Trabajo de Campo II Petrología

Departamento

de Mineralogía y Petrología

Universidad de Granada

Trabajo de Campo IIPetrología

Gredos (Ávila)Información general

y guía de campo

por: Fernando Bea, Antonio García Casco,

Jane H. Scarrow, José Molina Palma

En respuesta a H.H. Read (1940; Metamorphism and igneous action.Advacement of Science 1, 223-257) quien aseveró que, "el mejor

geólogo es aquel que ha visto el mayor número de rocas", Bowen dijoen la famosa Granite Conferece de la GSA en Ottawa (1947) "...no es

tanto una cuestión de ver como de escudriñar. Mirando las rocas avoluntad, el geólogo no puede verlas durante el proceso de su

formación” (“...it is less a question of sight than of insight. Look asone will at the rocks he cannot see them in the process of

formation").

(se recomienda imprimir este documento en formato de 21 x15 cm a dos caras)

Indice

1. Introducción.........................................................12. Calendario de Trabajo............................................43. Información General..............................................54. Geología Regional..................................................85. El Batolito de Ávila...............................................126. Elaboración de un Trabajo de Campo......................237. Rocas ígneas.......................................................388. Rocas metamórficas.............................................419. Estudio petrográfico.............................................7010. Referencias.......................................................7211. Cartografía de áreas de trabajo............................75

Figura de la portada: “Per migma ad magma”. Representación alegórica, contintes mitológicos, de los procesos geológicos profundos. El investigadoraparece ahogándose en un mar de magma (Read, 1948).

Trabajo de Campo II Petrología. Gredos 2013.

1. Introducción

El objetivo la asignatura Trabajo de Campo II, Petrología,consiste en introducir al alumno en el reconocimiento,estudio de campo y cartografía de complejos plutono-metamórficos profundos. La región de trabajo pertenece alMacico Hespérico, y se localiza en el Sistema Central, Sierrade Gredos (provincia de Ávila). Esta región contiene unagran variedad de rocas plutónicas, subvolcánicas ymetamórficas, así como excelentes afloramientos quepermiten una buena visualización de las litologías y susrelaciones geométricas.

La base se encuentra en Hoyos del Espino, puebloserrano de unos 400 habitantes localizado a 1.440 m dealtitud y a unos 70 km de Ávila capital. En el pueblo existenhostales, casas rurales y el Camping Gredos localizado a doskm de Hoyos del Espino (Carretera Plataforma, km 1.8Hoyos del Espino, Ávila, http://www.campingredos.com/;email: [email protected]; tlf: 920-207585,657-655687) donde los alumnos podrán alojarse. Debido a laaltitud de la zona de trabajo, se recomienda lleven ropa deabrigo y contra la lluvia, así como sacos y mantasapropiados.

Desde esta base se realizarán salidas diarias al campo,seguidas de trabajo de gabinete en el Camping Gredos parapasar a limpio las cartografías y apuntes diarios. Así mismo,dispondremos de microscopios petrográficos para el estudiode láminas delgadas de los principales tipos de rocas de laregión.

Para aprobar la asignatura, los alumnos deberán entregarsegún vaya desarrollándose el campamento tanto lascartografías, cortes e informes de campo, como los informespetrográficos de las láminas delgadas. Así mismo, seplantearán distintas pruebas individuales y colectivas queserá necesario superar.

Trabajo de Campo II Petrología. Gredos 2013. 1

Localización del Sistema Central en el Mapa Geológico de laPenínsula Ibérica, Baleares y Canarias (IGME, 1:1000000).

ÁvilaSalamanca

Zamora

León

Palencia

Burgos

Soria

Segovia

Valladolid

Madrid

Extremadura

Castilla-La Mancha

Portugal

País VascoCantabriaAsturias

Galicia

Logroño

Aragón

Localización del área de trabajo en el mapa de la Comunidadde Castilla y León.

Trabajo de Campo II Petrología. Gredos 2013.2

Area de trabajo.


2. Calendario de Trabajo

Día 1. Salida de Granada. Llegada a Hoyos del Espino por latarde. Charla introductoria.

Día 2. Región Piedrahita-Peña Negra. Filitas del encajanteregional del batolito de Ávila complejo esquisto-grauváquico). Migmatitas de contacto. Gneisses Almohalla.Migmatitas de la Peña Negra.

Día 3. Plataforma de Gredos. Granodiorita Hoyos. Rocasbásicas del prado de las pozas. Migmatitas de contacto(megaenclave). Relaciones geológicas, cartografía y corte.

Día 4. Plataforma de Gredos. Granodiorita Hoyos. Granitomoscovítico (superficies FA) del refugio del Rey. Migmatitasdel refugio del Rey. Relaciones geológicas, cartografía ycorte.

Día 5. Plataforma de Gredos. Granodiorita Hoyos. Granitomoscovítico (superficies FA) del refugio del Rey. Migmatitasdel refugio del Rey. Relaciones geológicas, cartografía ycorte.

Día 6. Rocas básicas de San Martín del Pimpollar. Relacionesde campo en una zona de mezcla roca básica-ácida.Granodioritas Alberche. Episienitas. Diques ácidos conbordes enfriados (Ávila).

Día 7. Ejercicio de cartografía individual o en grupos noasistido por los profesores (mañana). Examen escrito(tarde). Granito de Pedro Bernardo. Corte y cartografía a lolargo del contacto norte. Segregados aplopegmatíticos encontacto superior subhorizontal con la granodiorita Hoyos.Lamprófidos en la granodiorita Hoyos. Corte desde faciessuperficiales a más profundas. Diferenciación magmática.Contacto basal subhorizontal con la granodiorita Hoyos.

Día 8. Salida de Hoyos. Llegada a Granada por la tarde.


3. Información General

La información que sigue, referida a Hoyos del Espino, seha obtenido de:

http://www.diputacionavila.es/http://www.diputacionavila.net/municipios/index.php?mun=105(C) 2000 Dpto. Informática Excma. Diputación Provincial de Ávila.

Paraíso natural situado en el centro de la Sierra deGredos, en el punto kilométrico 36 de la carretera C-500, a67 Km. de Ávila y 187 Km. de Madrid. Está rodeado deextensos y bellos pinares y es atravesado por el Río Tormes,todo esto unido a hermosos parajes como "Las Chorreras","Puente del Duque", "Plataforma de Gredos",... y a laposibilidad de contemplar especies animales característicasde la zona, como la Cabra Montés y las Águilas Reales, hacede Hoyos del Espino un lugar de particular encanto, idealpara pasar unos días de descanso en contacto con lanaturaleza.

Historia

Formó parte de señorío de Valdecorneja en la comarcadel Alto Tormes, hasta la abolición de los mismos. En el año1911 se creó en Hoyos del Espino la sociedad Gredos-Tormes, dedicada al fomento del turismo en la Sierra deGredos. Fueron sus fundadores D. Justo Muños, D. HilarioTames "Vega Alberche", D. Agustín González, contando conel apoyo de D. Manuel G. De Amezua, fundador del ClubAlpino Español. La presidencia se le otorgó a su majestad D.Alfonso XIII.

Fiestas

La temporada de festejos empieza el 14 de mayo, día enel que se celebra La Venerable, pudiendo participar en


juegos populares como "La Calva". Seguidamente, y yaentrados en el verano, el tercer fin de semana de julio tienelugar la Fiesta del Turismo, aprovechando la alta ocupaciónturística. Y por último, pero no por eso menos importante, el8 de septiembre Hoyos de Espino celebra las FiestasPatronales en honor a Nuestra Señora del Espino.

Turismo

Monumentos

Dotado de edificios típicos de la arquitectura popular dela zona podemos visitar el Santuario Mariano de NuestraSeñora del Espino. Edificación de nave única con bóveda decrecería. La capilla mayor es poligonal de cinco ladosrematada con una bóveda estrellada de terceletes condecoración perlada, lo que permite datar la construcción delSantuario a finales del siglo XV en el típico gótico abulensede tiempo de los Reyes Católicos. Destaca el retablo centraldel siglo XVIII, de estilo renacentista-barroco construidoentre 1653 y 1763. La Virgen del Espino es una tallarománica posiblemente del siglo XV. También a la salida delpueblo con dirección a El Barco de Ávila, podemos admiraruno de los ejemplares de Crucero Gótico más interesante ymejor conservado de la comarca de la Sierra de Gredos.Lleva como decoración largas series de bolas típicas del sigloXV y la ménsula que sobresale antiguamente debió acogeralguna imagen que el tiempo ha perdido. Otro edificio dignode visitar es la Ermita de Nuestra Señora del Espino.

Gastronomía

Dotado de un número elevado de plazas hoteleras,restaurantes y servicios de primera necesidad, Hoyos delEspino es un punto de obligada parada en donde se puedensaborea los platos típicos de la comarca. Podemos destacarlas patatas revolconas con torreznos o las judías de El Barcolas cuales podemos acompañar con un sabroso chuletón deÁvila o los productos de la Matanza. Y para los amantes del


dulce resaltar las perrunillas, los huesillos y los mantecados,los cuales se pueden degustar durante todo el año.

Ocio y tiempo libre

Hoyos del Espino es la principal puerta de acceso a laPlataforma de Gredos por la carretera AV-931. Cuenta conun Campamento Público de Turismo a la orilla de Río Tormes.Sus instalaciones le permiten llevar a cabo todo tipo deactividades relacionadas con la naturaleza (baños en piscinasnaturales, senderismo, deportes de montaña, rutas acaballo, en bicicleta...), o simplemente disfrutar descansandoen la paz de este rincón privilegiado.

Por todo esto, Hoyos del Espino actualmente está dotadode zonas apropiadas para la realización de campamentosjuveniles en contacto con la naturaleza. Hay que destacar, lapráctica de otras aficiones como la caza en terrenos de lareserva regional de Gredos, en la que su especie estrella esla "Cabra Montés"; y la pesca, dónde Hoyos del Espinocuenta con zonas de pesca libre y un coto de aguas privadasde "La Covacha".


4. Geología Regional

Se conoce como Macizo Hespérico al fragmento de lacadena Varisca (o Hercínica) que ocupa la mayor parte de laszonas centro y oeste de la Península Ibérica. El MacizoHespérico está dividido en varias zonas paleogeográficasaproximadamente paralelas, que de norte a sur son lassiguientes (Fig. 1 y 2):

Zona Cantábrica (ZC), compuesta por materialessedimentarios del Paleozoico Superior, sinmetamorfismo apreciable.

Zona Astur-Occidental Leonesa (ZAOL). Limita conla anterior por el anticlinorio del Narcea. Estácompuesta por materiales de sedimentarios delPaleozoico Inferior con metamorfismo de gradomedio a bajo y algunos plutones graníticosalóctonos. Hacia la parte occidental, elmetamorfismo y plutonismo es más intenso,llegándose a condiciones de grado alto y formaciónde granitos de anatexia

Zona Centro-Ibérica (ZCI). Limita con la anterior porel anticlinorio del Ollo de Sapo. Es la más grande yestá formada por metasedimentos y ortoneises delProterozoico o del Paleozoico inferior, intruidos pornumerosos batolitos graníticos de edad Varisca (340Ma a 285 Ma). Presenta metamorfismo de gradobajo en la parte meridional (Extremadura), y degrado medio a alto en la parte centro-septentrional.Las zonas de grado alto se disponen en domos(térmicos) asociadas a abundantes granitos deanatexia autoctóctoros a para-autóctonos. A estazona pertenece el área de estudio de estecampamento.

