UNIVERSIDAD PRIVADA DEL NORTE

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UNIVERSIDAD PRIVADA DEL

NORTEFACULTAD DE INGENIERIA

ESPECIALIDAD DE INGENIERIA DE MINAS

Cajamarca, 11 de octubre del 2012

docente: Ing. Cesar Pol Arevalo Aranda

INTEGRANTES: SANCHEZ INTO, JimmyLEAL VILLANUEVA, Miguel CUEVA CHÁVEZ, Roger

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INDICE

INTRODUCCIÓN…………………………………………………………………… pág.4

ORIGEN Y FORMACIÓN………………………………………………..… pág. 7o Metamorfismo…………………………………………………. pág. 7o Reacciones metamórficas……………………………………… pág. 8o Fases minerales………………………………………………... pág. 9o Procesos metamórficos……………………………...………… pág. 10

1. ROCAS METAMÓRFICAS……………………………………………….. pág. 11

1.1 Causas del Metamorfismo……………………………………………. pág.11 1.2 Factores químicos y físicos que controlan el metamorfismo………… pág. 141.3 Tipos de metamorfismo: …………………………………………...… pág. 16

- Metamorfismo Regional……………………………………… pág. 17

- Metamorfismo térmico o de contacto………………………… pág. 19

- Metamorfismo de deformación o cataclástico………………... pág. 20

- Metamorfismo hidrotermal…………………………………… pág. 20

- Metamorfismo por soterramiento…………………………….. pág. 20

- Metamorfismo de impacto……………………………………. pág.21

- Metamorfismo de enterramiento……………………………… pág. 21

- Dinametamorfismo……………………………………………. pág. 21

1.4 Texturas metamórficas………………………………………...……… pág. 221.5 Rocas foliadas………………………………………………………… pág. 251.6 Rocas no foliadas……………………………………………………... pág. 271.7 Metamorfismo regional y grado de metamorfismo…………………... pág. 28

o Grado de metamorfismo y roca original……………………… pág. 28o Facies metamórficas………………………………………….. pág. 29

1.8 Zonas de metamorfismo de contacto…………………………………. pág. 33o Aureola de contacto…………………………………………... pág. 33o Grado de metamorfismo y roca original……………………... pág. 36

1.9 Tectónica de placas y metamorfismo………………………………… pág. 37

CONCLUSIONES………………………………………………………….. pág. 40

BIBLIOGRAFÍA…………………………………………………………… pág. 41

ANEXOS

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ROCASMETAMÓRFICAS

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INTRODUCCIÓN

Las rocas son como “Cajas Negras” que graban en su interior una valiosa información sobre los procesos históricos de nuestro planeta. Una buena parte de la actividad de la Geología consiste en interrogar a las rocas para extraer de ellas la información necesaria y poder contar esta historia.

Existe una gran variedad de rocas pero éstas pueden ser agrupadas en solo tres grandes grupos según su origen y su aspecto.

Las rocas varían en color, tamaño de sus cristales o granos y los tipos de minerales que la componen. Si observamos un corte de ruta de un terreno montañoso podremos ver, por ejemplo, cómo una roca de color gris claro y muy compacta, constituida principalmente por cristales visibles a simple vista de cuarzo y feldespatos, pasa bruscamente a otro tipo de roca, de color gris plateado, que presentan las características de aquellas rocas transformadas en las profundidades de la corteza, con cristales laminares de micas y granates. Por encima de las rocas anteriores podría verse un tercer tipo, de aspecto más friable, dispuesta en capas horizontales y de colores amarillentos con la apariencia de ser un agregado de granos de arena cementados entre sí y con restos fósiles de plantas. ¿Qué es lo que determina las diferentes apariencias de una roca?

Las distintas apariencias de las rocas están determinadas fundamentalmente por dos aspectos: uno es la mineralogía, es decir los diferentes componentes y la cantidad relativa de cada uno de ellos. El otro es la textura, o sea el tamaño y ordenamiento espacial de los componentes. Estos granos o cristales, que en la mayoría de las rocas son solo de algunos milímetros de diámetro, se los describe como gruesos cuando se los puede ver a simple vista o como finos si ello no es posible. Por otro lado, los granos minerales individuales tienen diferentes hábitos (en forma de agujas o escarbadientes, como pequeños prismas, en forma de láminas, de esferas o de cubos, etc.) y se combinan entre sí para dar los patrones texturales. Las combinaciones de mineralogía y texturas producen una gran variedad de rocas, y a su vez, el tipo de mineralogía y textura que tenga una roca en particular dependerá del proceso geológico que la originó.

TIPOS DE ROCAS

Rocas ígneas, en geología, rocas formadas por el enfriamiento y la solidificación de materia rocosa fundida, conocida como magma. Según las condiciones bajo las que el magma se enfríe, las rocas que resultan pueden tener granulado grueso o fino.

Las rocas plutónicas, como el granito y la sienita, se formaron a partir de magma enterrado a gran profundidad bajo la corteza terrestre. Las rocas se enfriaron muy despacio, permitiendo así el crecimiento de grandes cristales de minerales puros. Las rocas volcánicas, como el basalto y la riolita se formaron al ascender magma fundido desde las profundidades llenando grietas próximas a la superficie, o al emerger magma a través de los volcanes. El enfriamiento y la solidificación posteriores fueron muy rápidas,

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dando como resultado la formación de minerales con grano fino o de rocas parecidas al vidrio.Las rocas ígneas, compuestas casi en su totalidad por minerales silicatos, suelen clasificarse según su contenido de sílice. Las principales categorías son ácidas o básicas, siendo el granito y la riolita ejemplos del primer grupo, y el gabro y el basalto del segundo.

