1. El Magma - una introducción El magma se puede definir como una mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancia en estado sólido, líquido y gaseoso debido a la temperatura del magma que es por encima de los puntos de fusión de determinados componentes del magma. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente. En la mayoría de los magmas algunos cristales formadores durante las fases previas de enfriamiento de magma se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales suspendidos y material líquido imprime al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido. Además de líquidos y sólidos el magma contiene diversos gases disueltos en el. El punto de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir en el manto superior. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás está en estado sólido. Este estado se llama la fusión parcial. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas. Por ejemplo el magma máfico, que asciende continuamente a lo largo de los bordes de expansión en los océanos se reúne en cámaras magmáticas cerca de la base de la corteza oceánica en profundidades entre 4 y 6 km por debajo del fondo oceánico. El magma emplazado en alta profundidad en la corteza terrestre enfría lentamente. En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas de cristalización de los minerales son altas también. Una disminución de la presión tiene en consecuencia una disminución en la temperatura de fusión o cristalización de los minerales. De este modo en altas profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de material sólido. Comparamos el material sólido rocoso situado en altas profundidades es decir en el manto superior con un volumen de agua encerrado en una olla de presión hirviéndose por ejemplo a una temperatura de T = 120°C. ¿Cómo el agua se convierte en vapor? ¿O es decir cómo el material rocoso se convierte en un magma? Hay dos posibilidades: 

1. Se puede intensificar el fuego o es decir aumentar la temperatura hasta que el agua está en ebullición. 2. Se puede abrir la olla de presión o es decir disminuir la presión, el agua saldrá de la olla en forma explosiva y gaseosa. En el caso del material rocoso situado en el manto superior la disminución de la presión (la segunda alternativa) es la más probable para la fundición del material rocoso y la generación del magma.

1.1 Lava Lava se denomina la porción del magma, que aparece en la superficie terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava enfría rápidamente. (>> véase Rocas volcánicas) 1.2 Volátiles Volátiles son sustancias químicas líquidas y gaseosas que mantienen el estado líquido o gaseoso a una temperatura

Apuntes Geología   General

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Capítulo 4Intro: Las

rocas ígneasDiferenciación

y BowenSecuencia magmática

Denominación por SiO2Diagrama

STRECKEISEN

Clasificación por máficosNombres

especialesintrusivas

hipabisalesvolcánicas  

 piroclásticasGeoquímica   m

agmática

 

ContenidoI. Introducción1. Universo - La Tierra2. Mineralogía3. Ciclo geológico►  4. magmático5. sedimentario6. metamórfico7. Deriva Continental8. Geología Histórica9. Geología Regional10. Estratigrafía

(temperatura de fusión o de condensación respectivamente) más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas de fusión relativamente altas.El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes: Agua como gas disuelto: 0,5 - 8% del magma y 90% de todos los volátiles. Carbono en forma de CO2, Azufre S2, Nitrógeno N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor F2 y Hidrógeno H2.Durante la cristalización del magma los volátiles son separados del magma en consecuencia de su temperatura de fusión o condensación respectivamente mucho más baja que la de los silicatos. Los volátiles se liberan junto con el magma emitido por un volcán por ejemplo. La liberación de los volátiles es responsable de la formación de nuestra atmósfera y de la hidrosfera.  1.3 Gradiente geotérmico El gradiente geotérmico en la corteza o es decir la subida de la temperatura con la profundidad es como promedio 1°/30m o 30°/1km. En una zona de subducción a lo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C a 10°C/1km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede alcanzar 90° a 100°/km.  1.4 Como se funde una roca en la naturaleza Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión, composición química). En lo siguiente se presenta la temperatura de fusión (Tf) de algunos minerales y rocas para presiones definidas.