Zona Galicia media Tras-os-Montes. Son terrenosalóctonos emplazados sobre la Zona Centro Ibérica;


la forman los complejos ultramáficos de CaboOrtegal, Ordenes, Morais y Braganza, junto con laFosa Blastomilonínica y terrenos asociados.

Zona de Ossa Morena (ZOM). Limita con la ZonaCentro Ibérica por la zona de cizalla Badajoz-Córdoba. Está formada por metasedimentos yortoneises del Proterozoico o del Paleozoico inferior,con abundante magmatismo Cadomiense(Cámbrico) no afectado por el ciclo Varisco, juntocon algunos granitoides Variscos.

Zona Sur Portuguesa (ZSP). Limita con la anteriorpor el cabalgamiento de Beja. Está formada pormateriales sedimentarios y volcánicos del Paleozoicosuperior con escaso o nulo metamorfismo.

La Zona Centro Ibérica es la más grande y la quecontiene la mayor parte de los granitoides de la PenínsulaIbérica (Julivert et al., 1972). Dichos granitos son sin- otardicinemáticos con la deformación Varisca.

La deformación Varisca en la Zona Centro Ibérica puededescribirse mediante tres fases de deformación. La primerafase de deformación tuvo lugar hace ~360-350 Ma (Ferreiraet al., 1987; Serrano Pinto et al., 1987) y es la responsablede las megaestructuras (pliegues tumbados ycabalgamientos asociados, generalmente vergentes al E-NE).Prácticamente dobló el espesor de la corteza, debido a que lacorteza inferior de la Zona de Ossa Morena subdujo debajode la corteza continetal centro Ibérica (Azor et al., 1994:Aller, 1996; Expósito Ramos et al., 1998). La primera fasefue seguida por un período de tectónica extensional, desde330 Ma hasta 300 Ma aproximadamente, caracterizado por eldesarrollo de zonas de cizalla subhorizontales durante el cualse generaron la mayor parte de los granitos (Bea, 1985; Beaet al., 1999). La tercera fase de deformación fué compresivay produjo cizallas subverticales que afectan a los granitosmás jóvenes, datados a 295 Ma (Bea et al., 1994).


Fig 1. Subdivisión del macizo varisco ibérico conrepresentación de los afloramientos de rocas plutónicas(esencialmente granitoides) y localización del SistemaCentral. Figura grande: Granitoides del macizo varisco (Beaet al. 1999). CZ: Zona Cantábrica; WALZ: ZonaAsturoccidental-Leonesa; GTOMZ: Zona de Galicia Trás-os-Montes; CIZ: Zona Centroibérica; OMZ: Zona de OssaMorena; SPZ: Zona Surportuguesa

Fig. 2. La cadena hercínica en Europa (Julivert y Martínez,1983).


Andino-tipomargen continentalsedimentación en cuencas limitadas por fallasandesitasmetamorfismo de soterramientotonalitas-granodioritas (tipo I)batolitos e n calderas fuente de l os volcanesmovimientos verticales con escaso acortamiento

Alpino-tipotrinchera pericontinentalsedimentación en la cuenca marginalofiolitasmetamorfismo de alta Pgabros-rocas ultrabásicasausencia de batolitoscabalgamientos e importante acortamiento

Hercino-tipointracontinentalsedimentación en los flancos de sutura

metamorfismo regional de P baja a intermediamigmatitas y granitos Sbatolitos enraizados y desenraizadosacortamiento importante

Fig. 3. Encuadre geotectónico de complejos graníticos(Pitcher, 1979).


5. El Batolito de Ávila

El batolito de Ávila (Fig. 4) aflora en un área de~13,000 km2 en la parte axial de la Zona Centro Ibérica. Sedivide en dos sectores, Gredos en el oeste (Bea, 1985) yGuadarrama en el este (Fúster y Villaseca, 1987). El sectorde Gredos está compuesto por una asociación coalescente deplutones de granitos muy peraluminosos.. En la zona axialdel batolito (ver Figuras) se encuentran grandes complejosanatécticos de baja presión formados por migmatitas ygranitos diatexíticos. El más grande se llama complejoanatéctico de la Peña Negra (Bea y Pereira, 1990).

Además de los grandes plutones graníticos, haynumerosos cuerpos, de pequeño tamaño, constituidos porrocas máficas e intermedias: cortlanditas (una variedad deperidotita con anfíbol, flogopita y algo de plagioclasa),gabros y tonalitas. Dichas rocas máficas pueden aparecerbien sea como grandes enclaves dentro de los granitoides,intrusiones sinmagmáticas dentro de los granitoides, o comointrusiones en las migmatitas; son más abundantes en lazona norte del batolito, donde forman varias lineacionesparalelas a la foliación Varisca.

En el batolito de Ávila también se encuentranlamprófidos camptoníticos de edad Pérmica (283 Ma, Bea etal., 1999). Aparecen concentrados en una zona del centrodel sector de Gredos (ver Fig. 4), formando un haz depequeños diques de dirección N-S o NNE-SSO.

Todo el conjunto plutono-metamórfico es comparablecon otros conjuntos de la cadena hercínica, siendorepresentativo de uno de los tipos de encuadregeotectónuico para las asociaciones graníticas (i.e., hercino-tipo, Pitcher, 1979; Fig. 3).


Relaciones de Campo y Petrografía

a) Facies Máficas

Los plutones de magmas máficos tienen un tamañocomprendido entre algunos metros y algunos centenares demetros. Los más grandes suelen estar zonados, concortlanditas y gabros en la parte central y tonalitas ogranodioritas en la periferia. Los contactos con los granitosque los encajan son complejos y localmente se forman zonasde mezcla. La mezcla parece mecánica y produce una faciesbrechoide formada por fragmentos de roca máficaenglobados por una mesostasis de grano medio a grueso, enla que coexisten grandes cristales de feldespato potásico,provenientes del granito, con grandes cristales huecos deanfíbol causados por la cristalización in situ del magmamáfico. La zona de mezcla no suele tener más que unospocos metros de anchura. Cuando las rocas máficas intruyena los materiales metamórficos, suelen desarrollar unaimportante aureola de metamorfismo de contacto.

Petrográficamente, las facies máficas se puedenclasificar en dos grupos:

Cortlanditas y gabros cortlandíticos, compuestas porproporciones variables de olivino, anfíbol, flogopita,ortopiroxeno y labradorita

Dioritas, tonalitas y granodioritas, compuestas porproporciones variables de andesina, biotita, anfíbol,cuarzo y feldespato potásico.

Las facies máficas tienen, por lo general, una fábricahomófana, pero los bordes de los plutones pueden presentanuna fábrica planar deformacional. Las texturas songranulares, ofíticas o subofíticas, localmente cumuladas,especialmente en los términos ultrabásicos. El anfíbol y laflogopita pueden ser ligeramente porfídicos. En gabros ycortlanditas es frecuente la presencia de texturas coroníticassobre olivino y anfíbol. El olivino (Fo80-70) suele estar


rodeado por ortopiroxeno. El anfíbol es una hornblendapargasítica rica en Ti que suele estar rodeada porcummingtonita. Las dioritas y tonalitas ráramente tienenminerales ferromagnesianos diferentes de anfíbol actinolíticoy biotita. Estos aparecen bien sea aislados, o bien formandogrumos, probablemente pseudomorfos de otros mineralesanteriores.

b) Granitos Peraluminosos

Las rocas más abundante de Gredos son, con mucho,granitos y granodioritas peraluminosos. Bea (1985) losclasificó en cuatro superfacies, de acuerdo con sus relacionesde campo y composición:

Superfacies HO (Hoyos). Ocupa el 35% de lasuperficie aflorante. Está compuesta por lasgranodioritas y granitos masivos más antiguos deGredos, con edades Rb-Sr entre 327 ± 11 Ma y 318± 8 Ma (Bea et al., 1999). Forman plutonessubhorizontales de gran potencia (hasta 1 km)cuyos contactos con las migmatitas de loscomplejos anatécticos son difusos, de tipotransicionales. Las rocas HO están compuestas poruna mesostasis tonalítica o granodiorítica de granomedio, formada por cuarzo + plagioclasa (núcleosAn40-35, bordes An25-20) + biotita aluminosa ±feldespato potásico ± cordierita, en la que seencuentran abundantes megacristales de feldespatopotásico, generalmente marcando una foliaciónplanar o planolinear subhorizontal. Suelen tenerabundantes enclaves microgranudos, y schlierens debiotitas, que también marcan la foliación.

Superfacies AL (Alberche). Ocupa el 40% de lasuperficie aflorante. Está formada por granodioritasy monzogranitos biotíticos, ocasionalmente concordierita, que forman plutones de contactossubverticales, sin fábrica interna o con una tenue


foliación subvertical. Las edades Rb-Sr oscilan entre314 ± 8 Ma y 300 ±3 Ma. Pueden tener enclaves degranodioritas HO. Bajo el microscopio, lasgranodioritas AL se distingen de las de HO por elmayor rango composicional (núcleos An52-40,bordes An25-15) y marcado zonado oscilatorio delas plagioclasas.

Superfacies PL (Plasencia). Ocupa el 20% de lasuperficie aflorante. Está compuesta demonzogranitos de dos micas y leucogranitos queforman plutones alóctonos con formas variadas.Normalmente son intrusivos en las granodioritas detipo HO y AL. Los granitos PL pueden serequigranulares o porfídicos, con fenocristales defeldespato potásico en una matriz de cuarzo,feldespato potásico, plagioclasa (núcleos An33-27,bordes An10-5), biotita aluminosa y moscovita.

Superfacies FA (Feldespato alcalino). Ocupa el 5%de la superficie aflorante. Está formada porleucogranitos que, como mineralogía varietal,pueden tener cualquier combinación de biotita,moscovita, cordierita, granate almandínico,silimanita y andalucita. La plagioclasa es oligoclasaácida o albita y, generalmente, no está zonada. Losleucogranitos FA forman pequeños cuerpos quepueden ser subautóctonos, estrechamenterelacionados con las migmatitas, o alóctonos,intruyendo en las granodioritas HO o, menosfrecuentemente, a las granodioritas AL.

Las rocas HO y AL contienen numerosos enclaves. Unosson claramente xenolitos de rocas encajantes. Otros, de tipomicrogranular, tienen un origen más difíciles de identificar.Hay tres tipos:


Enclaves con biotita y sillimanita(hipermicáceos); son casi idénticos a losmelanosomes de las migmatitas relacionadas.

Enclaves con biotita-cuarzo-plagioclasa (An55-25); son muy abundantes; se les conoce comoenclaves microgranudos y su origen es incierto.