Rocas metamórficas, rocas cuya composición y textura originales han sido alteradas por el calor y la presión existentes en las profundidades de la corteza terrestre. El metamorfismo que se produce como resultado tanto de la presión como de la temperatura recibe el nombre de dinamotérmico o regional; el metamorfismo producido por el calor o la intrusión de rocas ígneas recibe el nombre de térmico o de contacto.Hay cuatro variedades comunes de rocas metamórficas que pueden provenir de rocas sedimentarias o de rocas ígneas, según el grado de metamorfismo que presenten, dependiendo de la cantidad de calor y presión a la que se han visto sometidas. Así, el esquisto se metamorfiza en pizarra a baja temperatura, pero si es calentado a temperaturas lo suficientemente elevadas como para que se recristalicen sus minerales arcillosos formando laminillas de mica, se metamorfiza en una filita.A temperatura y presión aún más elevadas, se produce una recristalización completa, que da lugar a esquistos o gneis, rocas en las que el alineamiento de las laminillas de mica produce una textura laminar llamada foliación. En los esquistos, los minerales de color claro (cuarzo y feldespato sobre todo) están distribuidos homogéneamente entre las micas de color oscuro; el gneis, por el contrario, exhibe bandas de color características. Entre otros minerales formados por recristalización metamórfica, los silicatos de aluminio como la andalucita, la sillimanita y la cianita son lo bastante característicos como para ser considerados diagnósticos.Entre las rocas metamórficas no foliadas, las más comunes son la cuarcita y el mármol. La cuarcita es una roca dura, de color claro en la que todos los granos de arena de una arenisca se han recristalizado formando una trama de cristales de cuarzo imbricados entre sí. El mármol es una roca más blanda y frágil de colores variados en la que se ha recristalizado por completo la dolomita o la calcita de la roca sedimentaria madre.

Rocas sedimentarias, en geología, rocas compuestas por materiales transformados, formadas por la acumulación y consolidación de materia mineral pulverizada, depositada por la acción del agua y, en menor medida, del viento o del hielo glaciar. La mayoría de las rocas sedimentarias se caracterizan por presentar lechos paralelos o discordantes que reflejan cambios en la velocidad de sedimentación o en la naturaleza de la materia depositada.Las rocas sedimentarias se clasifican según su origen en mecánicas o químicas. Las rocas mecánicas, o fragmentarias, se componen de partículas minerales producidas por la desintegración mecánica de otras rocas y transportadas, sin deterioro químico, gracias al agua. Son acarreadas hasta masas mayores de agua, donde se depositan en capas. El esquisto micáceo, la arenisca y el conglomerado son rocas sedimentarias comunes de origen mecánico.Los materiales que forman rocas sedimentarias químicas pueden ser restos de organismos marinos microscópicos precipitados sobre el suelo del océano, como es el caso de la caliza. También pueden haber sido disueltos en agua fluente a partir de la roca primigenia y haberse depositado en el mar o en un lago por precipitación de la disolución. La halita, el

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yeso y la anhidrita se forman por evaporación de disoluciones salinas y la consiguiente precipitación de las sales.

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LAS ROCASEL CICLO PETROLÓGICO

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ENERGIA SOLAR

ROCAS IGNEAS

EXCLUSIVAS

ROCAS METAMORFICAS

TRANSPORTE Y DEPOSICIÓN DEL

SEDIMENTO

EXCLUSIÓN ASCENSO

DE MAGMA DESCUBRIMIENTO POR

LEVANTAMIENTO CORTICAL Y

DENUDACIÓN

ENTERRAMIENTO Y LITIFICACIÓN

ROCAS IGNEAS INTRUSIVAS

INTRUSIÓN ASCENSO DE

MAGMA

METAMORFISMO

DESINTEGRACIÓN, DESCOMPOSICIÓ,

DISOLUCIÓN.

METAMORFISMO

FUSIÓN

ROCAS SEDIMENTARIAS

AMBIENTE SUPERFICIAL (P Y T BAJAS)

CALOR RADIOGÉNICO

AMBIENTE DE PROFUNDIDAD

(P Y T ALTAS)

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ORIGEN Y FORMACIÓN

METAMORFISMO

Se denomina metamorfismo - del griego, μετά (meta=cambio) y μορφή (morph=forma) - a la transformación sin cambio de estado de la estructura o la composición química o mineral de una roca cuando queda sometida a condiciones de temperatura o presión distintas de las que la originaron o cuando recibe una inyección de fluidos. Al cambiar las condiciones físicas, el material rocoso pasa a encontrarse alejado del equilibrio termodinámico y tenderá, en cuanto obtenga energía para realizar la transición, a evolucionar hacia un estado distinto, en equilibrio con las nuevas condiciones.Se llaman metamórficas a las rocas que resultan de esa transformación. Entre los factores que afectan el metamorfismo están:

La estructura (fábrica) y composición de la roca original. La presión y la temperatura en la que evoluciona el sistema. La presencia de fluidos. El tiempo.

Se excluyen del concepto de metamorfismo los cambios diagenéticos que les ocurren a los sedimentos y a las rocas sedimentarias a menores temperaturas y presiones, aunque es muy

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difícil establecer el límite entre la diagénesis y el metamorfismo. En el extremo contrario, si se llega a producir la fusión formándose un magma, la roca que resulte no será metamórfica, sino magmática. A veces las condiciones dan lugar a una fusión sólo parcial y el resultado es una roca mixta, una migmatita, con partes derivadas de la solidificación del fundido y partes estrictamente metamórficas.

Los procesos metamórficos son otra consecuencia importante de la energía interna, que en este caso provoca la transformación de unos minerales en otros y por l tanto la aparición de rocas nuevas sin que se alcance la fusión de ningún mineral. Temperaturas a partir de 200 º o 250 º. Puede llegar hasta 800º o 900º. Lo normal entre 600º y 650º en general.

El metamorfismo consiste, por tanto, en la modificación mineralógica de las rocas, sin llegar ala fusión, en esta sólido. Esta transformación es consecuencia de las condiciones físico-químicas que reinan en el interior de la Tierra. También podría definirse el metamorfismo, como: “la adaptación mineral y estructural de las rocas sólidas a unas condiciones físico-químicas diferentes de aquellas donde se encuentran originalmente” (Turner).

