feldespatos

piroxenos, olivino

PERIDOTITA

(KOMATITA)

olivino

(DUNITA)

Bibliografía

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petrografía de rocas Ígneas y metamórficas

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