Mineral o roca Formula estructural Presión en kbar correspondiente en kmOlivino (Mg, Fe)2SiO4 0,001 (= 1 bar)

Anortita CaAl2Si208 0,001

Fierro Fe 0,001

Fierro Fe 40

Roca básica seca 60% de piroxeno, 40% de anortita 8

Roca básica con una proporción substancial de

agua60% de piroxeno, 40% de anortita, agua 8

Se concluye, - que en ausencia de agua un aumento en la presión tiene un aumento en la temperatura de fusión como consecuencia o viceversa una baja de la presión resulta en una disminución de la temperatura de fusión de una sustancia. -  que la temperatura de fusión de una roca seca es mayor en comparación a la temperatura de fusión de la misma roca con la presencia substancial de agua.Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión de los silicatos en el magma. Un magma ascendente, que contiene agua y que está expuesta a una disminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza puede llegar a profundidades someras e incluso a la superficie  terrestre antes de

- perfil y mapa11. Geología Estructural12. La Atmósfera13. Geología económica

 

 

 

 

 

 

Rocas intrusivas

Rocas hipabisales

(subvolcánicas)

Rocas volcánicas

Rocas piroclasticasStreckeisen  

Denominación / ClasificaciónGeoquímica

de rocas magmáticas

 

 

solidificarse.

 

2.   Tipos de las rocas ígneas

 Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento:

Rocas ígneas o magmáticasRocas intrusivas o rocas

plutónicasRocas subvolcánicas o

hipabisalesRocas extrusivas o

volcánicasCristalización en altas

profundidadesCristalización en baja

profundidadesCristalización a la

superficie

Enfriamiento lento enfriamiento mediano enfriamiento rápido

cristales grandes cristales grandes o pequeños

cristales pequeños y tal vez fenocristales

sin minerales amorfos casi sin minerales amorfos con minerales amorfos

sin porosidad casi sin porosidad con porosidad

textura equigranular textura equigranular o porfídica

grano fino o textura porfídica

cristales hipidiomórfico cristales hipidiomórficos o/y fenocristales idiomorf. fenocristales idiomorficos

Las rocas ígneas o magmáticas se puede subdividir en 2 o mejor en 4 subgrupos. Los dos más importantes serían las  rocas intrusivas  (cristalización en altas profundidades, adentro de la tierra), las rocas extrusivas o volcánicas (cristalización a la superficie de la tierra). Además existe el grupo de las rocas subvolcánicas o hipabisales (cristalización adentro de la tierra pero en sectores cercanos de la superficie y el grupo de las rocas piroclasticas cuales se forman en conjunto de procesos atmosféricos como el viento.

 

 

>>Imagen grande

figura interactiva

3.   Origen de las rocas ígneas

Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos intrusivos muy grandes se llaman batolito. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector del contacto arriba a las rocas de caja. Algunas veces se caen rocas de la caja al magma cuales no se funden. Estos trozos extraños se llaman xenolitos. Un cuerpo intrusivo con un ancho de algunos kilómetros contiene una energía térmica tremenda y va a afectar las rocas de caja en una zona de

contacto. Las rocas de este zona se convierten a causa de la temperatura a rocas metamórficas (metamorfismo de contacto).

Generalmente un magma tiene un peso especifico menor como una roca sólida, por eso un magma puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del magma y como factor muy importante por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma sube hacia la superficie se va a formar un volcán. Pero algunas veces no alcanza para subir hacia la superficie por falta de presión, entonces se van a formar diques (foto), stocks o lacolitos cuales pertenecen a las rocas hipabisales.(apófisis en la literatura histórica>)

3.1 Diferenciación por cristalización -Cristalización de un magma de silicatos

Términos y Definiciones:

Diferenciación: formación de magmas parciales de distintas composiciones.Fraccionamiento: separación de los minerales cristalizados del magma restante por gravitación por ejemplo.A partir del magma los cristales de silicatos se forman sucesivamente cuando la temperatura del magma llega a la temperatura de fusión típica para cada tipo de cristal. Los primeros cristales formados a altas temperaturas después pueden cambiar su composición o pueden disolverse nuevamente. De tal modo los cristales ya formados contribuyen con sus iones, moléculas y átomos al magma y se combinan nuevamente formando nuevos cristales cuya temperatura de fusión es más baja que la de los primeros cristales formados. Se dice que los nuevos cristales son estables a las temperaturas más bajas establecidas ahora. Estos procesos de cambio se llaman reacciones. Como ocurren varias reacciones sucesivas conforme disminuye la temperatura del magma la serie ordenada de reacciones se llama la serie de BOWEN en honor al científico estadounidense que formuló este concepto. Se distingue dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción discontinua.