REACCIONES METAMÓRFICAS

En la naturaleza, cualquier compuesto puede presentarse bajo distintas formas o estados, estables a determinados valores de presión y temperatura. Se denomina:

DIAGRAMA DE FASES, a la representación gráfica de los intervalos de presión y temperatura en los que es estable un compuesto.

FASES son las distintas formas en que aparece el mismo compuesto según la presión y temperatura reinantes.

Las líneas de separación entre las distintas fases delimitan el campo de estabilidad de cada una de ellas. De acuerdo con la figura:

- La Andalucita es la fase o forma polimorfa estable sólo a bajas presiones ( es la que tiene menor densidad; 3,15)

- La Cianita (Distena) es la forma de alta presión ( es la que tiene mayor densidad; 3, 63)

- La Silimanita es estable tanto a altas presiones como a altas temperaturas (densidad intermedia; 3,24).

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200 400 600 800Temperatura en º C

Diagrama de fases para los polimorfos del silicato (SiO4) Al2O(en ANGUITA Y MORENO, 1978)

FASES MINERALES

Los minerales son las fases estables a determinadas presiones y temperaturas. Luego se puede considerar que Mineral es sinónimo de fase estable termodinámica.

Unos minerales son estables en un gran intervalo de presión y temperatura, y en cambio otros sólo son estables en un intervalo muy definido de presión, de temperatura, o de presión y temperatura conjuntamente. A estos últimos se les llama “minerales índice” porque cuando aparecen indican unas condiciones muy concretas del grado de metamorfismo.

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Minerales índice:- Silimanita, Andalucita y Distena

- Almandino

- Estaurolita

- Otrelita (Nesosilicato de Al, Fe y Mn)

- Cordierita (Ciclosilicato de Al, Mg y Fe)

5

4

3

2

1Presión en Kb

20

15

10

5

Profundidad en km.

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Los cambios de fase pueden realizarse mediante transformaciones polimórficas o mediante reacciones químicas en las cuales se obtienen nuevos minerales. Estas reacciones pueden ser:

- Sólido – sólido (cuando no intervienen fases gaseosas, ni agua, ni Dióxido de carbono)

- De disociación ( sí intervienen fases gaseosas)

PROCESOS METAMÓRFICOS

El metamorfismo de las rocas se realiza mediante sucesivos cambios de fase, es decir, mediante la desaparición de formas ya inestables y la aparición de otras formas en equilibrio con el medio.

Paragénesis mineral es la asociación de minerales ó de fases estables en un mismo intervalo de presión y temperatura.

Facies metamórfica es el conjunto de rocas recristalizadas en un mismo intervalo de presión y temperatura.

Blastesis: a la par que se producen las reacciones químicas, el tamaño del

grano de la roca va creciendo progresivamente. A este fenómeno se le denomina blastesis y es perfectamente observable en la secuencia:

PIZARRA ESQUISTO MICACITA GNEIS

Las reacciones metamórficas producidas son muy lentas y necesitan periodos de millones de años.

Metamorfismo progresivo: es cuando las transformaciones mineralógicas suponen cada vez un mayor grado de presión y temperatura.

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Metamorfismo isoquímico: es el metamorfismo debido solamente al calor y a la presión y que no introduce cambios en la composición química global.

Metamorfismo aloquímico o metasomático: se produce cuando hay un cambio notable en la composición química de la roca, debido a aportes de nuevos elementos.

1. ROCAS METAMORFICAS

Rocas que resultan de la transformación de rocas preexistentes por procesos metamórficos que implican la participación activa del calor, la presión y los fluidos químicamente activos.

Son las que se forman a partir de otras rocas mediante un proceso llamado metamorfismo Por ejemplo, la piedra caliza, que es sedimentaria, puede convertirse en mármol, y el basalto, que es ígneo, en una roca verde, anfibolita o eclogita. El metamorfismo nunca implica la fusión de la roca madre y se da indistintamente en rocas ígneas, rocas sedimentarias u otras rocas metamórficas, cuando éstas quedan sometidas a altas presiones (de alrededor de1.500 bar (unidad de presión), altas temperaturas (entre 150 y 200 °C) o a un fluido activo (que provoca cambios en la composición de la roca, aportando nuevas sustancias a ésta).

1.1 CAUSAS DEL METAMORFISMO

Los agentes que intervienen en el metaforismo son el calor, la presión, la presencia de fluidos, la naturaleza previa de la roca que se va a ver afectada por el tiempo, esta son:

El calor.- puede proceder del contacto con un magma en migración, de la fricción entre placas tectónicas o del peso asociado a un enterramiento profundo, el cual produce compactación por re- cristalización que disipa energía en forma de calor.

La presión.- puede ser vertical y derivar del enterramiento, o tener otra dirección y deberse a la convergencia de placas o a la acción de fallas.

Los fluidos.- circulantes derivan de la diferenciación de magmas ascendentes, o son disoluciones acuosas alimentadas desde la superficie pero calentadas en regiones profundas. Aunque la composición se basa en el agua, sustancias disueltas en ella pueden desempeñar un papel fundamental en la transformación química de las rocas.

La composición.- inicial de la roca es importante. Una arenisca con gran cantidad de cuarzo sujeta a condiciones altas de presión y temperatura se convertirá en una cuarcita; pero si la roca inicial es una caliza, se convertirá en un mármol.

El tiempo.- es un factor importante, ya que hay procesos metamórficos que lo requieren.

TemperaturaEs el agente fundamental del metamorfismo, debido a que favorece las reacciones químicas. El calor puede provenir de:

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a.- Del ascenso del magma debido a su estado incandescente, el cual durante su trayectoria hacia la superficie terrestre, a través de las zonas de debilidad, provoca aumento de temperatura en las rocas encajonantes.b.- Del calor ordinario que existe a profundidad, debido al gradiente geotérmico (1 grado por cada 33 m de profundidad).c.- Del calor que se desprende de las reacciones exotérmicas producidas por la desintegración de los minerales radioactivos.d.- Del calor producido por la fricción de dos grandes masas que son empujadas sobre una roca.

