2. Rocas sedimentarias qumicas

2.1 Introduccin: Rocas de sedimentacin qumica

Las rocas de sedimentacin qumica, tambin llamadas rocas de precipitacin se forman por precipitacin de los productos disueltos de la erosin. Estas rocas se clasifican principalmente segn su composicin qumica o material. Los productos disueltos de la erosin son aquellos, que no son captados mediante la formacin de nuevos minerales o mediante la alteracin en el suelo o en sedimentos en el lugar de su disolucin. Los productos disueltos de erosin son transportados por ros hacia los lagos o hacia el mar. La evaporacin y otras influencias pueden dar como resultado la sobresaturacin de las soluciones y en la precipitacin de minerales. La precipitacin puede producirse por la influencia de seres vivos o por procesos puramente qumicos como la evaporacin en el caso de las evaporitas. Los componentes de una roca destruida por erosin, que quedan en el lugar originario, forman las sedimentitas residuales o rocas remanentes, como la laterita y la bauxita. An la definicin de las rocas sedimentarias no permite clasificar las rocas remanentes como rocas sedimentarias, porque sus componentes no han sido transportados, pero es habitual estudiarlas junto a las rocas sedimentarias. En lo siguiente se presentan los carbonatos, las rocas bsicamente de slice y las evaporitas.

2.2 Carbonatos Los carbonatos se constituyen bsicamente de calcita (caliza), aragonita y dolomita (doloma), subordinadamente pueden participar cuarzo, feldespato alcalino y minerales arcillosos. Los carbonatos de siderita son ms escasos, incluso econmicamente interesantes. Los procesos de la formacin de carbonatos son del tipo marino anorgnico, del tipo bioqumico y del tipo terrestre. Las condiciones de precipitacin y la disolucin de CaCO3. La base qumica de la sedimentacin de carbonatos es la abundancia relativamente alta de los iones de calcio Ca2+ y del bicarbonato (H2CO3) o de los iones de bicarbonato (HCO3-) respectivamente en el agua, en el agua del mar por ejemplo. Un ion de calcio y un ion de HCO3- se unen formando la calcita y un ion de hidrgeno: Ca2+ + HCO3- --> CaCO3 + H+. En el equilibrio los iones de calcio y de HCO3- son disueltos. La precipitacin inicia cuando hay cantidades mayores del ion de calcio o del ion de bicarbonato o cuando hay cantidades iguales de estos dos iones y su producto sobrepasa el valor determinante para la saturacin. La disolucin de un sedimento calcreo o de una caliza en un agua con un cierto contenido en CO2 se puede describir por las reacciones siguientes: H2O + CO2 --> H2CO3 y CaCO3 + H2CO3 --> Ca2+ + 2HCO3-. Estas reacciones describen la meteorizacin qumica de los carbonatos y la disolucin de sedimentitas calcreas formando una caverna o una cueva. Los parmetros, que influyen la disolucin y la precipitacin de CaCO3 son los siguientes: El contenido en dixido de carbono (CO2): Cada proceso, que aumenta el contenido en CO2, apoya la disolucin de CaCO3, la disminucin de la cantidad de CO2 favorece la

precipitacin de CaCO3. El potencial de hidrgeno (pH) influye la disolucin y la precipitacin de CaCO3. Un valor bajo de pH favorece la disolucin de CaCO3, un valor alto de pH favorece la precipitacin de CaCO3. La temperatura: La disolucin de CaCO3 en agua pura disminuye, con el aumento de la temperatura. Las aguas tibias superficiales de las reas tropicales estn supersaturadas con carbonato de calcio, ah se forman calizas por precipitacin. El agua de mar de temperaturas moderadas casi est saturada con carbonato de calcio, es decir ah existe un equilibrio entre la precipitacin y la disolucin de carbonato.

La presin: El aumento de la presin apoya levemente la disolucin de CaCO3. La influencia de la presin se nota en profundidades altas. En el mar profundo, desde la llamativa profundidad de compensacin de carbonato de aproximadamente 4500 - 5000m el carbonato se disuelve completamente. Los carbonatos son entre otros la caliza masiva, la caliza fosilfera, la caliza ooltica, la doloma, el travertino, las estalactitas.