Enclaves de rocas máficas; son idénticos en texturay mineralogía a las rocas máficas que afloran en elbatolito.

Los granitos PL y FA no suelen tener enclaves. Cuando lohacen, se trata casi siempre de fragmentos de rocasmetasedimentarias o enclaves hipermicáceos.

Los granitoides de Gredos pueden estar fuertementedeformados, tanto por estructuras extensionales comocompresivas. Dentro de los granitos pueden encontrase:

Zonas de cizalla subhorizontales, de fase II, queafectan a las granodioritas de tipo HO y a losleucogranitos anatécticos de tipo FA, más antiguos,especialmente a los que aparecen como pequeñossatélites del batolito principal.

Zonas de cizalla subverticales tardías, que afectan atodos los granitos (e.g. Bea y Moreno Ventas 1985;Bea et al. 1994).

c) Migmatitas y granitos de anatexia

En la perte central del sector de Gredos aflora el enormeComplejo Anatéctico de la Peña Negra (Bea y Pereira, 1990;Pereira, 1992; Pereira y Bea, 1994; ver Figs. 4 y 5). En sumayor parte, está formado por migmatitas diatexíticas, detipo nebulítico o schlieren, entre las que se intercalanalgunos niveles de migmatitas metatexíticos metapelíticas,mármoles y neises calcosilicatados. Dentro de la seriemigmatítica de encuentran pequeños cuerpos de ortoneisesmetatexíticos que representan granitos prehercínicos. El másgrande de todos ellos es el ortoneis de la Almohalla, cuya


edad de cristalización es 540 ± 4 Ma (Bea et al., enrevisión). Dentro de las migmatitas se encuentran tambiénvarios cuerpos de granitoides autóctonos, producto de lasegregación de fundido in situ. Hay dos tipos: (1)leucogranitos cordieríticos, caracterizados por la presencia decordierita como mineral varietal dominante que formanpequeños cuerpos irregulares, y (2) granodioritassubautóctonas, formando cuerpos laminares subhorizontales,con una petrografía muy similar a las de las granodioritesHO.

10. zona de cizalla de Salamanca (Díez-Balda et al., 1995)11. Peña Negra (Pereira, 1993)12. Ugidos (1981, 1985)13. Complejo de Toledo (Barbero y Villaseca, 1992)14. Leucogranitos, Complejo de Toledo (Andonaegui, 1990)

15. Bloque oriental de la cizalla de Berzosa (Escuder Viruete, et al., 1996)16. Bloque occidental de la cizalla de Berzosa (Escuder Viruete, et al., 1996)17. Area de Segovia (Villaseca, 1983)18. Area de Hiandelaencina (Fernández, 1991)

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Fig. 4.- Evolución P-T de complejos de grado medio y alto en el Sistema Central(compilado por Castro et al., 2000).

Los leucosomes de las migmatitas diatexíticas tienentexturas hipidiomórficas y están formados por cuarzo +plagioclasa (núcleos An33-28, bordes An28-12) + cordierita+ biotita + feldespato potásico, con algo de silimanita y, aveces, turmalina. Los melanosomes están formados por unaalternancia de capas granoblásticas (cordierita ± cuarzo ±plagioclasa ± feldespato potásico) y esquistosas (sillimanita+ biotita + ilmenita ± cordierita). En algunos casos


excepcionales, las migmatitas contienen cristales de granatealmandínico, grandes, idiomórficos o subidiomórficos,generalmente rodeados por cordierita + biotita.

Los ortoneises están formados por cuarzo, plagioclasa(núcleos An48-32, bordes An35-23), biotita y feldespatopotásico. Han sido fuertemente afectados por todas las fasesprincipales de deformación Varisca, y se encuentranparcialmente migmatizados, desarrollando leucosomes degrano fino cuya composición mineralógica y química esprácticamente idéntica a de los melanosomes (Bea et al.,1990).

Las evidencias de campo, geoquímicas e isotópicasindican que materiales similares a las migmatitas de la PeñaNegra han sido la roca fuente de todos los granitos deGredos (Bea et al., 1999, Bea el al., en rev.).

d) Lamprófidos

El haz de diques de lamprófidos de Gredos Central estáformado por más de cien diques subverticales de direcciónN-S o NNE-SSW, cuya potencia varía entre 5 cm y 2 m, ycuya continuidad longitudinal raramente supera unos pocosmetros. Los diques de lamprófido suelen intruir a lasgranodioritas de tipos HO y AL.

El 90% de los diques de lamprófidos están formados porcamptonitas, generalmente con texturas ocelares. Lascamptonitas son rocas porfídicas, que se caracterizan por lapresencia de grandes fenocristales (hasta varios cm)idiomórficos de kaersutita y Ti-augita, a veces acompañadospor cristales de calcita y Ti-phlogopita, dentro de unamesostasis panidiomórfica de grano fino formada porpequeños cristales idiomórficos de kaersutita, Ti-augita,plagioclasa (An50-10), feldespato potásico, Ti-magnetita,ilmenita, y abundante pirita, con cantidades menores decalcopirita y esfalerita, epidota, titanita, y calcita. Los ocelostienen formas redondeadas o elongadas; su tamaño está entorno a 5 - 30 mm aunque localmente pueden alcanzar hasta


15 - 20 cm. Están formados por albita + feldespato potásico+ epidota + calcita + sulfuros, y probablemente se hanoriginado por la segregación de un líquido félsico inmisciblediferenciado del magma camptonítico. Unos pocos diquescamptoníticos contienen pequeños xenolitos redondeados degranito y de granulitas félsicas con granate-silimanita.

El 10% restante de los diques está formado por pórfidosalbíticos rojizos, cuya composición es casi idéntica a la de losocelos de las camptonitas (Bea y Corretgé, 1986).


Fig.5

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ón

de u

n T

rab

ajo

de C

am

po

Tra

bajo

en

el

cam

po

Mat

eria

l de

cam

po

Agua

Cre

ma

de

sol

Botiquín

M

apas

topográ

fico

s y

geo

lógic

os

Fo

tos

aére

as M

artillo

Cuad

erno(s

) Pr

ism

átic

os

Brú

jula

Lu

pa

Cám

ara

de

foto

s Reg

la G

afas

de

seguridad

Bols

as p

ara

mues

tras

Rotu

lador

par

a m

arca

r la

s ro

cas

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

23

Reg

las

de

seguridad

par

a el

tra

baj

o d

e ca

mpo

U

tiliz

ar g

afas

de

seguridad

N

o c

orr

er c

olin

a ab

ajo

N

o e

scal

ar N

o e

ntr

ar e

n las

min

as N

o t

rabaj

ar s

olo

N

o u

tiliz

ar e

l m

artillo

com

o c

ince

l N

o u

tiliz

ar e

l m

artillo

cer

ca d

e otr

as p

erso

nas

Conoce

r la

s pre

visi

ones

met

eoro

lógic

as Sie

mpre

com

enta

r a

alguie

n d

onde

esta

rá t

u z

ona

de

trab

ajo

Señ

al d

e au

xilio

6 t

oques

de

silb

ato o

6 r

efle

jos

sola

res

con u

n e

spej

o

Res

pues

ta d

e au

xilio

3 t

oques

de

silb

ato o

3 r

efle

jos

sola

res

con u

n e

spej

o

En c

aso d

e to

rmen

ta

Evi

tar c

amin

ar c

erca

de

lín

eas

de

cum

bre

, cu

rsos

de

agua,

o z

onas

nev

adas

. N

oin

troduci

rse

en c

uev

as n

i poner

se d

ebaj

o d

e ár

bole

s.

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

24

Sím

bo

los

geo

lóg

ico

s

direc

ción y

buza

mie

nto

de

la e

stra

tifica

ción

folia

ción

griet

as

conta

cto o

bse

rvad

o

conta

cto inci

erto

falla

cabal

gam

iento

Esc

ala

1:1

0 0

00

1 c

m =

100 m

1:2

5 0

00

1 c

m =

250 m

1:5

0 0

00

1 c

m =

500 m

1:1

00 0

00

1 c

m =

1 k

m1:2

50 0

00

1 c

m =

2.5

km

1:1

000 0

00

1 c

m =

10 k

m

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

45 45 45

25

Desc

rip

ció

n g

en

era

l d

e l

a z

on

a

Est

udio

del

ter

reno

To

pogra

fía

Veg

etac

ión

U

so q

ue

se h

a dad

o a

l te

rren

o p

revi

amen

te Exp

lota

ciones

indust

rial

es y

eco

nóm

icas

Cober

tera

Aflora

mie

nto

s Ta

mañ

o D

istr

ibuci

ón

Fo

rma

G

riet

as,

capas

y lam

inac

iones

Est

ruct

ura

, te

xtura

y e

xfolia

ción

M

edid

as

Roca

s Super

fici

e al

tera

da

Super

fici

e fr

esca

D

escr

ipci

ón d

e m

ues

tras

de

man

o:

de

visu

y c

on u

na

lupa

Te

xtura

Ta

mañ

o d

e gra

no

Id

entifica

ción d

e lo

s m

iner

ales

Est

imac

ión d

e la

s pro

porc

iones

de

los

min

eral

es Cla

sifica

ción:

nom

bre

gen

eral

Cla

sifica

ción:

nom

bre

de

la form

ació

n (

unid

ad c

arto

grá

fica

) To

mar

mues

tra

si e

s nec

esar

io

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

26

Desc

rip

ció

n d

e a

flo

ram

ien

tos

D

eter

min

ar d

onde

se loca

liza

el a

flora

mie

nto

y a

signar

le u

n n

úm

ero

H

acer

una

des

crip

ción p

anorá

mic

a D

escr

ibirlo

en g

ener

al H

acer

un d

ibujo

y s

acar

foto

s, s

i es

nec

esar

io Apunta

r si

hay

dia

clas

as y

fal

las

D

eter

min

ar la

nat

ura

leza

de

los

conta

ctos

entr

e lo

s difer

ente

s tipos

de

roca

s Apunta

r si

hay

vet

as,

aplit

as,

peg

mat

itas

y d

iques

M

edir la

orien

taci

ón d

e to

das

las

est

ruct

ura

s an

teriore

s D

educi

r la

cro

nolo

gía

rel

ativ

a de

las

roca

s princi

pal

es s

egún las

rel

acio

nes

de

los

conta

ctos

Apunta

r la

min

acio

nes

To

mar

apunte

s det

alla

dos

de

la m

iner

alogía

de

las

roca

s princi

pal

es y

nom

bra

rlas

Desc

rip

ció

n d

e las

roca

s Exa

min

ar la

super

fici

e al

tera

da

Apunta

r te

xtura

, co

lor

To

mar

mues

tras

si es

nec

esar

io (

quitar

la

super

fici

e al

tera

da)

y n

um

erar

las

To

mar

las

cas

par

a co

mpar

arla

s co

n o

tros

aflo

ram

iento

s Exa

min

ar la

super

fici

e fr

esca

Apunta

r el

colo

r y

el índic

e de

colo

r Exa

min

ar c

on u

na lupa:

afírica

(cl

asific

ar c

om

o m

áfic

a o f

élsi

ca);

porf

íric

a (t

amañ

o y

can

tidad

de

fenocr

ista

les)

. Ta

mañ

o d

e gra

no

G

rado d

e hom

ogen

eidad

:ca

pas

lam

inac

iones

vacu

ola

s, incl

usi

ones

M

iner

ales

: ap

unta

r c

olo

r, e

xfolia

ción,

brillo

, hab

ito,

dure

za N

úm

ero,

nat

ura

leza

y p

roporc

ión d

e m

iner

ales

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

27

Map

a d

e c

am

po

Anota

r to

dos

los

dat

os

que m

ás t

arde s

e u

sa p

ara l

a inte

rpre

taci

ón

geo

lógic

a. S

e d

ebe

aport

a t

oda la info

rmac

ión r

elev

ante

, de f

orm

a c

onci

sa y

ord

enad

a. H

ay q

ue s

aber

sep

arar

los

dat

os

de

las

inte

rpre

taci

ones

.Esc

ribir

De

form

a le

gib

le e

n let

ra d

e im

pre

nta

y h

orizo

nta

lmen

te y

con u

n láp

iz b

ien a

fila

do.