La acción de la temperatura comienza a hacerse notar en el metamorfismo por encima de los 200 0 C. por debajo de esa temperatura los cambios de los minerales son poco importantes y forman parte del proceso de diagénesis.

Entre los 2000 y 8000 C, la transformación mineral es muy grande y la roca cambia notablemente de aspecto, por transformación de unos minerales en otros o por recrecimiento de los iniciales.Por encima de los 8000 C, comienza la fusión parcial y el proceso de migmatización y a temperaturas mayores se alcanza la anatexia o fusión total, con lo que la roca se convierte en magma.

Presión.Este agente produce cambios importantes en las rocas, comprimiendo los átomos que forman los minerales, lo que da lugar a un empaquetamiento más apretado. Esto origina una recristalización de los minerales existentes y además la formación de nuevos minerales, principalmente anhidros y más densos. Hay que distinguir dos tipos de presiones diferentes:

- La presión litostática o confinante, se desarrolla en las rocas profundas y se debe al peso del material suprayacente, es una presión no dirigida que se ejerce en todas direcciones, de la misma manera que la presión hidrostática nos comprime el cuerpo por igual en todas direcciones cuando nos sumergimos en el mar. Esta presión conduce al cambio de volumen y da como resultado la formación de una trama granular.

- Las Presiones dirigidas, se desarrollan allí donde hay movimientos de la corteza (son de origen tectónico).

La presión, en general, tiene varios efectos sobre las rocas en la que actúa:

- Dificulta o impide los procesos de fusión, desgasificación, los que implican aumento de volumen y el desarrollo de redes cristalinas poco densas, es decir, favorece el desarrollo de minerales con redes cristalinas densas.

- Cuando actúa sobre rocas frías, tiende a producir roturas (cataclasis) y produce rocas trituradas que se llaman milonitas.

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- La presión que actúa en un ambiente de temperatura elevada favorece la deformación plástica de las rocas. Las rocas así deformadas se llaman tectónicas y tienen sus minerales orientados de acuerdo con las presiones dirigidas, adquiriendo estructuras planares.

Los tipos de presión sobre las rocas: a la izquierda, una esfera de referencia es comprimida por la presión confinante, sin perder su forma. A la derecha, las presiones dirigidas que se añaden a la

presión confinante, deforma la esfera de referencia.

Fluidos químicamente activos.

Como es sabido, los magmas contienen grandes cantidades de gases y vapores de agua que al penetrar a través de la red intergranular de las rocas desempeñan un papel importante en el metamorfismo de las mismas. Estos fluidos conocidos como mineralizadores actúan con efectos principales:

a.- Favorecen las reacciones entre los distintos minerales que constituyen la roca original, pero sin cambiar la composición química global y formando nuevos minerales estables en las nuevas condiciones geológicas.b.- Introducen iones diferentes en la roca, que al reaccionar con los minerales de esta, formarán nuevos minerales de tal manera que la composición química final será diferente a la inicial. A este proceso se le conoce como metasomatismo.

El agua es el fluido activo principal, ayudada por el bióxido de carbono, los ácidos bórico, clorhídrico y fluorhídrico y otras emanaciones de los plutones magmáticos, que actúan como catalizadores o disolventes y facilitan las reacciones químicas y el ajuste mecánico. Su poder depende de la cantidad y clase de las emanaciones magmáticas, la presión a la que actúan y la porosidad de las rocas invadidas.

En suma, el metamorfismo debe entenderse, en un marco de equilibrio físico químico: los minerales son combinaciones químicas estables en unos intervalos de presión y temperatura, sobrepasados estos, el sistema evoluciona para adquirir un nuevo ordenamiento estable, en equilibrio con las nuevas condiciones. Es evidente que el establecimiento de nuevos equilibrios requiere considerable tiempo.

El metamorfismo puede ser debido a la simple presión orogénica, que actúa en una dirección determinada siendo entonces dinámico; en otros casos se debe a la elevación de la temperatura, ocasionada localmente por la intrusión de un magma, en

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este caso el metamorfismo, esencialmente térmico, se denomina de contacto. Pero en el caso más general, el metamorfismo en las partes profundas del geosinclinal, afecta a regiones extensas de la corteza terrestre, por lo que recibe el calificativo de regional o termodinámico, por haberse debido a la acción combinada de presión-temperatura.

Cuando un conjunto de rocas sufre metamorfismo como sistema cerrado, es decir sin aportes o pérdidas de materia con respecto al exterior, se dice que se realiza un metamorfismo Isoquímico, que consiste en una simple reorganización de sus minerales, de modo que entre cristales adyacentes puede haber trasiego de elementos químicos, pero la posición del conjunto no varía. Las rocas producidas por este metamorfismo, se llaman genéricamente ectinitas.

En cambio, si la transformación se produce en sistema abierto, con aportes o pérdidas en relación con las rocas de alrededor no afectadas por el metamorfismo, se dice que este es un metamorfismo alquímico. La composición global se hace diferente y las rocas finales se las llama a veces migmatitas, cuando hay un aporte de fluidos (migma).

1.2 FACTORES QUÍMICOS Y FÍSICOS QUE CONTROLAN EL METAMORFISMO

a) Temperatura: Desde la superficie de la tierra hacia el interior, la temperatura crece por término medio 30ºC cada kilómetro de profundidad => es el valor del gradiente geotérmico medio => no es un valor constante en todos los lugares => es mínimo en las zonas alejadas de los bordes de placas litosféricas y en las fosas oceánicas (6ºC/km) y máximo en las dorsales y zonas de formación de montañas, donde pueden alcanzar valores de 100ºC/km. Este gradiente observado en la corteza tampoco es constante con la profundidad, de hecho disminuye con la misma. De no ser así el núcleo terrestre alcanzaría temperaturas de 200.000ºC, las cuales son incompatibles con la existencia de un núcleo en interno en estado.

b) Presión: Aumenta en profundidad de una forma constante y homogénea en las zonas intraplacas y con variaciones en los bordes de placas: así en los bordes destructivos, donde hay convergencia y frotamiento entre placas, la presión es mayor que en los bordes constructivos donde los esfuerzos son distensivos debido a la separación de placas entre sí. Salvo en estos casos que hay adición o sustracción de presión, el valor de ésta en un punto determinado del interior de la tierra, resulta del peso de la columna de roca situada en ese punto:

PRESION LITOSTÁTICA O DE CARGA (teniendo en cuenta que las rocas son rígidas y presentan su propia resistencia).