La caliza masiva preponderantemente se constituye de calcita, con arcilla se forma la marga caliza y la marga, con arena de cuarzo se forma la arenisca caliza, con slice se forma la caliza silcica, con restos orgnicos se forma la caliza bituminosa y con dolomita se forma la caliza dolomtica. La caliza masiva tiene una fractura concoide y puede tener varios colores: blanco, amarillo, rosado, rojo, gris o negro. En contacto con cido clorhdrico fro diluido se produce efervescencia. Sin la influencia de seres vivos la precipitacin de calcita est limitada a los 100 a 200 m superiores de los mares, puesto que solo en esta regin el agua de mar est saturada de calcita. Pero la precipitacin puramente qumica de la calcita en los 100 a 200 m superiores del mar no es muy frecuente. Normalmente las calizas marinas se producen a partir de diminutos esqueletos de seres vivos, que viven en las capas acuticas superiores y que al morir caen al fondo de mar, donde constituyen los lodos de calcita.

MV: Fotos de caliza

La caliza ooltica se compone de un cmulo de granos compactados de caliza de forma redondeada y de dimetro entre 1 y 2 mm. Los granos crecen en el agua del mar supersaturada con CaCO3, de profundidad menor de 2 m, que est caracterizada por un cambio permanente de fases de movimiento y de reposo, alrededor de grmenes como granos de cuarzo o pedazos diminutos de caparazones por ejemplo. Si el dimetro de los granos redondeados sobresale un cierto limite - aproximadamente 1 a 2 mm de dimetro de grano - los granos son demasiado pesados para seguir el movimiento del agua. Estos granos se acumulan en el fondo de mar y despus su compactacin forman la caliza ooltica.

El travertino es una caliza formada en el agua dulce en manantiales y fuentes termales. Aparte de calcita puede constituirse de aragonita, en cantidades menores puede participar limonita produciendo el color amarillento del travertino. La segregacin de la calcita disuelta se produce cuando se retira dixido de carbono (CO2) del agua por calentamiento o por liberacin de la presin. Adems los fuertes movimientos y la efervescencia del agua y la influencia de algunas plantas favorecen la segregacin de calcita. Se puede hallar estas segregaciones, tambin llamadas sinterizaciones de cal en las salidas de las fuentes y en los obstculos del discurrir del agua de una fuente. En las fuentes termales se precipita a menudo aragonita en vez de calcita. Las estalactitas y las estalagmitas son las segregaciones de calcita de las cuevas. Se componen esencialmente de calcita, ocasionalmente de aragonita. Se forman por la precipitacin del carbonato de calcio disueltos en las aguas subterrneas al haber pasado por rocas carbonatadas. Si las aguas subterrneas saturadas de carbonato de calcio entran en una cueva de rocas carbonatadas y variaciones ligeras de la temperatura, de la presin o de la composicin de los gases atmosfricos o una evaporacin breve puede iniciar la precipitacin de carbonato de calcio. Estalagmitas se llaman las formaciones pilares, que crecen desde el piso de una cueva hacia arriba, estalactitas se llaman las formaciones crecientes desde el techo de la cueva hacia abajo. Las estalactitas son porosas, normalmente cristalinas, gruesas y de color blanco o amarillo.

2.3 Rocas sedimentarias de slice (>>Museo Virtual: Foto) La radiolarita o la lidita se forman por la sedimentacin de los esqueletos silcicos (de palo) de los radiolarios unicelulares. Los radiolarios son microorganismos que viven en las aguas superficiales del mar, que a su muerte caen al fondo de mar acumulndose y formando el cieno o lodo de radiolarios. En l paulatinamente los esqueletos de palo se transforman en agregados de microcristales de cuarzo. El lodo de radiolarios se puede hallar slo en zonas caracterizadas por escasa sedimentacin de arena, limo, arcilla o carbonato y en el fondo de mar profundo debajo de la profundidad de compensacin de carbonato. An los esqueletos de los radiolarios son incoloros, las variedades tpicas de la radiolarita son de color caf rojizo, negro o verde debido a la presencia de hematita, sustancias orgnicas o minerales verdes en la roca. Las variedades negras se llaman liditas. Las radiolaritas son rocas masivas, con fractura concoide, de cantos vivos y de brillo vtreo o creo. Los radiolarios aparecieron en el cmbrico, actualmente no son tan frecuentes como lo fueron en los periodos pasados.