Por reacción continua un cristal formado a altas temperaturas como una plagioclasa rica en el componente Ca2+ varía gradualmente su composición reemplazando una porción de los iones de Ca2+ por los iones de Na+ y una porción de los iones Al3+ por los iones de Si4+. Para mantener su neutralidad el

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Capítulo 4Intro: Las rocas

ígneasDiferenciación

y BowenSecuencia magmática

Denominación por SiO2Diagrama

STRECKEISENClasificación por

máficosNombres

especialesintrusivas

hipabisalesvolcánicas

piroclásticasGeoquímica  

reemplazo de Ca2+ por Na+ está acoplado con el reemplazo de Al3+ por Si4+. La serie de reacción continua parte de la plagioclasa rica en Ca2+, pasa por varias plagioclasas de composición intermedia hacia la plagioclasa rica en Na+. 

Por reacción discontinua un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona con el liquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se disuelve y sus iones constituyen juntos con otros iones del magma otro mineral más rico en Si y estable a una temperatura más baja que la del primero mineral cristalizado. La serie de reacción discontinua inicia con la cristalización de olivino pasa hacia el piroxeno seguido por el anfíbol seguido por la biotita. La serie de BOWEN incluye las dos ramas convergentes de las series continua y discontinua. La plagioclasa rica en Na+ cristaliza casi simultáneamente con la biotita. Ambos siguen el feldespato alcalino, la moscovita y el cuarzo en el orden de la temperatura disminuyéndose. Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - sencillas y con la temperatura sucesivamente disminuyéndose las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más complejos. El olivino, cuya estructura se constituye de los tetraedros de (SiO4)4-

independientes cristaliza al primero a las temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples de tetraedros de (SiO4)4-, seguido por el anfíbol con cadenas dobles de tetraedros de (SiO4)4 - y al final se forma la biotita con su estructura compleja de láminas de tetraedros de (SiO4)4 -. Se distinguen algunos pocos tipos primarios de magmas como por ejemplo el magma basáltico. Entre otras causas la diferenciación magmática se debe al descenso de los cristales precipitados temprano y de mayor densidad en comparación con el magma restante, tales minerales como olivino, piroxeno y espinela. El descenso de estos cristales es en gran parte un efecto de la gravitación. Por esto se habla de una diferenciación gravitativa. Los cristales precipitados temprano se acumulan en el fondo de la cámara magmática. La acumulación de los cristales se denomina cúmulos. Los cúmulos son ricos en los elementos Mg, Fe, Cr y Ni. El magma restante es rico en los elementos Si, Al, Na y K. Ocasionalmente algunos minerales relativamente livianos precipitados tempranos se separan del magma restante más denso y suben hacia arriba. Este proceso se ha observado en la chimenea del volcán Vesuvio, Italia, donde los cristales menos denso de leucita se precipitaron temprano, se separaron del magma restante más denso y subieron. Durante un enfriamiento paulatino del magma el proceso de la diferenciación gravitativa entre el cúmulo de cristales y el magma restante puede ocurrir varias veces supuesto que los cristales sean separados del magma restante. 

Las fábricas de cúmulo están realizadas principalmente en los cuerpos plutónicos máficos y ultramáficos y se las llaman 'layered intrusions' o es decir intrusiones estratificadas. La 'layered intrusion' la más grande es el complejo de Bushveld, África del Sur y es un cuerpo magmático de 450 x 350km  de 9 km de espesor, compuesto de estratos de peridotita, piroxenita, gabro, norita y anortosita. En su parte inferior se sitúan 15 bandas de cromita de espesores hasta 1m suprayacentes por 25 bandas de magnetita.

magmática

 

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Depósitos Minerales

Intramagmático

Trabajos históricos

Walther (1908) - Formación de un

granito (diferenciación)

Otros cúmulos son la intrusión de Skaergard en Groenlandia y el complejo de Stillwater en Montana, EE.UU.. 