PRESIÓN DE CONFINAMIENTO: Suma de la Presión litostática y la Presión de fluidos => En el caso de rocas porosas (la mayor parte tienen un tanto por ciento de poros) estas cavidades no aparecen secas, sino que están

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rellenas de fluidos (agua, petróleo, etc.), y están sometidas a una presión propia que se llama presión de fluidos.

PRESION DE FLUIDOS, cuyo valor puede ser mayor, igual o menor que la Presión Litostática la cual actúa y se trasmite a través de los granos y de los contactos de éstos entre sí. La Presión en geología se mide en bares o kilobares (1000 bares); 1bar= 1Kg/cm2 aproximadamente a 1 atmósfera = 1,033 kg/cm 2. La presión aumenta 0,3 Kilobares por kilómetro de profundidad.

El metamorfismo de las rocas se realiza mediante sucesivos cambios de fase. Es decir mediante la desaparición de formas ya inestables y la aparición de otras formas en equilibrio con el medio. Estos cambios de fase pueden realizarse por:

Transformaciones Polimórficas, en las cuales el compuesto sigue siendo el mismo.

Reacciones químicas en las cuales se obtienen nuevos compuestos:

- Reacciones sólido-sólido: aquellas que no intervienen fases gaseosas como el agua, dióxido de carbono, incluidas las reacciones polimórficas en las que el compuesto final e inicial es el mismo. Ej. : albita= jadeíta + cuarzo.

- Reacciones de disociación: aquellas que si intervienen las fases gaseosas. Ej.: Moscovita= ortosa + corindón + agua.

La aparición en una serie metamórfica de algunos minerales está condicionada sobre todo por la temperatura.

PARAGENESIS MINERAL: es la asociación de varias fases minerales estables en un mismo intervalo de Presión y Temperatura. Cuando ocurren las reacciones químicas, el tamaño del grano va creciendo progresivamente. Cuanto mayor es el grado de metamorfismo mayor es el tamaño del grano. Los minerales tienden a crecer de tamaño según progresa el metamorfismo para así alcanzar los estados de mínima energía posible dentro del nivel energético correspondiente a cada caso, y así disminuye la superficie de separación entre los mismos. A este proceso de formaci6n y crecimiento delos minerales se llama blastesis. Cuando las transformaciones mineralógicas suponen cada vez mayor grado de metamorfismo (fases minerales a mayor temperatura y presión son estables), las reacciones metamórficas producidas en este sentido son lentas y necesitan millones de años.

METAMORFISMO PROGRESIVO:

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(Retrometamorfismo) Son lentas, las reacciones de adaptaci6n de las facies estables a alta temperatura y presión a valores más bajos de estos parámetros.

1.3 TIPOS DE METAMORFISMO

Existen varios tipos de metamorfismo debido a la diversidad de causas que lo producen. Una clasificación genética (por el origen) del metamorfismo distingue entre metamorfismo de contacto (debido al calor que transmite a una roca un cuerpo intrusivo); metamorfismo dinámico o cataclástico, debido a presiones dirigidas por la acción de fallas, metamorfismo regional, la forma más importante, donde se produce una transformación extensa y profunda por la acción simultánea de temperaturas y presiones altas, como ocurre en bordes de placa convergentes. Hay además un metamorfismo hidrotermal, debido a la penetración de fluidos calientes y químicamente activos, y un metamorfismo de choque, un fenómeno localizado que se produce por el impacto de meteoritos y cometas contra la superficie rocosa del planeta. Existen otros tipos de metamorfismo menos frecuentes, como el metamorfismo de rayos o el metamorfismo de incendio. Los principales tipos de metamorfismo dependen del carácter de la energía aportada para su puesta en marcha, que puede ser en forma de calor o en forma de presión

Los procesos y lugares geológicos en los que se puede producir metamorfismo son muy diversos. Se podrían agrupar en dos categorías:

- No relacionado con bordes de placas:o Metamorfismo de impactoo Metamorfismo de enterramientoo Dinamometamorfismoo Metamorfismo térmico o de contacto

- Relacionados con bordes de placao Metamorfismo regional

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A. METAMORFISMO REGIONAL:

Es el producto del hundimiento de la corteza a zonas profundas donde la presión y la temperatura explican todos los cambios esenciales en los minerales y en la estructura de la roca.

Es el más importante por el volumen de rocas alas que afecta y va ligado a las fases de plegamiento en la formación de las montañas. Se caracteriza porque las rocas matrices se ven sometidas simultáneamente a aumentos de presiones dirigidas y de temperatura y se transforman en tectónicas de diverso grado.

Se desarrolla en forma progresiva, desde las zonas superficiales de la corteza terrestre hasta la más profunda de los geosinclinales, a medida que aumentan también progresivamente la presión y la temperatura a que van estando sometidas las rocas. Por esta razón, al ser un proceso gradual, tanto más intenso cuanto mayores hayan sido los factores de presión y temperatura que han actuado, las rocas metamórficas resultantes formarán series en las que también las transformaciones van aumentando progresivamente.

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En un macizo montañoso, afectado por el metamorfismo regional, se pueden estudiar las sucesivas “zonas de metamorfismo”, como consecuencia de la acción combinada de la elevación isostática y de la denudación por los agentes de la dinámica externa. En la parte central, aflora el granito de anatexia y en las regiones periféricas, aparecen sucesivamente las migmatitas, los Gneis, las micacitas y esquistos y las pizarras, que son las rocas de metamorfismo más bajo y suelen contener fósiles.