2.4 Evaporitas Evaporitas terrestres Aparte del contenido muy diferente en sales la composicin de las aguas superficiales difiere de la composicin del agua del mar en la proporcin de sus iones. Los iones esenciales del agua dulce son HCO3-, Ca2+ y SO42-. Las evaporitas terrestres pueden formar incrustaciones de sal, salitrales y salares. Los minerales ms importantes de las evaporitas terrestres son:

aragonita CaCO3, (>>) calcita CaCO3, (>>) dolomita MgCa(CO3)2, (>>) soda Na2CO310H2O, trona Na2CO3NaHCO32H2O, halita NaCl, (>>)

salitre sdico NaNO3, salitre potsico KNO3, yeso CaSO42H2O, (>>) anhidrita CaSO4, sal de Glauber Na2SO410H2O, thenardita Na2SO4, epsomita MgSO47H2O,

kernita Na2B4O74H2O, brax Na2B4O710H2O, colemanita CaB3O4(OH)3H2O, ulexita NaCaB5O98H2O.

El salitre o nitrato de Chile, se explota en el desierto de Atacama en la primera y segunda regin, y puede estar concentrada hasta 60% en los primeros dos metros de la superficie. Adems el yodo y el litio son de inters econmico. Los boratos se han acumulados en cantidades explotables por ejemplo en California y en Turqua. Evaporitas marinas (vase: Gnesis) En la superficie terrestre los ocanos forman las reservas ms grandes de cloruros, sulfatos de lcalis y alcalinotrrreos. Los cationes ms importantes del agua del mar son Na+, K+, Mg2+ y Ca2+, los aniones ms importantes son Cl-, SO42- y HCO3-. Aparte de estos componentes principales hay aproximadamente 70 componentes subordinadas en el agua del mar. Entre los elementos ms raros especialmente bromo, estroncio y boro juegan un papel importante. Los minerales de sal levemente solubles solamente pueden precipitarse, cuando su concentracin es extremadamente elevada por distintos procesos de evaporacin. La precipitacin de las sales de potasio y de magnesio por ejemplo inicia, cuando el volumen de agua se ha reducido a 1/60 con respecto a su volumen originario. En los depsitos de sal del mundo se han identificado ms de 50 minerales principales y subordinados.

Los minerales ms importantes de las evaporitas marinas son dolomita CaMg(CO3)2 (>>), halita NaCl (>>), silvina KCl, carnalita KClMgCl26H2O, bischofita MgCl26H2O, andidrita CaSO4, yeso CaSO42H2O, kieserita MgSO4H2O, polihalita K2SO4MgSO42CaSO42H2O, cainita KClMgSO42,75H2O.

Algunas rocas de sal son: Halitita, una roca monominerlica de halita, por intercalaciones de minerales arcillosos y de sulfatos puede apreciarse la estratificacin. (Museo Virtual >>Mineral Halita) Silvinita de silvina como componente principal y halita, que pueden formar una estratificacin. Carnalitita se compone esencialmente de carnalita y halita.

3. Rocas sedimentarias organgenas

Bajo la denominacin colectiva de las rocas sedimentarias organgenas se presentan todas las rocas sedimentarias combustibles, como los depsitos carbonceos respectivamente y los depsitos kerogenos.

3.1 Los depsitos carbonceos Los depsitos carbonceos se componen de la materia orgnica, generalmente vegetal o sus derivados subsecuentemente producidos y a menudo de minerales y componentes voltiles como agregados. A los depsitos carbonceos pertenecen la turba, el lignito pardo, el lignito y el carbn o la hulla respectivamente. Las sustancias ricas en hidrocarburos producidos por destilacin son los kerogenos. El material de partida para los depsitos carbonceos son las plantas como los equisetos, los licopodios, los juncos, las caas, los arbustos, los musgos pantanosos entre otros. Las plantas crecieron en pantanos y lagos de agua dulce, que en parte se inundaron ocasionalmente por mares llanos en un clima subtropical hasta tropical. Con la ausencia de aguas subterrneas circulantes la descomposicin normal de los restos vegetales, que se basa en la presencia de oxgeno, termina enseguida bajo la cobertura de sedimentos y de otros restos vegetales y se forman gases como el dixido de carbono y el metano. Bajo las condiciones no completamente anaerbicas puede formarse la turba.