Colo

rear

Con f

uer

za s

ólo

allí

donde

hay

aflora

mie

nto

s

Apunta

r y

cart

ogra

fiar

La

s ro

cas

vist

as Po

ner

med

idas

y s

ímbolo

s par

a es

truct

ura

s Conta

ctos

Fa

llas

Ref

eren

cia

a ap

unte

s m

ás d

etal

lados

en e

l cu

ader

no d

e ca

mpo

Lo

caliz

ació

n d

e m

ues

tras

Lo

caliz

ació

n d

e fo

tos

y dib

ujo

s To

pogra

fía

D

epósi

tos

super

fici

ales

D

esfila

der

os

y ca

nte

ras

Com

enta

rios

de

la d

istr

ibuci

ón d

e lo

s af

lora

mie

nto

s, c

ober

tera

y v

eget

ació

n

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

28

Sie

mpre

cort

ar,

no p

legar

, lo

s m

apas

de

cam

po

Cad

a h

oja

: titu

lo,

nom

bre

del

auto

r, f

echa,

esc

ala,

ley

enda

de

colo

res y

abre

viat

ura

s,re

fere

nci

a al

cuad

erno d

e ca

mpo u

sado.

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

29

Cu

ad

ern

o d

e c

am

po

Donde s

e a

punta

toda la info

rmac

ión n

eces

aria

par

a h

acer

el

map

a f

inal

y e

l in

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e. E

lcu

ader

no d

ebe

ser

man

ejab

le (

peq

ueñ

o)

y de

tapas

dura

s.

aplit

a

ven

a de

form

ada

de g

ran

ito

S1

1 m

Ngn

eiss

aflo

ram

ien

to 1

.2. C

arr

ete

ra A

VX

X,

km 1

2.2

00

.

vena

de

gra

nito

(Q

tz-F

d-B

t) p

leg

ad

a is

oclin

alm

ente

en

gnes

s (Q

tz-F

d-B

t-C

rd-S

il) c

on

folia

ción

de

plan

o ax

ial

(Bt y

Kfs

orie

ntad

os; N

45

E; b

uzan

do 7

0ªS

E).

La

folia

ción

del g

neis

s y

el g

ran

ito e

stán

cor

tada

s p

or

un

a ve

na d

eap

lita

(Qtz

-Fd

-Ms-

Tu

r-G

rt?

) no

def

orm

ada.

El g

neis

s e

sho

mog

éneo

a m

ed

ia e

scal

a, a

un

qu

e a

pequ

eña

esca

la e

sta

form

ado

por

ban

das(

mm

-cm

) de

leu

coso

me

y m

ela

no

som

e,

lo q

ue s

ugie

re fu

sió

n pa

rcia

l.

Mue

stra

s: X

XX

(ap

lita)

, X

XX

(gr

anito

de

form

ad

o),

yX

XX

(g

ne

iss,

co

n ba

ndas

leuc

o-m

elan

osom

e)

libre

ta d

e ca

mpo

nom

bre

dire

cció

ntlf

los

cuer

pos

geol

ógic

os,

sus

estr

uctu

ras,

ele

men

tos

de

fábr

ica,

tex

tura

s, y

com

posi

ción

min

eral

vis

ible

s en

el a

flora

mie

nto

debe

n se

r es

quem

atiz

ados

yde

scrit

os e

n el

cua

dern

o de

cam

po

Part

e in

terior

de

la t

apa

del

ante

ra:

N

om

bre

del

auto

r y

su d

irec

ción

U

na

lista

de

abre

viat

ura

s

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

30

Cuad

erno

D

ejar

lib

re las

prim

eras

4-5

pág

inas

par

a un índic

e N

um

erar

las

pág

inas

Apunta

r c

uriosi

dad

es y

obse

rvac

iones

gen

eral

esque

nos

ayuden

a r

ecord

ar Añad

ir al

cu

ader

no

de

ca

mpo

el

tr

abaj

o de

gab

inet

e

(concl

usi

ones

de

la

s

char

las

y

des

crip

ciones

de

las

lam

inas

del

gad

as)

En

el

cuad

erno

es m

ejor

det

alla

r por

exce

so q

ue

por

def

ecto

Aum

enta

r la

info

rmac

ión d

el m

apa

de

cam

po

D

ibujo

s Cort

es e

squem

átic

os

Part

e in

terior

de

la t

apa

tras

era

U

na

lista

de

mues

tras

U

na

lista

de

foto

s

¿Qué

utilid

ad t

endrá

est

e cu

ader

no p

ara

mí, o

par

a otr

a per

sona,

den

tro d

e 5 a

ños?

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

31

Map

a f

inal

Un r

esum

en d

e la

geo

logía

de

la z

ona.

No s

ólo

una

copia

del

map

a de

cam

po:

reel

abora

rlo.

Map

a in

terp

reta

tivo

U

nid

ades

de

roca

continua

Sin

apunte

s del

map

a de

cam

po p

ero incl

uye

ndo s

ímbolo

s es

truct

ura

les

Adem

ás Ras

gos

gen

eral

es d

e la

geo

logía

cla

ra y

conci

sam

ente

señ

alad

os

Cal

car

la info

rmac

ión d

el m

apa

de

cam

po a

l m

apa

final

Esc

ribir e

n let

ra d

e im

pre

nta

Cad

a unid

ad e

n c

olo

r difer

ente

con u

na

letr

a que

iden

tifique

a la

form

ació

n Colo

rear

a m

ano u

sando c

olo

res

conve

nci

onal

es

Incl

uye

: titu

lo,

nom

bre

del

auto

r, f

echa,

esc

ala

en

cifra

s y

grá

fica

, le

yenda,

lín

eas d

eco

rte.

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

32

Co

rtes

Un r

esum

en d

e la

geo

logía

y e

stru

ctura

subte

rrán

ea

D

ibuja

r la

lín

ea d

el c

ort

e e

n e

l m

apa

fin

al m

arca

ndo

los e

xtre

mos c

on

lín

eas c

ort

asper

pen

dic

ula

res

En

pap

el v

eget

al d

ibuja

r una

lín

ea b

ase

y v

aria

s l

ínea

s p

aral

elas

que

rep

rese

nte

n l

asal

titu

des

Pe

gar

, co

n c

elo,

el pap

el v

eget

al a

l m

apa,

par

alel

amen

te a

la

línea

del

cort

e Tr

ansf

erir las

altitudes

a la

red m

arca

do e

n e

l pap

el v

eget

al (

a) U

nir los

punto

s co

n u

na

línea

par

a obte

ner

la

topogra

fía

Cal

cula

r el

buza

mie

nto

apar

ente

en la

línea

del

cort

e usa

ndo e

l grá

fico

de

abaj

o M

arca

r el

buza

mie

nto

apar

ente

en e

l pap

el v

eget

al (

b)

M

arca

r t

odos

los

conta

ctos

geo

lógic

os

que

hay

en la

línea

de

cort

e en

el co

rte

topográ

fico

Ext

rapola

r la

info

rmac

ión

geo

lógic

a y

la

est

ruct

ura

baj

o l

a s

uper

fici

e (

per

o n

o a

una

pro

fundid

ad e

xtre

ma)

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

33

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

34

Info

rme

U

na

explic

ació

n d

e la

geo

logía

de

la z

ona

H

acer

un p

lan,

un b

orr

ador

y re

pas

arlo

N

um

erar

las

pág

inas

D

iseñ

o

Bas

ado e

n d

atos

La

port

ada:

tem

a, a

uto

r, fec

ha

Ín

dic

e, s

i hay

más

de

10 p

ágin

as Res

um

en,<

200 p

alab

ras:

esc

ribir a

l final

, cu

ando las

concl

usi

ones

est

én d

ecid

idas

In

troducc

ión:

por

qué,

cóm

o, c

uán

do,

dónde,

tra

baj

o p

revi

o, m

apa

gen

eral

Pa

rte

princi

pal

, co

n títu

los

y

su

btítu

los:

geo

logía

re

gio

nal

, es

trat

igra

fía,

es

truct

ura

,m

etam

orf

ism

o, a

ctiv

idad

ígnea

, geo

logía

eco

nóm

ica

Inte

rpre

taci

ón

Res

um

en d

e la

geo

logía

Concl

usi

ones

Adem

ás Bib

liogra

fía:

seg

uir u

n d

iseñ

o c

onve

nci

onal

Apén

dic

es:

dat

os

anal

ític

os,

est

adís

tica

s, loca

lizac

ión d

e la

s m

ues

tras

Fi

gura

s: r

eela

bora

r lo

s dib

ujo

s del

cuad

erno d

e ca

mpo o

peg

ar f

oto

s

Trab

ajo d

e Cam

po I

I Pe

trolo

gía

. G

redos

2013.

35

Cara

cterí

stic

as

de l

os

pri

nci

pale

s m

inera

les

(co

n b

rillo

no

metá

lico

y r

aya in

colo

ra)

D*

Exfo

liaci

ón y

frac

tura

Colo

r P.

E.

Part

icul

arid

ades

Nom

bre

< 2

.5Ex

folia

ción

basa

l 001

perf

ecta

Pard

o pá

lido,

verd

e, a

mar

illo,

blan

co

2.76

-2.

88

En m

asas

fol

iada

s y

esca

mas

. Cr

ista

les

tabu

lare

s co

n pe

rfil

hexa

gona

l o d

e di

aman

te. Ex

folia

ción

en

lam

inill

as e

lást

icas

. Br

illo

vítr

eo a

per

lado

.

Mos

covi

taKA

l 2(Al

Si3O

10)

(OH

) 2M

onoc

línic

oPa

rdo

oscu

ro,

verd

e a

negr

o,pu

ede

ser

amar

illo

2.95

-3

Corr

ient

emen

te e

n m

asas

irre

gula

res

folia

das.

Cris

tale

s co

n pe

rfil

hexa

gona

l aun

que

raro

s. E

xfol

iaci

ón e

n la

min

illas

elá

stic

as. Br

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2013.