Granito de anatexia migmatita

sgneis

Micacitas y esquistos Pizarras

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En este metamorfismo intervienen conjuntamente presión y temperatura. Como los gradientes de ambos son variables, este metamorfismo podríamos subdividirlo en muchos subtipos.

En 1973, Miyashiro, estableció la existencia de dos cinturones de metamorfismo:

- Metamorfismo de alta presión y baja temperatura (facies de esquistos azules o esquistos con glaucofana)

- Metamorfismo de alta temperatura y baja presión (facies más características como esquistos verdes, anfibolitas y pizarras, esquistos, gneis y migmatitas).

Al abarcar este tipo de metamorfismo zonas tan amplias, se hace inoperante esta clasificación en trabajos especializados, en los que sí en cambio se utilizan los conceptos de mineral índice y de “zona metamórfica”. Dentro del metamorfismo regional se distinguen tres zonas que se diferencian entre sí por las condiciones de presión y temperatura:

Región de baja temperatura y alta presión: Estás regiones se localizan en las zonas de subducción.

Región de alta temperatura y alta presión: En los núcleos de los orógenos, donde la profundidad de enterramiento es muy grande, y abundan las intrusiones de andesita.

Región de baja temperatura y baja presión: En zonas más superficiales de los orógenos.

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Grubennan hizo una división por “zonas” en función de la presión y temperatura alcanzadas, caracterizada cada una de ellas por una serie de minerales y rocas (paragénesis minerales):

Epizona (piso alto). Cuarcita, granito pizarroso, granito milonitizado, filita y pizarras. La presión y temperatura son bajas.

Mesozona (piso medio). Cuarcita, pizarras micáceas, mármol, anfibolita, eclogita. La presión y temperatura son moderadas (entre 700 y 900°C).

Catazona (piso profundo). Ortogneis, paragneis, granulita, grafito, gneis de hornablenda. Las temperaturas están entre 1500 y 1600°C y hay fuerte presión.

En una etapa temprana se nos formaría:

En una etapa más avanzada:

En una etapa profunda tendríamos:

B. METAMORFISMO TÉRMICO O DE CONTACTO

También conocido como metamorfismo térmico, se produce a causa de intrusiones ígneas que alcanzan zonas relativamente frías y superficiales de la corteza, las que se calientan conforme el magma se enfría. Es por tanto un metamorfismo de alta temperatura y baja presión que origina aureolas concéntricas en torno a la roca ígnea, cuya extensión depende del volumen de magma incluido.

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Si2O5) Al2(OH)4 (Caolinita) + K Si2O5) Al2(OH)4 (Caolinita) + K Si3AlO10) K Al2OH)2 (Moscovita) + H2OSi3AlO10) K Al2OH)2 (Moscovita) + H2O

Si2O5) Al2(OH)4 (Caolinita) + (Mg, Fe)Si2O5) Al2(OH)4 (Caolinita) + (Mg, Fe) Clorita + H2OClorita + H2O

Clorita + Fe (Si3AlO10)K (Mg, Fe)3 (OH)2 (biotita) + H2O + Al

Moscovita + SiO2 Moscovita + SiO2 (Si3AlO8)K (ortosa) + Al2O3 + H2O(Si3AlO8)K (ortosa) + Al2O3 + H2O

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Son rocas típicas de este metamorfismo, las corneanas y esquistos moteados, que se caracterizan por minerales que crecen al azar al no estar sometido a presiones dirigidas. Es esencialmente térmico y se produce cuando asciende un magma a zonas más superficiales. Afecta exclusivamente a las rocas más próximas al cuerpo intrusivo, originando unas aureolas concéntricas bien marcadas, que se denominan “aureolas metamórficas”.

Cada “aureola” se caracteriza por la presencia de un determinado mineral índice.

El tamaño de la aureola, y por lo tanto la intensidad del metamorfismo depende fundamentalmente de dos factores:

- Relación entre la temperatura de la intrusión y la roca encajante.

- Tamaño del plutón

C. METAMORFISMO CATACLASTICO

El metamorfismo cataclástico es aquél que tiene lugar en la cercanía de fallas, cabalgaduras y zonas de amplia perturbación tectónica. La modificación principal que produce es una disminución gradual en el tamaño de los minerales constituyentes sin que se formen asociaciones mineralógicas características, como es el caso del metamorfismo regional y de contacto, debido a que durante su transcurso no acaecen elevaciones importantes en la temperatura. No obstante, los procesos cataclásticos pueden venir acompañados de una recristalización, que unas veces es incipiente y en otros casos es dominante.El metamorfismo cataclástico, pues, se desarrolla en los siguientes ambientes:

Fallas de desplazamiento lateral, como las transcurrentes de los continentes y las transformes del fondo oceánico.

Fallas inversas y cabalgaduras Áreas volcánicas

Un tipo especial de metamorfismo cataclástico es el metamorfismo de impacto producido por el choque de los meteoritos con la superficie terrestre. Cuando el proceso cataclástico tiene lugar a profundidades someras de la corteza se obtiene una brecha de fallas, por lo general de grano tan fino, que no es posible determinarla a simple vista. Esta roca es susceptible a la alteración química debida a la acción de las aguas subterráneas que la atraviesan dando lugar a un material arcilloso, con frecuencia susceptible a una erosión rápida, lo que se traduce en una depresión topográfica que permite reconocer la falla con relativa facilidad; sin embargo, la brecha de falla puede sufrir una recristalización que la haga resistente ala erosión ocasionando un relieve positivo.

D. METAMORFISMO HIDROTERMAL

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Rocas existentes

Rocas magmáticas

Aureola metamórfica

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Es un tipo de metamorfismo térmico causado por la circulación de fluidos calientes ricos en H2O. Este tipo de metamorfismo puede ir acompañado de metasomatismo.Se produce cuando hay una interacción entre las rocas y agua caliente químicamente activa. Es un metamorfismo asociado a la presencia de fluidos calientes que contienen gran cantidad de iones disueltos. Si debido a la interacción de la roca con los fluidos hay sustracción o adición de compuestos químicos, se denomina metasomatismo. Aunque se produzcan cambios en la composición química de las rocas, se mantiene constante el volumen molar, tratándose de un proceso isocórico.