3.1.1 La turba

La turba se constituye de fragmentos de madera en una matriz de trozos desintegrados vegetales pequeos tpicos para las marismas y los pantanos. Los fragmentos vegetales estn atacados por los residuos no completamente descompuestos de la vegetacin muerta de las marismas o los pantanos, como por las bacterias, los hongos y otros organismos. Las aguas subterrneas estancadas protegen la materia vegetal residual a descomponerse completamente. La turba se caracteriza por la presencia de celulosa libre y por un contenido en agua mayor de 70%. La turba forma masas de color amarillo claro hasta caf o negro de restos vegetales, que estn impregnados con agua.

3.1.2 Los lignitos El lignito es una roca combustible con un contenido de agua menor de 75% del volumen y un contenido en restos vegetales, que fueron transformados debido a la carbonizacin. En el lignito se puede reconocer macroscpicamente algunos trozos de madera, de hojas y de frutos. Otros componentes adicionales en poca cantidad pueden ser minerales arcillosos, siderita, pirita, calcita y otros. Los lignitos slo aparecen en sedimentos no compactados o muy poco compactados. El limite inferior hacia la turba se traza con un contenido de agua del 75% del volumen, el

limite superior hacia la hulla o el carbn se muestra por la variacin del color de la raya de caf (lignito) a caf-oscuro a negro (hulla).

3.1.2.1 El lignito pardo o lignito blando El lignito pardo es un carbn hmico de grado bajo con un contenido de agua entre 10 y 75%. El lignito pardo se ubica entre la turba de grado ms bajo y el lignito de grado ms alto. El lignito pardo parece a la turba, pero es ms slido y ms denso. Los yacimientos del lignito pardo o blando de Alemania oriental (zonas de Leipzig, Halle, Magdeburgo, Cottbus) y de la Alemania oriental (cerca de Colonia, Baja Renania) son de la terciaria.

3.1.2.2 El lignito duro (Hartbraunkohle) Bajo los lignitos duros se distinguen el lignito mate (ms slido y ms oscuro con respecto al lignito blando y estratificado) y el lignito brillante ms evolucionado con respecto a la carbonizacin. El lmite superior hacia la hulla se traza en base del color de la raya de las rocas, el lignito se caracteriza por un color de la raya caf y la hulla por un color de la raya negro-caf. Yacimientos cerca de Mosc, en Checoslovaquia, Hungra, Yugoslavia, EE.UU., Canad entre otros.

3.1.2.3 El lignito xiloide o la xilita El lignito xiloide o la xilita es un lignito con trozos de madera fsil con una estructura bien conservada.

3.1.3 El carbn o la hulla El carbn o la hulla respectivamente es una roca sedimentaria orgnica combustible con un contenido menor de 40% en sustancias minerales en base del material seco y se compone de polmeras de hidrocarburos cclicos. Se distingue los carbones hmicos (Humuskohle) y los carbones saproplicos (Faulschlammkohle). La hulla se distingue del lignito en una primera aproximacin y macroscpicamente por la variacin del color de la raya : el lignito de color de raya caf y la hulla de color de la raya caf-oscuro a negro. En el sistema internacional se distingue entre el lignito y la hulla en base de su valor calorfico y de su contenido en voltiles : el lignito tiene un valor calorfico menor de 5700kcal/kg, la hulla tiene un valor calorfico mayor de 5700kcal/kg. En Alemania se emplea una clasificacin en base del grado de carbonizacin. Se distingue con graduaciones de carbonizacin ascendentes y el contenido descendente en gas o voltiles respectivamente (indicado en parntesis) como sigue :