37

7. Rocas ígneas

Clasificación de rocas ácidas e intermedias


Clasificación de rocas básicas


Clasificación de rocas ultrabásicas


8. Rocas metamórficas

Tipos, grado y facies de metamorfismo

Propuesta de la Subcomisión sobre Sistemática de RocasMetamórficas de la Unión Internacional de CienciasGeológicas (SCMR-IUGS). Versión WEB. 31/01/2003

Por: Witold Smulikowski, Jacqueline Desmons, Ben Harte,Francesco P. Sassi, Rolf Schmid

Traducción: Antonio García Casco

Metamorfismo

Proceso que implica cambios en la mineralogía y/omicroestructura de una roca en estado sólido. El cambio esesencialmente debido a una adaptación de la roca acondiciones físicas que difieren de aquellas bajo las que laroca parental se formó y que difieren de las condicionesfísicas que normalmente existen en la superficie de la tierray en la zona de diagénesis. El proceso puede coexistir confusión parcial y puede implicar también cambios en lacomposición química de la roca.

Tipos de metamorfismo

La clasificación del metamorfismo se basa en criteriosvariados:

a) La extensión areal sobre la que se produce el proceso(i.e., m. regional, m. local).

b) Contexto geológico (orogénico, de enterramiento, defondo oceánico, de dislocación, de contacto, de láminacaliente –“hot-slab”,...).

c) El principal factor (P, T, PH2O, esfuerzo desviatorio,deformaciones) del metamorfismo (m. térmico).


d) La causa particular de un metamorfismo específico (m. deimpacto, m. hidrotermal, m. de incendio, m. derelámpago,...)

e) Si el metamorfismo resultó de un solo evento o de más deuno (monometamorfismo, polimetamorfismo).

f) Si va acompañado de incremento o descenso detemperatura (m. progrado, m. retrogrado).

Regional Local

de enterramientoorogénico de fondo oceánico de dislocacióntérmico de impacto

pirometamorfismo

de contacto láminacaliente

de incendio de rayohidrotermal

Tipología del metamorfismo

Metamorfismo regional

Un tipo de metamorfismo caracterizado por ocurrir en unárea de gran amplitud, i.e. que afecta a un gran volumen derocas, y que está asociado a procesos tectónicos de granescala tales como expansión de fondo oceánico,engrosamiento cortical relacionado con colisión de placas,subsidencia de cuencas, etc.

Metamorfismo local

Un tipo de metamorfismo que afecta a un área (volumen deroca) limitada en extensión en la cual el metamorfismopuede ser directamente atribuido a una causa localizada,como una intrusión magmática, fracturación, o impacto deun meteorito.

Si el metamorfismo, aun siendo de amplia extensión areal,puede ser relacionado con una causa particular, por ejemploel calor de intrusiones magmáticas, se considera local.


Metamorfismo orogénico

Tipo de metamorfismo de extensión regional relacionado conel desarrollo de cinturones orogénicos.

El metamorfismo puede estar relacionado con más de unaetapa del desarrollo orogénico, y puede implicar fasescompresivas y extensionales. Los efectos dinámicos ytérmicos se combinan de forma variable y puede darse unagran variedad de condiciones P-T.

Metamorfismo de enterramiento

Tipo de metamorfismo, esencialmente de extensión regional,que afecta a rocas profundamente enterradas bajo pontentespilas sedimentarias o vulcano-sedimentarias y que no seencuentra típicamente asociado a deformación omagmatismo.

Las rocas resultantes se encuentran parcial a totalmenterecristalizadas, y generalmente no presentan esquistosidad.Este tipo de metamorfismo implica, comúnmente,temperaturas muy bajas a intermedias, y razones P/T bajasa intermedias.

Metamorfismo de fondo oceánico

Tipo de metamorfismo de extensión regional relacionado conlos intensos gradientes geotérmicos que se dan cerca de loscentros de expansión en ambientes oceánicos.

La recristalización, que es generalmente incompleta, ocurrebajo un rango amplio de temperaturas. El metamorfismo seasocia con circulación de fluidos acuosos calientes y muestratípicamente un incremento de la temperatura con laprofundidad.

Metamorfismo térmico

Tipo de metamorfismo de extensión local causado por ladifusión de calor desde una fuente caliente localizada.

Esfuerzos desviatorios pueden acompañar estemetamorfismo, especialmente en algunos casos de


metamorfismo de contacto y de “lámina-caliente”. Elmetamorfismo térmico incluye distintos tipos demetamorfismo.

Metamorfismo de dislocación

Tipo de metamorfismo de extensión local asociado con zonasde falla o zonas de cillaza.

Tiene lugar una reducción del tamaño de grano, y se formanmilonitas y cataclasitas.

Metamorfismo de impacto

Tipo de metamorfismo de extensión local causado por elimpacto de un cuerpo extraterrestre.

Tiene lugar fusión y vaporización de la roca impactada.

Metamorfismo de contacto

Un tipo de metamorfismo térmico que afecta a las rocas decaja de un cuerpo magmático.

Está causado, esencialmente, por el flujo de calor desde elcuerpo magmático. El rango de temperaturas que puedenalcanzarse es muy amplio, y puede ir acompañado dedeformación por esfuerzos desviatorios.

Pirometamorfismo

Es un tipo de metamorfismo de contacto caracterizado portemperaturas muy altas, a bajas o muy bajas presiones,generado por un cuerpo volcánico o subvolcánico.

Típicamente se encuentra en enclaves de rocas de caja detales cuerpos magmáticos, y puede implicar fusión parcial.

Metamorfismo hidrotermal

Es un tipo de metamorfismo térmico causado por lacirculación de fluidos calientes ricos en H2O.

Este tipo de metamorfismo puede ir acompañado demetasomatismo.


Metamorfismo de lámina caliente.

Es un tipo de metamorfismo térmico causado por elemplazamiento tectónico de un cuerpo caliente (e.g., unalitosfera oceánica u ofiolita).

El gradiente térmico está generalmente invertido (i.e., rocasmás frías localizadas en profundidad) y el gradiente térmicoes fuerte.

Metamorfismo de incendio

Un tipo raro de metamorfismo térmico debido a la quema decombustibles naturales.

Metamorfismo de rayos

Un tipo de metamorfismo térmico debido al impacto derayos.

Una roca o complejo de roca puede sufrir más de un eventometamórfico (e.g., metamorfismo regional seguido demetamorfismo de contacto), por lo que se distinguen:

Monometamorfismo

Metamorfismo que resulta de un solo evento metamórfico.

Polimetamorfismo

Metamorfismo que resulta de más de un eventometamórfico.

Evento metamórfico

Secuencia continua (en el tiempo) de condiciones(temperatura, presión, deformación) bajo las que latransformación metamórfica comienza y continua hasta queeventualmente termina.

Típicamente, un evento metamórfico consta de un ciclo decalentamiento y enfriamiento que, en el metamorfismoorogénico va acompañado de cambios de presión y deintensidad y estilo de deformación.


Fase metamórfica

Secuencia continua (en el tiempo) de condiciones(temperatura, presión, deformación) bajo las que latransformación metamórfica tiene lugar y que es claramentedistinguible (en términos metamórficos y temporales) deotras secuencias de condiciones que eventualmente lapreceden y/o suceden.

Un evento metamórfico puede estar constituido por una ovarias fases metamórficas.

Clímax (pico) térmico

Condiciones P-T de máxima temperatura alcanzada por uncuerpo rocoso dado durante una fase metamórfica dada.

Generalmente, no coincide con el clímax bárico.

Clímax (pico) bárico

Condiciones P-T de máxima presión alcanzada por un cuerporocoso dado durante una fase metamórfica dada.

Generalmente, no coincide con el clímax térmico.

Evento metamórfico monofásico

Constituido por una sola fase metamórfica y por tantocaracterizado por un único clímax térmico y bárico.

Evento metamórfico polifásico

Constituido por más de una fase metamórfica y por tantocaracterizado por más de un clímax térmico y bárico.

En la práctica, es complejo distinguir entrepolimetamorfismo y metamórfico polifásico.

Metamorfismo plurifacial

Puede incluir ya sea polimetamorfismo o metamórficopolifásico, por lo que no se recomienda su uso.

Trayectoria P-T-t

Serie continua de condiciones metamórficas que define elevento metamórfico, o secuencia de condiciones P-T sufridas


por un cuerpo de roca dado durante el periodo de tiempo deun evento metamórfico dado.

Si el evento metamórfico es monofásico la trayectoria P-T-tes simple; si el evento metamórfico es polifásico latrayectoria P-T-t es compuesta, y lleva asociada más de unclimax térmico y bárico.

Trayectoria P-T-t horaria

Trayectoria P-T-t de una fase metamórfica dada en la que elclimáx térmico se alcanza con bajada de presión.

Trayectoria P-T-t antihoraria

Trayectoria P-T-t de una fase metamórfica dada en la que elclimáx térmico se alcanza con subida de presión.

P

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P

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Monometamorfismo

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climax(pico)térmico

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Trayectorias P-T-t (horarias) esquemáticas demonometamorfismo (a y b) y polimetamorfismo (c y d) coneventos metamórficos monofásicos (a y c) y polifásicos (b yd). Otras combinaciones, incluyendo trayectorias P-T-tantihorarias, son posibles.


Temperatura, presión, grado, e isograda metamórficos

Términos relativos son comunes en la definición de lascondiciones físicas alcanzadas durante el metamorfismo. Engeneral, estas condiciones se refieren al pico térmico de lafase metamórfica en cuestión. El espectro total decondiciones de temperatura del metamorfismo se divide, entérminos relativos, en cinco partes y, correspondientemente,el metamorfismo se cualifica como metamorfismo detemperatura muy baja, baja, intermedia, alta, y muyalta.

De la misma manera, el espectro total de condiciones depresión del metamorfismo se divide, en términos relativos,en cinco partes y, correspondientemente, el metamorfismose cualifica como metamorfismo de presión muy baja, baja,intermedia, alta, y muy alta. Esto permite dividir el campoP-T en 25 partes, cada una de las cuales se cualifica deforma combinada, por ejemplo, metamorfismo de presiónintermedia-baja temperatura.

Términos similares permiten distinguir la razón entre presióny temperatura (P/T). El espectro total de razones P/T delmetamorfismo se subdivide en 5 campos (sectores radialesen un diagrama P-T): metamorfismo de razón P/T muybaja, baja, intermedia, alta, y muy alta.

El término grado metamórfico se usa de forma paracualificar las condiciones relativas del metamorfismo,generalmente en términos de temperatura. Por ello, el gradometamórfico se subdivide en 5 partes: grado muy bajo,bajo, intermedio, alto, y muy alto.

Dependiendo de si el metamorfismo evoluciona (en eltiempo) con subida o bajada de temperatura se distinguendos tipos de metamorfismo: progrado o progresivo(aumenta la temperatura con el tiempo), y retrogrado oretrogresivo (disminuye la temperatura con el tiempo). Elmetamorfismo progrado se identifica por la formación deminerales que son típicos de grado más alto (i.e., de


temperatura mayor) a partir de los minerales precursores. Elmetamorfismo retrogrado se identifica por la formación deminerales que son típicos de grado más bajo (i.e., detemperatura menor) a partir de los minerales precursores.