E. METAMORFISMO POR SOTERRAMIENTO

Ocurre en las cuencas sedimentarias en consecuencia de la solidificación de los sedimentos debido al soterramiento por los sedimentos sobreyacentes. La temperatura y la presión contribuyen al metamorfismo, la temperatura, puesto que la temperatura sube con la profundidad. Las rocas correspondientes son caracterizadas por temperaturas de recristalización bajas y por la ausencia de deformaciones. La transición entre la diagénesis y el metamorfismo por soterramiento es continua. El metamorfismo de soterramiento es anorogénico y ocurre en la mayoría de las cuencas sedimentarias de los océanos y en las grandes cuencas sedimentarias en el interior de placas tectónicas, actualmente por ejemplo en el golfo de México.

F. METAMORFISMO DE IMPACTO

Está ligado exclusivamente a los lugares de choque de meteoritos sobre la superficie terrestre. Las temperaturas resultantes del impacto pueden alcanzar, en breves momentos, el punto de fusión de muchos silicatos tras lo cual, el rápido enfriamiento da lugar a vidrios de composición muy diversa.

G. METAMORFISMO DE ENTERRAMIENTO

Esquema de una cuenca sedimentaria con un gran espesor de sedimentos. En las zonas más profundas se produce un metamorfismo de enterramiento.

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Es característico de algunas cuencas con hundimiento progresivo (subsidencia), que posibilita la acumulación de sedimentos con espesores de 10 a 12 km. A esta profundidad la presión alcanza 3 Kbares y la temperatura dependerá del gradiente geotérmico de la zona, pudiendo alcanzar en la mayor parte de los casos, los 300º C.

Estas características de P y T corresponden a un grado muy bajo de metamorfismo y los minerales más frecuentes que suelen originarse son las zeolitas (tectosilicatos)

Las rocas afectadas suelen conservar el aspecto y la mayor parte de las estructuras sedimentarias de las rocas de las que proceden.

H. DINAMOMETAMORFISMO

Se produce en zonas de fractura con movimientos importantes entre los bloques. La energía mecánica invertida, parte se transforma en calor debido al rozamiento.

Suele ser muy restringido (en el espacio), ocupando una banda de anchura variable, según la intensidad del proceso y la litología o tipo de roca original (las rocas duras y rígidas: cuarcitas, granitos, basaltos, dan una franja ancha; las rocas blandas, más plásticas: arcillas, yesos, dan una menor brechificación).

Rocas originadas:

Brechas de falla: Cuando el proceso no es demasiado intenso y/o las rocas relativamente blandas.

Milonitas: Cuando el proceso es muy intenso, los fragmentos llegan a ser microscópicos.

Pseudotaquilitas: La elevación de la temperatura puede llegar a producir una fusión vvvvparcial o total, obteniéndose una roca de aspecto vítreo.

1.4 TEXTURAS METAMORFICAS

Las rocas metamórficas tienen exclusivamente textura cristaloblástíca. Los minerales, que se denominan blastos, crecen en un medio esencialmente sólido por transformación de minerales preexistentes, o como resultado de alguna reacción entre dos o más fases preexistentes. Dicho proceso se denomina blástesis, y a la textura resultante se la denomina cristaloblastica.La aparición de una textura cristaloblástica supone la desaparición de cualquier otra textura que existiera anteriormente en la roca original o protolito.Sin embargo, en áreas metamórficas de bajo grado, pueden quedar restos de la textura original de la roca como relicta.Las texturas cristaloblásticas pueden ser agrupadas en cuatro tipos morfológicos dependiendo del hábito de los cristales que la forman. Estos cuatro grupos deben ser tomados como términos extremos o miembros finales, siendo cualquier otra textura una combinación de dos o más de ellos.

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Anteriormente dijimos que uno de los cambios que sufren las rocas al someterse a las condiciones de metamorfismo son los cambios texturales. Estos consisten en la reorientación de los minerales que tienen una dirección predominante, esto es, o bien son planos, o presenta una dirección mayor que las otras dos (minerales alargados). La orientación de todos estos minerales según la dirección de mínima presión se denomina foliación.En el esquema unas flechas que indican la actuación de fuerzas compresivas. La dirección de las flechas indica la dirección de máximo esfuerzo.En el primer paso, los minerales planos y alargados están orientados de forma aleatoria, en todas las direcciones posibles.A medida que aumenta la presión, estos minerales van girando, para orientarse según la dirección de mínima presión (perpendicular a la dirección de máximo esfuerzo).Finalmente, todos los minerales planos presentan la misma orientación, dando lugar a la foliación.

a) Foliación: El término foliación (foliatus: en forma de hoja) se refiere a cualquier disposición planar (casi plana) de los granos minerales o los rasgos estructurales del interior de una roca. Aunque hay foliación en algunas rocas sedimentarias e incluso en unos pocos tipos de rocas ígneas' es una característica fundamental de las rocas que han experimentado metamorfismo regional, es decir unidades rocosas que se han plegado y se han deformado enormemente. En los ambientes metamórficos, la foliación es provocada, en última instancia, por los esfuerzos compresivos que acortan las masas rocosas, haciendo que los granos minerales de las rocas preexistentes desarrollen alineamientos paralelos o casi paralelos. Son ejemplos de foliación el alineamiento paralelo de los minerales con hábito planar y/o los minerales alargados; el alineamiento paralelo de las partículas minerales y los cantos aplanados; el bandeado composicional donde la separación de los minerales oscuros y claros genera un aspecto laminar, y la pizarrosidad cuando las rocas se separan con facilidad en capas delgadas y tabulares a lo largo de superficies paralelas. Se distinguen varios tipos de foliación dependiendo de la mineralogía de la roca madre y del grado de metamorfismo:

Pizarrosidad: Minerales planares y bajo grado de metamorfismo. Esquistosidad: Metamorfismo de grado medio-alto. Bandeado gneísico: El grado de metamorfismo es alto, produciéndose

la segregación de los minerales en capas.