Fig. Serie reacciones de Bowen

La formación de magmas parciales se explica por  a)  La diferenciación gravitativa  b)  El principio de reacción de BOWEN (véase figura izquierda): Las reacciones de los minerales cristalizados temprano con el magma restante se puede describir esencialmente con los dos siguientes sistemas sencillos de modelo:  Forsterita (Mg2SiO4) - SiO2 apropiado para los minerales máficos como olivino y piroxeno:  Cristalización del olivino  →  separación parcial del magma restante por gravitación (acumulación del olivino en el fondo de la cámara magmática) o por la formación de una aureola de piroxeno alrededor del olivino, la cual funciona como un escudo de protección impidiendo que el olivino reaccione con el magma →  magma restante enriquecido en SiO2 y en Fe2+, más pobre en MgO respecto al magma originario →   descenso de la temperatura →   formación de (Mg, Fe) piroxeno →  (Mg, Fe) Ca-piroxeno → hornblenda → biotita. Los minerales cristalizados relativamente tarde como hornblenda y piroxeno incorporan grupos de OH en su estructura.

 Bibliografía / Citas

Módulo de citasMagma -

Petrografía de rocas ígneas

general

Factores importantes de la diferenciación del magma son: - la temperatura, - la composición del magma restante variándose, - la presión parcial del gas de H2O a partir de la cristalización de los minerales caracterizados por grupos de OH.

 

 

véase: Basalto / Andesita / Traquita / Riolita / Gabro / Diorita / Sienita / Granito

 El contenido mineral modal de las magmatitas varia ampliamente con los contenidos en los óxidos. La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación mencionados en lo siguiente:

a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior. b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente hundida. c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada. d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la corteza terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros procesos.

Definición "metamorfosis":

Cambio de las rocas por la acción de temperatura y/o presión.   (véase: temperatura / presión)

En el momento rocas sedimentarias, ígneas o metamórficas sufren temperaturas mayores de 200°C y/o presiones altas se transforman a rocas metamórficas:

>cambio de la textura (véase: textura de rocas metamórficas) >cambio de los minerales

Apuntes Geología   General

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Capitulo 6Contenido

Introducción

 

1. Introducción

Rocas metamórficas son productos del metamorfismo o es decir de la transformación de una roca por recristalización y por cristalización de nuevos minerales estables bajo las condiciones metamórficas manteniendo el estado sólido. La transformación es causada por un aumento de la temperatura y/o por deformación (deformación puede producir calor de fricción). Meteorización y diagénesis o es decir la solidificación de una roca sedimentaria no pertenece al metamorfismo. Generalmente los procesos metamórficos actúan en profundidades relativamente altas con respecto a la superficie. Casos especiales del metamorfismo con respecto a su posición son el metamorfismo por ondas de choque (catáclasis) causadas por el choque de grandes meteoritos con la superficie terrestre y el efecto calorífico de un corriente de lava a la roca encajante. Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos. El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en una roca. Generalmente el grado metamórfico nombra la temperatura o la presión máxima del metamorfismo. Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por ejemplo la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita. Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de minerales, que se observan en rocas de composición basáltica. Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos, que se puede analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y

tipos del metamorfismo

Texturas metamórficas

rocas metamórficasen Atacama

 

 

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Depósitos Minerales

Skarn

presión características para el grado metamórfico.

El grado metamórfico (por ejemplo los grados metamórficos según WINKLER) nombra las condiciones de temperatura y presión máximas, que han influidas en la roca. Pero metamorfismo no es estático, más bien es caracterizado por condiciones de temperatura, presión y estrés (esfuerzo elástico) cambiándose. La historia de las condiciones de temperatura y presión, que han actuado en la roca durante un evento metamórfico, se llama en ingles 'metamorphic p-T-path'. Este puede indicar varios parámetros como las fuentes de calor, que causan las variaciones de temperatura, la posición estructural local de la roca y el gradiente del transporte tectónico.

Modulo de Citas

metamorfismo

Museo Virtual

metamorfismo

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1.1 Los factores, que contribuyen al metamorfismo

Los factores principales son las variaciones en la temperatura y en la presión, el esfuerzo elástico (de compresión, ‘deviatoric stress’) y la migración de los fluidos. Estos factores son factores externos y pueden efectuar cambios en la mineralogía, en el quimismo de los minerales y en el quimismo total de la roca. Un otro factor importante es el quimismo total de la roca. Puesto que la misma combinación de factores externos causará distintos cambios en rocas de diferente composición química.