Una isograda es una superficie que corta la secuencia derocas metamórficas, representada por una línea en un mapa(intersección de la isograda con la superficie topográfica)que une puntos en los que el metamorfismo alcanza valoressimilares (no necesariamente idénticos) de temperatura,presión y potenciales químicos de los elementossignificativos. En términos prácticos, valores P-T-X similaresse identifican mediante isogradas minerales, que sonsuperficies definidas por la primera aparición o desapariciónde un mineral, de una composición de mineral, o de unaasociación de minerales. Por ejemplo, isograda de (laaparición de) la biotita (o biotita-in), isograda de ladesaparición de cloritoide (o cloritoide-out), isograda deplagioclasa Xan=17, isograda del granate+biotita, isograda dela desaparición de moscovita+cuarzo. Las isogradasminerales son indicativas de reacciones metamórficasespecíficas sufridas por rocas de composición similar bajocondiciones P-T similares.

condicionesno alcanzadasen el planetaTierra

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muy alta P/T alta P/T

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Representación esquemática en el espacio P-T de los cincosectores de temperatura y presión, y los cinco sectoresradiales de razones P/T.

Facies metamórficas

El concepto de facies metamórficas es una nociónfundamental de la Petrología Metamórfica. Este conceptoreemplazó la noción de zonas de profundidad (o depozonas,epizona, mesozona, catazona, Grubenmann y Niggli, 1924)cuando se hizo obvio que las condiciones de temperatura (ogrado metamórfico) alcanzadas durante el metamorfismo noestán necesariamente relacionadas con la profundidad a laque ocurre el metamorfismo dentro de la tierra. El conceptode facies fue definido por Eskola (1915), quien dio lasiguiente definición (1920):

“Una facies metamórfica es un grupo de rocas caracterizadaspor conjunto definido de minerales que, bajo las condicionesde su formación, alcanzaron el equilibrio perfecto entre ellos.La composición mineral cualitativa y cuantitativa en las rocasde una facies dada varia gradualmente en correspondenciacon las variaciones en la composición química de las rocas”.

Eskola (1925) también definió el concepto de faciesmineral, en un sentido más amplio y aplicable tanto a rocasmetamórficas como ígneas.

“Una facies mineral comprende todas las rocas que se hanoriginado bajo condiciones de temperatura y presión tansimilares que una composición química concreta produce elmismo conjunto de minerales...”

Subsecuentemente, Eskola (1939) escribió:

“En una facies dada se agrupan rocas para las quecomposiciones (químicas) globales idénticas exhibenasociaciones minerales idénticas, pero cuya composiciónmineral para composiciones (químicas) variables varia deacuerdo con leyes definidas”.


La IUGS define las facies metamórficas, siguiendo a Eskola yotros autores, como:

“Una facies metamórfica es un conjunto de asociacionesminerales repetidamente asociadas en el tiempo y el espacioy que muestran una relación regular entre composiciónmineral y composición química global, de forma quediferentes facies metamórficas (conjunto de asociacionesminerales) se relacionan con las condiciones metamórficas,en particular temperatura y presión, aunque otras variables,como PH2O pueden ser también importantes”.

Una de las virtudes de la clasificación de las rocasmetamórficas en base al concepto de facies es que identificalas regularidades en el desarrollo de las asociacionesminerales, que pueden deberse (las regularidades) a lascondiciones P-T alcanzadas, pero que no intenta precisartales condiciones.

Debido a la gran variedad de composiciones químicas derocas sujetas a metamorfismo, en términos prácticos esconveniente definir un número limitado de facies que cubranlas condiciones P-T del metamorfismo. Tal y como propusooriginalmente Eskola, estas facies se definen basándose enlos cambios mayores sufridos por rocas de composiciónbasáltica. Aunque es posible definir subfacies (ya sea paracomposiciones basálticas u otras composiciones) queparticionen el espacio P-T, esta práctica se ha demostradoimprocedente por la gran complejidad que del esquema defacies y subfacies desarrollable.

Eskola definió 8 facies: esquistos verdes, anfibolitas conepidota, anfibolitas, corneanas piroxénicas,sanidinitas, granulitas, esquistos con glaucofana (oesquistos azules, como ahora se las denomina), yeclogitas. Coombs et al. (1959) añadió las facies de laszeolitas, y una zona de prehnita-pumpellyita, que Turner(1968) llamó facies de las metagrauvacas con prehnita-pumpellyita. Miyashiro (1973) usó las diez facies anteriores,


aunque renombró la última como facies de prehnita-pumpellyita (que se ha subdividido en facies de prehnita-pumpellyita, prehnita-actinolita, y pumpellyita-actinolita, aunque colectivamente que se agrupan bajo eltérmino facies sub-esquistos verdes). Para rocas decomposición basáltica, los minerales y asociaciones deminerales diagnósticos de estas diez facies son:

Facies Mineral o asociación mineral diagnósticoZeolitas Zeolitas, como laumontita y heulandita (estos silicatos

cálcicos son los diagnósticos en lugar de prehnita,pumpellyita, o epidota)

Sub-esquistosverdes

Prehnita+pumpellyita, prehnita+actinolita,pumpellyita+actinolita (prehnita y pumpellyita son lossilicatos cálcicos diagnóstico en lugar de epidota ozeolitas)

Esquistosverdes

Actinolita+albita+clorita+epidota (epidota es elsilicato cálcico diagnóstico en lugar de zeolitas,prehnita o pumpellyita)

Anfibolitascon epidota

Hornblenda+albita+epidota±clorita

Anfibolitas Hornblenda+plagioclasa (Xan > 0.17)

Corneanaspiroxénicas

Clinopiroxeno+ortopiroxeno+plagioclasa (olivinoestable con plagioclasa, i.e., baja P)

Sanidinitas Clinopiroxeno+ortopiroxeno+plagioclasa (olivinoestable con plagioclasa, i.e., baja P) con variedades demuy alta temperatura como pigeonita y labradoritarica en K

Esquistosazules

Glaucofana+epidota±granate, glaucofana+lawsonita,glaucofana+lawsonita+jadeita (albita estable)

Eclogitas Onfacita+granate (plagioclasa no estable, olivinoestable con granate, i.e., alta P)

Granulitas Clinopiroxeno+ortopiroxeno+plagioclasa (olivino noestable con plagioclasa ni granate, i.e., P intermedia)


Las facies metamórficas se encuentran en distintassecuencias regulares. Esto da lugar al concepto de series defacies metamórficas definido por Miyashiro (1961) como:

“una secuencia de facies metamórficas desarrolladas bajo elmismo rango de razones P/T, y por tanto representablescomo sectores radiales en un diagrama P-T”.

Miyashiro (1961) distinguió cinco series de facies. Más tarde,Miyashiro (1973) las relacionó con tipos báricos delmetamorfismo: baja presión I, baja presión II(intermedio), media presión (barroviano), alta presión I(intermedio), y alta presión II.

sanidinitas

condicionesno alcanzadasen el planetaTierra

diagénesis

alta

muy

alta

inte

rmedia

bajamuy baja

muy baja baja intermedia alta muy alta

muy alta P/T alta P/T

razón P/Tintermedia

baja P/T

muy baja P/T

esqu

istos

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esqu

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sub-esqu.verdes

zeolitas c. piroxénicas

P

T

Representación esquemática en el espacio P-T de los cincosectores de temperatura y presión, los cinco sectoresradiales de razones P/T, y las diez principales facies (pararocas de composición basáltica).


Términos estructurales

Propuesta de la Subcomisión sobre Sistemática de RocasMetamórficas de la Unión Internacional de CienciasGeológicas (SCMR-IUGS). Versión WEB 31/10/2002.

Por: Kate Brodie, Douglas Fettes, Ben Harte, Rolf Schmid


Aunque existe gran variedad de términos estructurales,tres términos cubren las principales variedades deestructuras en las rocas metamórficas: esquisto, gneiss, ygranofels. Por tanto, cualquier roca metamórfica puededenominarse usando estos términos como raíz de sunombre. Estos términos deben entenderse desde un puntode vista puramente estructural, sin connotacióncomposicional alguna (como en el caso de gneiss). Lostérminos pizarra (slate) y clivaje (cleavage) son de difícildefinición, al igual que la diferenciación entre clivage yesquistosidad.

Capa/banda

Uno de una secuencia de cuerpos rocosos tabulares (casi-)paralelos.

Bandeado (layering/banding)

La característica que presentan las rocas bandeadas.

Estructura

La disposición de las partes de una masa rocosaindependientemente de la escala, incluyendo relacionesespaciales entre las partes, sus tamaños y formas relativas,y las características internas de las partes.

Los prefijos micro-, meso-, y mega- pueden usarsedependiendo de la escala de la observación o de la escala dela estructura.


Microestructura

Estructura a la escala de la lámina delgada o menor escala.

Mesoestructura

Estructura a la escala de la muestra de mano.

Megaestructura

Estructura a la escala del afloramiento o mayor escala.

Textura

Término que se refiere a varios aspectos de lamicroestructura. Generalmente se usa para describir lasrelaciones espaciales entre granos y las característicasinternas de los granos. Pero también se usa para describir laorientación preferente de los granos a escala microscópica(i.e., microfábrica). Por ello, se tiende reemplazar estetérmino por microestructura.

Fábrica

La orientación preferente relativa de partes de una masarocosa.

Este término se usa generalmente para referirse a laorientación cristalográfica o de forma de granos minerales ode grupos de granos, aunque también puede usarse a unaescala mayor. La orientación preferente lineal de las partesse denomina fábrica lineal, la planar preferente fábricaplanar, y la ausencia de orientación se denomina fábricadesordenada (random, i.e., al azar).

Foliación

Una característica planar penetrativa (que aparece de formarepetitiva a la escala de la observación) de un cuerpo rocoso.

Ejemplos:

Bandeado a la escala del cm o menor.

Orientación planar preferente (fábrica planar) de granosinequidimensionales.


Orientación planar preferente (fábrica planar) de granoslenticulares o elongados.

Más de un tipo de foliación con más de una orientaciónpueden estar presente en una roca. Las foliaciones puedenestar curvadas o distorsionadas. Las superficies que definense denominan superficies S.

Esquistosidad

Una orientación preferente de granos o agregados de granosinequidimensionales producida por procesos metamórficos.

Cuando los granos o agregados de granosinequidimensionales están presente en cantidades son altasy muestran un alto grado de orientación preferente laesquistosidad está bien desarrollada. Al contrario si laesquistosidad está mal (o pobremente) desarrollada.

Estructura esquistosa

Tipo de estructura caracterizado por una esquistosidad biendesarrollada, ya sea uniformemente en la roca o en zonasrepetitivas estrechamente espaciadas de forma que la rocase partirá a la escala de un cm o menor.