Nombre % de gas (voltiles) Carbn de llama 45-40% carbn de llama para gas 40-35% carbn para gas 35-28% carbn graso 28-19% carbn de fragua 19-14% hulla magra 14-10%

antracita menos de 10%

Los carbones situados arriba de la antracita se denominan colectivamente las hullas bituminosas. En los yacimientos de carbn comnmente las capas de hullas estn estratificadas con la pizarra combustible y con otras rocas sedimentarias estriles. Independientemente de su estado de carbonizacin se distingue los cuatro litotipos siguientes, que varan en el material vegetal de partida y en su entorno de sedimentacin : Hulla brillante : de fractura concoidea, con muchas grietas encaradas en ngulo recto a la estratificacin, se descompone en fragmentos en forma de bloques, no tie en negro, en capas principalmente continuas, raramente en forma de lentejones. Hulla mate : de superficies speras , forma fragmentos gruesos, no tie de color negro, forma estratos de carbn de brillo mate hasta graso y de color gris hasta negro hasta varios decmetros de espesor. Hulla fibrosa : de color negro hasta gris negroso, de brillo sedoso, con textura fibrosa y porosa, fcilmente triturable, tie de color negro, forma estratos y lentejones delgados. Hulla semibrillante : no tie, forma capas alternas de rayas finas situadas entre la brillante y la hulla mate de espesores menor de 3mm, tipo de carbn ms importante con respecto a su volumen. Algunos yacimientos de hulla son las cuencas de Ruhr (carbonfero) y de Saar (carbonfero) en Alemania, en el macizo central francs, los depsitos de carbn de Lota cerca de Concepcin en Chile.

3.2 Las rocas de kerogeno El kerogeno se define como un complejo de materia vegetal y animal diagenticamente transformada en el estado slido y de origen saproplico. Segn BREYER se trata de los constituyentes de las rocas sedimentarias, que ni son solubles en soluciones acuosas alcalinas, ni en los solventes orgnicos comunes. Kerogenita se refiere a un depsito con un contenido suficientemente alto en kerogeno para poder producir petrleo mediante la destilacin.

3.2.1 La sapropelita La sapropelita es un sapropel solidificado (sapropel = barro o lodo con un contenido

variable de materia orgnica no identificable en un ambiente acutico sin oxgeno), que por destilacin destructiva genera petrleo.

3.2.1 La arcilla bituminosa La arcilla bituminosa es una sapropelita con un contenido variable en materia orgnica (10 - 67%), que por destilacin destructiva fue transformado a petrleo.

3.3 Esquisto bituminoso o pizarra negra Bajo los esquistos bituminosos se renen las rocas arcillosas, las arcillas esquistosas, las rocas de silt y tambin las calizas con un contenido elevado (mayor de 10%) en material orgnico de origen vegetal y animal.

Definicin "metamorfosis": Cambio de las rocas por la accin de temperatura y/o presin. (vase: temperatura / presin)

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

>cambio de la textura (vase: textura de rocas metamrficas) >cambio de los minerales

1. Introduccin Rocas metamrficas son productos del metamorfismo o es decir de la transformacin de una roca por recristalizacin y por cristalizacin de nuevos minerales estables bajo las condiciones metamrficas manteniendo el estado slido. La transformacin es causada por un aumento de la temperatura y/o por deformacin (deformacin puede producir calor de friccin). Meteorizacin y diagnesis o es decir la solidificacin de una roca sedimentaria no pertenece al metamorfismo. Generalmente los procesos metamrficos actan en profundidades relativamente altas con respecto a la superficie. Casos especiales del metamorfismo con respecto a su posicin son el metamorfismo por ondas de choque (catclasis) causadas por el choque de grandes meteoritos con la superficie terrestre y el efecto calorfico de un corriente de lava a la roca encajante. Grado metamrfico, zonas metamrficas y facies metamrficas son los conceptos bsicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamrficos. El grado metamrfico se refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en una roca. Generalmente el grado metamrfico nombra la temperatura o la presin mxima del metamorfismo. Las zonas metamrficas 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 metamrficas se distinguen a travs de grupos de minerales, que se observan en rocas de composicin basltica.