La temperatura es el factor más importante en procesos metamórficos, puesto que la mayoría de las reacciones metamórficas se debe a variaciones de la temperatura. Las variaciones de temperatura hacen necesario un aporte calorífero a la roca. La fuente calorífera puede ser un cuerpo intrusivo cercano, un arco magmático relacionado con una zona de subducción o una fuente calorífera regional profunda como el calor derivado del manto por ejemplo. Además la descomposición radioactiva de elementos influye la estructura térmica de la Tierra.

La presión de carga es el segundo factor importante, es causado por la masa de las rocas sobreyacentes y depende de la profundidad y de la densidad de las rocas sobreyacentes.

Por ejemplo una pila rocosa de 1km de potencia de - granito ejerce una presión de carga de 264bar, - basalto ejerce una presión de carga de 294bar, - peridotita (ultramáfica, de olivino, típica para el manto superior) ejerce una presión de carga de 323bar, - agua ejerce una presión de carga de 98bar.

El desarrollo de la temperatura y presión (factores p-t)

Metamorfismo progrado Si una roca de partida es llevada desde condiciones inferiores de ºT y p típicas para su formación a condiciones elevadas de ºT y p típicas para el metamorfismo, se habla de un metamorfismo progrado. El metamorfismo progrado está acompañado por la liberación de los constituyentes volátiles de la roca como de H2O, CO2, O2 y S expresándose en reacciones de deshidratación y descarbonatización. Por ejemplo el metamorfismo de un basalto formado en la superficie terrestre, que mediante de la formación de la cordillera haya sido transportado a grandes profundidades terrestres. A

 

partir de 12km de profundidad y a T = 300°C se transforma en una pizarra verde y con un descenco mayor hasta más de 35km de profundidad se convierte en una eclogita, que se compone principalmente de omfacita (piroxeno mixto de jadeita y augita) y granate.

Metamorfismo retrogrado Si una roca de partida es llevada desde condiciones superiores de T y p típicas para su formación a condiciones metamórficas inferiores de T y p, se habla de un metamorfismo retrogrado. Por ejemplo la transformación de una peridotita de olivino y piroxeno formada en el manto superior bajo condiciones de formación elevadas en una serpentinita principalmente de diferentes minerales del grupo de la serpentina como el crisolito y la antigorita, cuya temperatura de formación es limitada a T = 500 a 600°C por la descomposición térmica de la serpentina.

Metamorphic p-T-path El grado metamórfico (por ej. los grados metamórficos según WINKLER) nombra las condiciones de temperatura y presión máximas, que han influidas en la roca. Pero metamorfismo no es estático, más bien es caracterizado por condiciones de temperatura, presión y estrés (esfuerzo elástico) cambiándose. La historia de las condiciones de temperatura y presión, que han actuado en la roca durante un evento metamórfico, se llama en ingles ‘metamorphic p-T-path’. Este puede indicar varios parámetros como las fuentes de calor, que causan las variaciones de temperatura, la posición estructural local de la roca y el gradiente del transporte tectónico.

 

La fuerza elástica (esfuerzo elástico o ‘deviatoric stress’) se refiere al componente de presión dirigido, que no es del mismo valor en todas las direcciones. Normalmente el esfuerzo elástico tiene valores pequeños de 5-10bar hasta 100bar. El esfuerzo elástico puede deformar la roca, en que actúa: puede alinear los minerales, formar la foliación o la esquistosidad de la roca metamórfica o causar rotaciones de minerales. Por consiguiente el esfuerzo elástico produce las texturas dirigidas (‘fabric’) de una roca metamórfica como de un esquisto, de un gneis o de una milonita. Además los fluidos, que pasan por la roca, la presión, que ejercen estos fluidos y la interacción de los fluidos con los minerales o con la roca son factores importantes.

El quimismo total o la composición química de la roca expresado por los contenidos en óxidos de elementos también es de importancia. Puesto que en rocas de diferente composición química cristalizarán distintos minerales metamórficos bajo las mismas condiciones de temperatura y presión. Por ejemplo con una temperatura T = 550°C y una presión p = 5 kbar (+/- 15km de profundidad) una roca arcillosa se convertirá en un esquisto micaceo, mientras que una caliza se convertirá en un mármol. La cuarcita compuesta de SiO2 puro puede derivarse de una arenisca de puro cuarzo, como puede encontrárselo en la playa o puede derivársela de un silex, lo que es una roca sedimentaria de precipitación de sílice. Los esquistos de cuarzo y feldespato o el gneis se componen principalmente de SiO2 - Al2O3 - CaO - K2O - Na2O - H2O. La roca de partida puede ser una arenisca con feldespato, una arcosa, una grauvaca o una roca magmática ácida, es decir de composición granítica o granodiorítica. Las pelitas son de composición SiO2 - Al2O3 - FeO - MgO - K2O - Na2O - H2O. A grado metamórfico medio se convierten en esquistos micaceos, a