Estructura gneíssica

Tipo de estructura caracterizado por una esquistosidadpobremente desarrollada o, si está bien desarrollada, sepresenta en zonas repetitivas separadas de forma que laroca se partirá a la escala mayor de un cm.

Clivaje (cleavage)

La propiedad de una roca de partirse a lo largo de unconjunto regular de superfices paralelas o sub-paralelasestrechamente espaciadas

Una roca dada puede contener más de un clivaje.

Se propone el uso del término esquistosidad en su lugar.


Clivaje pizarroso (slaty cleavage)

Una esquistosidad bien desarrollada en una roca en la quelos granos individuales son tan pequeños de forma que novisibles con el ojo desnudo y que genera una esquistosidad ala escala de los granos.

Esquistosidad espaciada

Un tipo de foliación caracterizada por zonas regularmenteespaciadas con estructura esquistosa y que sonestructuralmente distinguibles de las capas a las que separan(llamadas microlitos o microlitones). La estructura es visiblecon el ojo desnudo.

Clivaje de fractura

Un tipo de clivaje definido por un conjunto de fracturasestrechamente espaciadas.

Crenulación

Un tipo de plegamiento regular con una longitud de onda de1 cm o menor.

Esquistosidad de crenulación

Un tipo de esquistosidad regular desarrollada durante lacrenulación (plegamiento) de una foliación preexistente, yorientada paralelamente al plano axial de los pliegues (decrenulación).

Clivaje de crenulación

Un tipo de clivaje relacionado con la crenulación(plegamiento) de una foliación preexistente.

Estructura granofélsica

Un tipo de estructura que resulta de la ausencia deesquistosidad de forma que los granos minerales yagregados de granos minerales son ecuantes, o si soninequidimensionales su orientación se distribuye al azar.Puede existir bandeado mineralógico y/o litológico(composicional).


Lineación

Una característica lineal presente repetitivamente o visiblepenetrativamente de un cuerpo rocoso.

Puede venir definida por:

Alineamiento de los ejes más largos de los granosminerales (lineacion mineral).

Alineamiento de agregados de granos alargados.

Paralelismo de ejes de pliegues de pequeña escala(lineación de crenulación).

Paralelismo de las intersecciones de dos foliaciones(lineación de intersección).

Paralelismo de estrías o fibras (de falla).

Más de un tipo de lineación, con más de una orientación,puede estar presente en un cuerpo rocoso. Las lineacionespueden estar curvadas o distorsionadas. Las líneas quedefinen se denominan superficies L.

Fractura

Un término general para cualquier rotura de una masarocosa, independientemente de la existencia o no dedesplazamiento entre las partes. Las fracturas incluyengrietas, diaclasas y fallas.

Pizarra

Una roca de grano ultrafino o muy fino que presenta clivajepizarroso.

Generalmente, las pizarras son rocas de grado metamórficomuy bajo.

Filita

Una roca de grano fino o medio caracterizada por unaapariencia lustrosa y una esquistosidad bien definida queresulta de la orientación preferente de filosilicatos.


Generalmente, las filitas son rocas de grado metamórficobajo.

Esquisto

Una roca metamórfica que presenta estructura esquistosa.

Para rocas ricas en filosilicatos, el término esquisto sereserva para rocas de grano medio a grueso, mientras quelas rocas de grano más fino se denominan filitas y pizarras.El término esquisto también puede aplicarse a rocas confábrica lineal en lugar de esquistosidad, en cuyo caso seaplica la expresión “esquisto lineado”.

Gneiss

Una roca metamórfica que presenta estructura gneísica.

El término también se aplica a rocas con fábrica lineal, encuyo caso se aplica la expresión “gneiss lineado”.

Granofels

Una roca metamórfica que presenta estructura granofélsica.

Para granofels que presentan capas de distinta composiciónse usa el término granofels bandeado.


Foliaciones Lineaciones

Texturas y sus combinaciones

granoblástica lepidoblástica

nematoblástica porfidoblástica

granolepidoblástica granoporfidoblástica

granonematoblástica


Migmatitas

Propuesta de la Subcomisión sobre Sistemática de RocasMetamórficas de la Unión Internacional de CienciasGeológicas (SCMR-IUGS). Versión WEB 31/07/2002.

Por: Wolfhard Wimmenauer & Inge Bryhni


La definición de las migmatitas y sus subgrupos no es unatarea sencilla ya que forman, en su conjunto, una transicióncontinua desde rocas metamórficas a rocas plutónicas. Elestablecimiento de límites dentro de este continuo es difícil yla aplicación de criterios cuantitativos es virtualmenteimposible. Por tanto, las “definiciones” que siguen soncaracterizaciones de tipos rocosos prominentes, más quedefiniciones “sensu stricto”. Por otro lado, la escala de lasestructuras de las migmatitas es tal que requierendefiniciones que aplican a masas de rocas bastante mayoresque las típicas de una muestra de mano.

Definiciones de términos

Migmatita

Una roca silicatada compuesta, heterogénea a la escalameso- a megascópica. Típicamente esta compuesta departes oscuras y claras. Las partes oscuras presentantípicamente características de rocas metamórficas mientrasque las partes claras son de aspecto plutónico (verleucosome, melanosome, mesosome, neosome, paleosome).En cualquier caso en que minerales distintos de silicatos ycuarzo estén implicados de forma substancial, deben sermencionados de forma explícita.


Anatexis

Fusión de una roca.

El término se usa independientemente de la tasa de fusiónimplicada, que puede ser indicada por adjetivos tales comoinicial, avanzada, parcial, diferencial, selectiva, completa,etc.

Migmatización

Proceso de formación de una migmatita.

Leucosome

Las partes más claras de una migmatita.

Mesosome

Porción de la roca de color intermedio entre el leucosome yel melanosome. Si está presente, el mesosome representaun relicto más o menos modificado de la roca partental(protolito) de la migmatita.

Independientemente de la (casi-) identidad entre mesosomey paleosome, es deseable un término puramente descriptivopara las partes intermedias de una migmatita.

Melanosome

Las partes más oscuras de una migmatita, generalmenteconstituidas esencialmente por minerales oscuros. Apareceentre dos leucosomes o, si existente relictos mas o menosmodificados de la roca parental (mesosomes), se dispone enlos bordes de estos relictos.

Paleosome

Parte de la migmatita que representa la roca parental (véasemesosome)

Neosome

Parte neoformada de una migmatita (metatectos y restitas).


Restita

Relictos de una roca metamórfica de la que se han extraídouna parte substancial de componentes más móviles sin quehayan sido reemplazados.

Resister

Roca que ofrece mayor resistencia a la granitización envirtud de su composición o su fábrica impenetrable.

Mientras que las restitas son porciones de roca que hansufrido cambios esenciales en su composición anterior, los“resisters” son rocas que han sobrevivido a la formación dela migmatita (o granito) donde se encuentran incluidos sincambios significativos en su composición química ymineralógica.

Anatexita

a) Roca que muestra evidencias in-situ de formación poranatexia.

b) Roca que muestra evidencias estructurales y/ocomposicionales de formación por anatexia.

La definición a) es preferible ya que la segunda puedeaplicarse a rocas magmáticas que se suponen formadas poranatexia.

Metatexis

Estadio inicial de anatexia donde la roca parental(paleosome) ha sido parcialmente dividida en una partemóvil (metatecto) y una restita no-movilizada (i.e.,empobrecida).

Metatexita

Una variedad de las migmatitas con leucosomes, mesosomesy melanosomes discretos y bien definidos.

Metatecto

Cuerpo discreto, esencialmente de color claro, presente enuna migmatita formada por metatexis.


Arterita

Variedad de migmatita donde las partes más oscuras hansido inyectadas por material más claro (leucosomes)introducido desde el exterior.

Venita

Variedad de migmatita en el que el material de las venasclaras (leucosomes) ha sido extraído de la roca parental.

Las definiciones de arterita y venita son genéticas, por lo quees deseable usar el término no-genético flebita para este tipode rocas.

Flebita

Variedad de migmatita en el que el material leucocrático sepresenta en venas que han podido infiltrarse desde elexterior o ser extraídas de la roca parental.

Diatextis

Estado avanzado de anatexis donde los minerales oscurosestán también implicados en la fusión. El fundido formado noha sido removido de su lugar de formación.

Diatexita

Variedad de migmatita en la que las partes oscuras y clarasforman estructuras schlieren y nebulíticas que se mezclanunas en las otras.

Nebulita

Migmatita con relictos difusos de rocas o estructuras pre-existentes.

Agmatita

Migmatita con estructura brechoide.

Estructura palimpsest

Estructura de una migmatita o roca granitizada que puedeser reconocida como pre-migmatítica (o pre-granítica).


Palingénesis

Formación de magma por fusión completa o casi completa derocas pre-existentes.

Granitización

Término amplio para definir los procesos por los que rocaspre-existentes son transformadas en granitoides (fusión,infiltración a gran escala de componentes químicos comoSiO2, K2O, Na2O, u otras formas de transformación a granescala).

Se puede apreciar que el término es muy impreciso, aunquees útil si se acompaña de adjetivos como granitizaciónanatéctica, granitización metasomática, etc.

Degranitización

Proceso por el que una roca se empobrece en loscomponentes químicos significativos de las rocas graníticas,esencialmente SiO2, K2O ± Na2O.

Feldespatización

Formación de feldespato debido a metasomatismo.

Diferenciación metamórfica

Redistribución de especies minerales por procesos mecánicaso por segregación de componentes químicos durante elmetamorfismo para formar una estructura heterogéneadentro de un cuerpo rocoso.

Plegamiento ptigmático

a) Forma de venas plegadas en migmatitas caracterizada porfenómenos de flujo complejos y por la ausencia de planos decizalla.

b) Forma de venas plegadas en migmatitas causada por losprocesos que forman las migmatitas y su caráctercompuesto.


cuarcitafeldespática

micacitafeldespática

cuarzo-esquistofeldespático

mica-esquistofeldespático

cuarcita cuarzo-esquisto mica-esquisto micacita

gneis

Qtz

Pl+Kfs

Ms+Bt(+Chl)

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

55

60

65

70

75

80

85

90

95

gneis pelítico

Clasificación de rocas metamórficas pelíticas y cuarzo-feldespáticas (tomado de Castro, 1989).


mobilizado brechoide flebita

boudin plegada

pliegues ptigmáticos augen ("ojosa")

schlieren nebulítica

Estructuras de migmatitas (Mehnert, 1968).

mesosome

melanosome

melanosome

leucosome

leucosome

melanosome

mesosome

neosome

paleosome

MsLs

Ls

Mls

Ms

melanosomeleucosome

mesosome

Definiciones de términos en migmatitas bandeadas o estromáticas (Johannes,1983; Brown, 1983).


gneiss migmatita

intrusión oinyecciónde magmaexternoal sistema

Michel-Leví (1893): inyección "lit-par-lit"Sederholm (1907): modelo "arterita"

gneiss migmatita

concentraciónde fundidoso materialdisuelto enfluidosinternos alsistema

Holmquist (1907-1921): modelo "venita"

fusión parcial localizada migmatita

paleosoma(roca no modificada)

Mehnert (1951, 1958)fusión parcial y diferenciación

leucosoma(fundido parcial)

melanosoma (restita)


neosoma = leucosoma+melanosomapaleosoma = neosoma

gneiss

migmatita

a) fusión parcial por anatexiab) concentración de los fundidos en venas o lentes

Winkler & von Platen (1961)Winkler (1961, 1979)formación "in situ"

fusión parcialgneiss

fusión parcial localizada migmatita

mesosoma (roca fundidapero no diferenciada)

Johannnes (1983)fusión parcial localizada yseparacion de restitas

leucosoma(fundido parcial)



neosoma = leucosoma+melanosomamesosoma neosoma

gneiss heterogéneo

Modificado de Johannes, W. (1983) On theorigin of layered migmatites.In M.P. Atherton & C.D. Gribble (Eds)Migmatites, Melting and Metamorphism.Shiva Publising Ltd., Cheshire UK, 234-248.