Las zonas y facies metamrficas se determinan a travs de la identificacin de los grupos de minerales formados simultneamente. La composicin de algunos minerales metamrficos, que se puede analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y presin caractersticas para el grado metamrfico.

El grado metamrfico (por ejemplo los grados metamrficos segn WINKLER) nombra las condiciones de temperatura y presin mximas, que han influidas en la roca. Pero metamorfismo no es esttico, ms bien es caracterizado por condiciones de temperatura, presin y estrs (esfuerzo elstico) cambindose. La historia de las condiciones de temperatura y presin, que han actuado en la roca durante un evento metamrfico, se llama en ingles 'metamorphic p-T-path'. Este puede indicar varios parmetros como las fuentes de calor, que causan las variaciones de temperatura, la posicin estructural local de la roca y el gradiente del transporte tectnico.

1.1 Los factores, que contribuyen al metamorfismo

Los factores principales son las variaciones en la temperatura y en la presin, el esfuerzo elstico (de compresin, deviatoric stress) y la migracin de los fluidos. Estos factores son factores externos y pueden efectuar cambios en la mineraloga, 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 combinacin de factores externos causar distintos cambios en rocas de diferente composicin qumica.

La temperatura es el factor ms importante en procesos metamrficos, puesto que la mayora de las reacciones metamrficas se debe a variaciones de la temperatura. Las variaciones de temperatura hacen necesario un aporte calorfero a la roca. La fuente calorfera puede ser un cuerpo intrusivo cercano, un arco magmtico relacionado con una zona de subduccin o una fuente calorfera regional profunda como el calor derivado del manto por ejemplo. Adems la descomposicin radioactiva de elementos influye la estructura trmica de la Tierra.

La presin 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 presin de carga de 264bar, - basalto ejerce una presin de carga de 294bar, - peridotita (ultramfica, de olivino, tpica para el manto superior) ejerce una presin de carga de 323bar, - agua ejerce una presin de carga de 98bar. El desarrollo de la temperatura y presin (factores p-t)

Metamorfismo progrado Si una roca de partida es llevada desde condiciones inferiores de T y p tpicas para su formacin a condiciones elevadas de T y p tpicas para el metamorfismo, se habla de un metamorfismo progrado. El metamorfismo progrado est acompaado por la liberacin de los constituyentes voltiles de la roca como de H2O, CO2, O2 y S expresndose en reacciones de deshidratacin y descarbonatizacin. Por ejemplo el metamorfismo de un basalto formado en la superficie terrestre, que mediante de la formacin de la cordillera haya sido transportado a grandes profundidades terrestres. A partir de 12km de profundidad y a T = 300C se transforma en una pizarra verde y con un descenco mayor hasta ms 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 tpicas para su formacin a condiciones metamrficas inferiores de T y p, se habla de un metamorfismo retrogrado. Por ejemplo la transformacin de una peridotita de olivino y piroxeno formada en el manto superior bajo condiciones de formacin elevadas en una serpentinita principalmente de diferentes minerales del grupo de la serpentina como el crisolito y la antigorita, cuya temperatura de formacin es limitada a T = 500 a 600C por la descomposicin trmica de la serpentina.

Metamorphic p-T-path El grado metamrfico (por ej. los grados metamrficos segn WINKLER) nombra las condiciones de temperatura y presin mximas, que han influidas en la roca. Pero metamorfismo no es esttico, ms bien es caracterizado por condiciones de temperatura, presin y estrs (esfuerzo elstico) cambindose. La historia de las condiciones de temperatura y presin, que han actuado en la roca durante un evento metamrfico, se llama en ingles metamorphic p-T-path. Este puede indicar varios parmetros como las fuentes de calor, que causan las variaciones de temperatura, la posicin estructural local de la roca y el gradiente del transporte tectnico.

La fuerza elstica (esfuerzo elstico o deviatoric stress) se refiere al componente de presin dirigido, que no es del mismo valor en todas las direcciones. Normalmente el esfuerzo elstico tiene valores pequeos de 5-10bar hasta 100bar. El esfuerzo elstico puede deformar la roca, en que acta: puede alinear los minerales, formar la foliacin o la esquistosidad de la roca metamrfica o causar rotaciones de minerales. Por consiguiente el esfuerzo elstico produce las texturas dirigidas (fabric) de una roca metamrfica como de un esquisto, de un gneis o de una milonita. Adems los fluidos, que pasan por la roca, la presin, que ejercen estos fluidos y la interaccin de los fluidos con los minerales o con la roca son factores importantes.