grado metamórfico alto se convierten en gneises. En pelitas calcáreas y en margas cristalizan minerales metamórficos ricos en calcio como coisita, lawsonita y margarita.

 

1.2 Límites del metamorfismo

El limite inferior del metamorfismo o es decir el limite entre diagénesis y el metamorfismo (de soterramiento) se pone a T = 200°C. Los cambios mineralógicos y de textura en una roca, que ocurren a T<200°C se incorporan a la diagénesis. Según una otra definición del limite inferior se consideran la reacción ‘caolinita + cuarzo --> pirofilita’ como significativa para distinguir entre diagénesis y metamorfismo. Tampoco para el limite superior existe una sola definición. En este caso se consideran la temperatura, que corresponde al inicio de la fundición de una roca como determinante para el limite superior del metamorfismo. La temperatura de fundición de una roca depende entre otros factores de su composición. Un granito empieza a fundirse a T = 625-650°C, mientras que un basalto se funde inicialmente a T = 850-900°C con p = 2-3kbar. Como limite superior se podría elegir la temperatura máxima de T = 900-10. Rocas típicas del metamorfismo regional  

1.1   Prehnita y Pumpellita

Rocas de prehnita y pumpellita, que se forman bajo el grado metamórfico bajo de WINKLER. Prehnita Ca2Al[(OH)2/AlSi3O10] y pumpellita Ca2[(Mg,Fe2+)Al2(OH)2/SiO4/Si2O7] ´ H2O. Las rocas de partida son plutonitas y vulcanitas básicas y grauvacas ricas en material piroclástico.

1.2   Pizarras

Pizarras verdes son típicas para el grado metamórfico bajo según WINKLER, son principalmente de albita, clorita, epidota y actinolita. Las rocas de partida son plutónicas y vulcanitas básicas, sobre todo gabros y basaltos. Esquistos micáceos son típicos para el grado metamórfico bajo a medio según WINKLER, son principalmente de cuarzo, mica clara y biotita. Las rocas de partida son pelitas, sedimentos arcillosos. (>> véase)

1.3   Gneis

Gneis es típico para el grado metamórfico medio a alto según WINKLER, se constituye principalmente de feldespatos, cuarzo, micas clara y oscura. Rocas de partida son las magmatitas ácidas o intermedias, es decir de composición granítica o granodiorítica como granitos, granodioritas y arcosas por ej. Paragneis se denomina un gneis derivado de sedimentos clásticos, ortogneis se denomina un gneis derivado de magmatitas ácidas a intermedias.

1.4   Anfibolita

Anfibolita es del grado metamórfico medio a alto según WINKLER y se constituye principalmente de anfíbol. Las rocas de partida son plutonitas y

vulcanitas básicas , sobre todo los gabros y los basaltos.

1.5 Mármol   (véase)Caliza metamorfizada - generalmente de grano grueso, equigranular; blanco, rosado o cualquier otro color. Durante el metamorfismo se perdieron las estructuras interiores de la caliza. No hay fósiles visibles. Completamente recristalizada. A partir de 80% de CaCO3 se habla de un mármol. Ojo: En la industria de rocas ornamentales o en canteras regionales la gente hablan de un mármol, pero muchas veces se trata de una caliza afectada por un evento térmico. Sí se nota claramente restos de fósiles.

Otras rocas metamórficas:

Granulita   de grado metamórfico alto según WINKLER, de rocas de partida ácidas. 

Migmatita   se forma por anatexia parcial o es decir por la fundición parcial, por consiguiente sobrepasa el limite superior del metamorfismo.