Origen de migmatitas según distintos autores (modificado de Johannes, 1983)


Opx AlsGrt Crd

Ms

Ab Q

tz V

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L

Ms Ab Qtz

Als Kfs V

Grt Bt

Opx Crd V

Grt LCrd Bt V

Bt Grt

Opx

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Bt Als

Grt Crd L

Ms

Ab

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Als

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L

0

2

4

6

8

10

12

14

16

600 650 700 750 800

KySilp

resi

ón

(kb

ar)

temperatura (ºC)

SilAnd

KNFMASHA

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Sil, And+Qtz+Kfs+L

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Opx

850 900

Grt Sil

Spl Crd

F M

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Sil+Qtz+Kfs+L

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Opx

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VI

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Grt

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F M

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VIII

VII

VIII

I IV

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IX

Crd

Sil

Crd

Kfs

Ab Q

tz S

il V

L

Crda baja P a baja P

a baja P

Opx

fusión anhidrapelitas/gneissescon moscovita

fusión anhidrapelitas/gneissescon biotita

Rejilla petrogenética para la fusión parcial en metapelitas y gneisses (levementemodificada de Spear et al., 1999).


9. Estudio petrográfico

Laminas delgadas para estudiar

Sigla Roca # deláminas

Localidaden Fig.5

Rocas metamórficasGRE-GC-1 Filita esquisto-grauváquico (2) 1GREB-615 Corneana (2) 1GREB-376 Ortogneiss de Almohalla (2) 2GRE-GC-8 Esquisto Arenas (2) 6

Rocas migmatíticasGRE-GC-14 Migmatita de la Peña Negra (2) 3 y 4GRE-GC-4 Migmatita del Prado de las Pozas (2) 5

Rocas ígneasGREB-704 Granodiorita (facies Hoyos) (2) 5GREB-104 Granodiorita (facies Alberche) (2) 8

GREB-908 Gabro cortlandítico (2) 1GREB-902 Tonalita (2) 1

PB-103 Granito Pedro Bernardo (facies A) (2) 10GREB-512 Aplita Pedro Bernardo (1) 10

GREW-12a Lamprófido camptonita (2) 6


Tamaño de grano

Grueso >5mmMedio 1-5 mmFino <1mm

Proporción de los minerales


10.Referencias

Aller, J., 1996. 2.5D modelling and structural implications ofmagnetic anomalies associated with the boundarybetween the Central-Iberian and Ossa-Morena zones inthe Hormachos sector (Hercynian belt, southwest Spain).Rev. Soc. Geol. España, 9: 197-204.

Azor, A., González Lodeiro, F. & Simancas, F., 1994. Tectonicevolution of the boundary between the Central Iberianand Ossa-Morena zones (Variscan belt, southwest Spain.Tectonics, 13: 45-61.

Bea, F., 1985. Los granitoides hercínicos de la mitadoccidental del Batolito de Ávila (Sector de Gredos).Aproximación mediante el concepto de superfacies. Rev.Real. Acad. Cien. Fis. Exac. Nat. de Madrid, 79: 549-572.

Bea, F. & Corretgé, L.G., 1986. Petrography, geochemistry,and differentiation models of lamprophyres from Sierrade Gredos, central Spain. Hercynica, II(1): 1-15.

Bea, F. & Pereira, M.D., 1990. Estudio petrológico delComplejo Anatéctico de la Peña Negra, Batolito de Ávila.Rev. Soc. Geol. España, 3 : 87-104.

Bea, F., Ibarra, I. & Pereira, M.D., 1990. Migmatizaciónmetatexítica y fenómenos anatécticos en la FormaciónAlmohalla, Complejo Anatéctico de la Peña Negra. Bol.Geol. Min., 101-2: 187-209.

Bea, F., Pereira, M.D., Corretgé, L.G. & Fershtater, G.B.,1994. Differentiation of strongly peraluminous,perphoshorous granites. The Pedrobernardo pluton,central Spain. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58:2609-2628.

Bea, F., Montero, P. & Molina, J.F., 1999. Mafic precursors,peraluminous granitoids, and late lamprophyres in theÁvila batholith: A model for the generation of Variscanbatholiths in Iberia. J Geol, 107(4): 399-419.

Trabajo de Campo de Petrología. Gredos.72

Brown, M. (1983) The petrogenesis of some migmatites fromthe Presqu'ile de Thuys, Southern Brittany, France. EnM.P. Atherton & C.D. Gribble (Eds) Migmatites, Meltingand Metamorphism. Shiva Publising Ltd., Cheshire UK,174-200.

Castro, A. (1989) Petrografía Básica. Texturas, Clasificacióny Nomenclatura de Rocas. Paraninfo, Madrid, 143 p.

Castro, A., Corretgé, L.G., El-Biad, M., El-Hmidi, H.,Fernández, C., y Patiño Douce, A.E. (2000) Experimentalconstraints on Hercynian anatexis in the Iberian Massifi,Spain. Journal of Petrology, 41, 1471-1488.

Expósito Ramos, I., Simancas, F., González Lodeiro, F., Azor,A. & Martínez Poyatos, D., 1998. The footwall structure ofthe Ossa-Morena/Central-Iberian suture. En: PalaeozoicOrogenesis and Crustal Evolution os the europeanLithosphere, Praha, Czeckia.

Ferreira, N. et al., 1987. Granitoides de la zona Centro-Ibérica e seu enquadramento geodinâmico. En Geologíade los Granitoides y rocas asociadas del MacizoHespérico, (eds.: F. Bea et al.) Rueda: 37-52.

Fúster, J.M. & Villaseca, C., 1987. El complejo plutónicohercínico-tardihercínico del Sistema central Español. En:Geología de los Granitoides y Rocas Asociadas del MacizoHespérico.(eds. F. Bea et al.), Rueda: 27-36.

Johannes, W. (1983) On the origin of layered migmatites. EnM.P. Atherton & C.D. Gribble (Eds) Migmatites, Meltingand Metamorphism. Shiva Publising Ltd., Cheshire UK,234-248.

Julivert, M. y Martínez, F.J. (1983) Estructura de conjunto yvisión global de la cordillera hercínica. En Geología deEspaña, vol. 1. Libro Juvilar J.M. Ríos. IGME, Madrid,612-630.

Trabajo de Campo de Petrología. Gredos. 73

Julivert, M., Fontboté, J.M., Ribeiro, A. & Nabais-Conde, L.E.,1972. Mapa tectónico de la Península Ibérica y BalearesE.1:1.000.000. Memoria explicativa, I.G.M.E: 113 P.

López-Plaza. M. y Martínez Catalán, L.C. (1987) Síntesisestructural de los granitoides hercínicos del MacizoHespérico. En: F. Bea A. Carnicero, J.C. Gonzalo, M.López-Plaza, & M.D. Rodríguez Alonso (Eds.) Geología delos Granitoides y Rocas Asociadas del Mazico Hespérico.Libro homenaje a L.C. García de Figuerola. EditorialRueda, Madrid, 195-209.

Mehnert, K.R. (1968) Migmatites and the Origin of GraniticRocks. Elsevier, Amsterdam, 393 p.

Pereira, M.D., 1992. El Complejo Anatéctico de la Peña Negra(Batolito de Ávila): Un estudio de la anatexia cortical encondiciones de baja presión. Tesis Univ. Salamanca.

Pereira, M.D. & Bea, F., 1994. Cordierite-producing reactionsat the Peña Negra complex, Ávila batholith, centralSpain: The key role of cordierite in low-pressureanatexis. Canadian Mineralogist, 32: 763-780.

Pitcher, W.S. (1979) Comments on the geologicalenvironments of granites. En: M.P. Atherton & J. Tarney(Eds.) Origin of Granite Batholiths. GeochemicalEvidence. Shiva Publising Ltd. Kent UK, 1-8.

Serrano Pinto, M., Casquet, C., Ibarrola, E., Corretgé, L.G. &Portugal Ferreira, M., 1987. Síntese geocronológica dosGranitoides do Maciço Hepérico. En Geología de losGranitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico,(eds.: F. Bea et al.) Rueda: 69-86.

Spear, F.S., Kohn, M.J. & Cheney, J.T., 1999. P-T paths fromanatectic pelites. Contributions to Mineralogy andPetrology,134, 17-32.

Trabajo de Campo de Petrología. Gredos.74

11. Cartografía de áreas de trabajo

Área de trabajo Peña Negra

Área de trabajo Prado de las Pozas-Refugio del Rey

Área de trabajo Navarredonda de Gredos-San Martín

Área de trabajo Pedro Bernardo (general)

Área de trabajo Pedro Bernardo (detalle)

Láminas delgadas

GREDO-1 camptonita (3)GRELO–26 migmatita mesocrática (3)GREB-509 aplita de Pedrobernardo (2)GREB-512 aplita de Pedrobernardo (3)GREB-615 corneana (3)GREB-376 ortoneis Almohalla (3)PB-103 Pedrobernardo facies A (3)GREB-71 granodioritasubautoctona, con Crd (3)GREB-301 migmatita mesocrática+melanosome (3)GREB-908 gabro cortlanditico (3)GREB-902 tonalita (3)GREB-704 granodiorita Ho (2)GREB-104 granodiorita Ho (3)PB-125 granodiorita Ho (1)PB-141 granodiorita Ho (1)PB-146 granodiorita Ho (1)GREB-104 granodiorita Al (3)GRE-GC-1 Filita esquisto-grauváquico (2)GRE-GC-3 Prado Pozas (2)GRE-GC-4 Prado Pozas (2)GRE-GC-5 esquisto Arenas (2)GRE-GC-6 esquisto Arenas (2)GRE-GC-7 esquisto Arenas (2)GRE-GC-8 esquisto Arenas (2)GRE-GC-9 esquisto Arenas (2)GRE-GC-10 esquisto Arenas (2)GRE-GC-11 migmatita Peña Negra (2)GRE-GC-12 migmatita Peña Negra (2)GRE-GC-13 migmatita Peña Negra (2)GRE-GC-14 migmatita Peña Negra (2)GRE-GC-15 migmatita Prado Pozas (2)GRE-GC-16 ortogneiss Almohalla (2)

Documents

Trabajo de Campo II Petrología