El quimismo total o la composicin qumica de la roca expresado por los contenidos en xidos de elementos tambin es de importancia. Puesto que en rocas de diferente composicin qumica cristalizarn distintos minerales metamrficos bajo las mismas condiciones de temperatura y presin. Por ejemplo con una temperatura T = 550C y una presin p = 5 kbar (+/- 15km de profundidad) una roca arcillosa se convertir en un esquisto micaceo, mientras que una

caliza se convertir en un mrmol. La cuarcita compuesta de SiO2 puro puede derivarse de una arenisca de puro cuarzo, como puede encontrrselo en la playa o puede derivrsela de un silex, lo que es una roca sedimentaria de precipitacin de slice. 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 magmtica cida, es decir de composicin grantica o granodiortica. Las pelitas son de composicin SiO2 - Al2O3 - FeO - MgO - K2O - Na2O - H2O. A grado metamrfico medio se convierten en esquistos micaceos, a grado metamrfico alto se convierten en gneises. En pelitas calcreas y en margas cristalizan minerales metamrficos ricos en calcio como coisita, lawsonita y margarita.

1.2 Lmites del metamorfismo

El limite inferior del metamorfismo o es decir el limite entre diagnesis y el metamorfismo (de soterramiento) se pone a T = 200C. Los cambios mineralgicos y de textura en una roca, que ocurren a T pirofilita como significativa para distinguir entre diagnesis y metamorfismo. Tampoco para el limite superior existe una sola definicin. En este caso se consideran la temperatura, que corresponde al inicio de la fundicin de una roca como determinante para el limite superior del metamorfismo. La temperatura de fundicin de una roca depende entre otros factores de su composicin. Un granito empieza a fundirse a T = 625-650C, mientras que un basalto se funde inicialmente a T = 850-900C con p = 2-3kbar. Como limite superior se podra elegir la temperatura mxima de T = 900-1000C. Existen tres tipos principales de metamorfismo a respeto de temperatura y presin: Metamorfismo de contacto: Presin baja

Metamorfismo regional: Temperatura mediana, presin mediana

Metamorfismo de subduccin: Alta presin con temperaturas relativamente bajas

1.Texturas de rocas metamorficas Las rocas metamrficas son rocas cristalinas, es decir las rocas metamrficas se constituyen exclusivamente de cristales, a veces llamados cristaloblastos. A los cristales de dimetro de grano sobresaliente con respecto al dimetro de grano de los dems cristales se les llama porfiroblastos.

1.1 Textura granoblstica

Todos los cristales son aproximadamente del mismo dimetro de grano, por ej. ortogneis de feldespato alcalino, cuarzo y biotita.

1.2 Textura lepidoblstica

La textura lepidoblstica es tpica para rocas con un alto contenido en filosilicatos como las micas o la clorita por ej. Los filosilicatos y los dems cristales de la roca pueden ser alineados paralelamente, por ej. mica, cuarzo y feldespato de una micacita o los filosilicatos pueden formar estructuras radiales como por ej. estilpnomelano en una micacita (en este caso el estilpnomelano creci despus la deformacin de la micacita).

1.3 Textura nematoblstica La roca metamrfica es caracterizada por la presencia de cristales columnares prismticos, por ej. por anfboles prismticos en un esquisto de antigorita o por sillimanitas prismticas en un gneis.

1.4 Textura fibroblstica

La roca es caracterizada por la presencia de cristales fibrosos, por ej. de sillimanitas fibrosas de un gneis.

1.5 Textura poiquiloblstica

La textura poiquiloblstica es caracterizada por minerales metamrficos, que incluyen numerosos minerales ms pequeos o relictos minerales. Se debe al crecimiento nuevo de minerales metamrficos alrededor de numerosos relictos de minerales originarios, por ej. ortoclasas, que incluyen minerales diminutos de plagioclasa, cuarzo y biotita de un gneis.