Rocas cataclásticas Las rocas cataclásticas se caracterizan por una disminución de los tamaños de grano de los eductos por rotura mecánica - entonces fuerzas tectónicas. La brecha de falla  es una roca no cohesiva, que se constituye en más de 30% de fragmentos de rocas visibles distribuidas irregularmente. La pseudotachilita es una roca no cohesiva, que se constituye de componentes vítreas distribuidas irregularmente. La milonita es una roca cohesiva, que se compone en 50 - 90% de matriz de granos recristalizados y de formación nueva y que es foliada (muestra de mano) La milonita del Cerro Imán es una roca cataclástica. Por deformación plástica se movilizan los cuarzos y de los feldespatos de tal 

00°C.

  Granito:   (>>foto)   

Roca leucocrática con cristales de tamaño medio hasta grande. Principalmente contiene como minerales claras: Feldespatos alcalinos (microlina o ortóclasa), cuarzo y plagioclasa. El cuarzo muestra normalmente un color gris- transparente, con un fracturamiento concoide. Los componentes máficos son biotita, muscovita, hornblenda. Augita es muy escaso. Cuarzo y los feldespatos muestra contornos xenómorfos, las plagioclasas y los máficos son generalmente hipidiomórfico o idiomórfico.

Granodiorita:  

Tonalita: (>>foto)Roca generalmente de color blanco con predominancia en plagioclasa y cuarzo. No hay (menor de 5% Feldespatos alcalinos). Muchas veces la Tonalita se encuentra en estructuras de medio o pequeño tamaño o en diques.  

 

4.4   Diorita:   (>>foto)    

La diorita aparece generalmente de color "blanco-negro" o es levemente gris- verde. Como componente clara se encuentra casi solo plagioclasa (Contenidos de An 30-50). Cuarzo y los feldespatos alcalinos no superan 5%. Los máficos más comunes son hornblenda verde, biotita y titanita. Augita es más escasa. La textura eshipidiomórfica - granular, pero los grandes cantidades de plagioclasa (blanco-gris) esconden la equigranualidad.

>>Diagrama Streckeisen

 

 4.5 Gabro (>>foto)

Roca melanocrática, con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen que la diorita (campo No. 10). La plagioclasa es la componente predominante, pero con contenidos de An entre 50-90. Piroxenos son muy frecuente.

La Granodiorita contiene una menor cantidad de los Feldespatos Alcalinos in comparación al granito. Con mayores cantidades de plagioclasa también se aumentan las cantidades de los componentes máficos. Los minerales máficos más comunes son biotita, hornblenda, raramente augita.

 

4.6. Monzonita (>>foto)

Roca con una cantidad parecida entre Plagioclasa y Feldespato Alcalino (Ortoclasa). Generalmente tiene poco o ningún cuarzo.

   

4.7   Sienita:   

La sienita tiene una textura equigranular, de grano mediano hasta grano grueso. Su color en general es rosado hasta gris. La componente más común es el feldespato alcalino, y hasta 35% la plagioclasa. Cuarzo no es tan predominante. Además se encuentra biotita, hornblenda y augita.

>>Diagrama Streckeisen

 

Otros nombres:  

Carbonatita:Roca intrusiva de un magma de carbonatos. No muy frecuente. (véase Foto)

Felsita   La felsita es una roca compuesta de minerales claros tales como cuarzo y feldespato. Su textura es de grano fino a denso, los minerales no están caracterizados por formas específicas. Tal vez su origen no es tan claro - siempre se mantiene la discusión de una formación o por lo menos de una impregnación post-magmática.

Afloramiento:En la región Atacama se conocen una gran cantidad de rocas

Una estalagmita (del griego Σταλαγμίτης Stalagmítēs ‘gota’) es un tipo de espeleotema (depósito de minerales que se forman por precipitación química) que se forma en el suelo de una cueva de caliza debido a la decantación de soluciones y la deposición de carbonato cálcico. La formación correspondiente en el techo de una cueva se conoce como estalactita. Si estas formaciones crecen lo suficiente para encontrarse, el resultado se denomina columna o pilar.

La estalagmita más alta se encuentra en la cueva de Zhin Jin, China, y tiene 70 metros de altura.1

Similares estructuras pueden también formarse en tubos de lava, asociados con algunos tipos de estafilitos, aunque el mecanismo de formación es muy diferente. Estalactites y estalagmitas pueden también formarse en techos de y suelos de hormigón, aunque su formación es mucho más rápida que en los entornos naturales de las cavernas.