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b) Textura Granoblástica: El término granoblástico se refiere al hecho de que los minerales, en el metamorfismo, aumentan de tamaño debido a procesos de recristalización que reciben el nombre de blástesis.Los cristales forman un mosaico de granos más o menos equidimensionales. Los contactos entre granos tienden a formar 120º en puntos donde se juntan tres de ellos (denominados puntos triples). Esto se debe a que esta disposición morfológica en más estable, ya que se minimiza la superficie total de contactos entre granos y por ende la energía de superficie, por comparación con otras disposiciones que implican contactos al azar. Esta textura es común en rocas mono minerálicas como cuarcitas y mármoles, así como en rocas de grado metamórfico muy alto como granulitas.

c) Textura Porfidoblastica: Está definida por la presencia de blastos de tamaño de grano mayor (porfidoblastos) que el resto de los minerales que forman la matriz en la que se engloban. La matriz por su parte puede tener cualquiera de las texturas anteriores (grano-, lepido- o nematoblástica), o una combinación de ellas. Cualquier tipo de roca metamórfica puede tener textura porfidoblástica, y los porfidoblastos pueden ser de cualquier mineral que la forme.

Si consideramos la geometría de las rocas metamórficas a escala macroscópica, existen dos tipos de estructuras metamórficas:

- Las estructuras no orientadas, son características de las corneanas y también de algunas rocas de metamorfismo no térmico, en las que el crecimiento de los minerales queda poco influido por las presiones dirigidas, en general, los mármoles presentan estructuras no orientadas y masivas.

- Las estructuras orientadas, pueden mostrar orientación laminar cuando la roca tiende a partirse según superficies más o menos planas, y orientación lineal cuando se parte en astillas. Las primeras se producen porque existen minerales laminares (micas, etc) que se colocan todos ellos aproximadamente paralelos a la dirección de las presiones dirigidas. Se distinguen las siguientes estructuras laminares:

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Porfiroblástica Granoblástica

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- Estructura pizarrosa, La roca se parte fácilmente a favor de superficies planas muy perfectas y se pueden separar en lajas muy finas. Las filitas o pizarras de techar se utilizan como tejas en algunos edificios precisamente por tener esta estructura. Las rocas con estructura pizarrosa se llaman pizarras y se dice que tienen pizarrocidad.

- Estructura esquistosa, Las rocas con esta estructura se parten también en placas, pero las superficies de rotura no son totalmente lisas, sino rugosas, pues hay ya bastantes minerales laminares recrecidos que tienden a dificultar la rotura perfectamente plana. Las rocas con estructura esquistosa se llaman esquistos y presentan esquistocidad. En los esquistos hay abundantes micas neo formadas.

- Estructura néisica, es propia de los néises, que son rocas muy transformadas por el metamorfismo y en las que se han formado minerales laminares y minerales no laminares, estas rocas tienden a partirse muy groseramente en placas, cuyas superficies de rotura se muestran siempre alabeadas. Además de su estructura, los néises vienen definidos por un contenido superior al 10% en feldespatos neo formados.

d) Textura nematoblástica: La roca metamórfica es caracterizada por la presencia de cristales columna resprismáticos, por ejemplo por anfíboles prismáticos en un esquisto de antigorita o por sillimanitas prismáticas en un gneis.

e) Textura fibroblástica: La roca es caracterizada por la presencia de cristales fibrosos, por ejemplo de sillimanitas fibrosas de un gneis.

f) Textura poiquiloblástica. La textura poiquiloblástica es caracterizada por minerales metamórficos, que incluyen numerosos minerales más pequeños o relictos

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Pizarrosa Esquistos

Néisica

Migmatític

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minerales. Se debe al crecimiento nuevo de minerales metamórficos alrededor de numerosos relictos de minerales originarios, por ejemplo: ortoclasas, que incluyen minerales diminutos de plagioclasa, cuarzo y biotita de un gneis.

1.5 ROCAS FOLIADAS

Su nombre depende principalmente del tipo de foliación presente, adicionando los minerales más importantes de su composición. Por ejemplo, esquisto cuarzo biotitico, neis cuarzo feldespato biótico, etc.

Presentan una textura foliada, es decir, una disposición en planos de los minerales. Ejemplos:

Pizarra: grano muy fino, con clivaje muy marcado debido a la orientación de los filosilicatos (micas). No se observan sus componentes minerales. Brillo sedoso.

Roca foliada de grano muy fino compuesta por pequeños cristales de mica.Se origina casi siempre por el metamorfismo en grado bajo de lutitas, por lo que pueden conservar los planos originales de estratificación de la lutita. Sin embargo, su orientación de planos de foliación forma un ángulo pronunciado con la estratificación original por lo que se escinden cortando plano de estratificación, a diferencia de las lutitas, que lo hacen a lo largo de dichos planos. En menor frecuencia se pueden originar, a partir de cenizas volcánicas.

Gnesis: Foliación de grano grueso, badeamiento. Se caracteriza por la alternancia de bandas claras: (leucocráticas) de composición cuarzo-feldespáticas que alternan con bandas oscuras melanocráticas compuestas por micas y anfíboles. Textura gnéisica. A mayor bandeamiento, menor foliación.

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Término aplicado a las rocas metamórficas bandeadas que contienen fundamentalmente minerales alargados y granulares (en oposición a los planares). Los minerales componentes más comunes son cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa, cantidades menores de moscovita, biotita y hornoblenda. Pueden incluir grandes cantidades de cristales de minerales accesorios como granate y estaurolita. También pueden estar compuestos también mayoritariamente por minerales oscuros como los que forman el basalto. Una roca rica en anfíbola que tenga textura gnéisica se denomina gneis anfibólico.

1.6 ROCAS NO FOLIADAS.

Cuando las rocas metamórficas no presentan foliación, se denominan según la composición mineral. Por ejemplo, si la roca en cuarzo, se llama cuarcita, pero si está compuesta de calcita, se llama mármol.

No presentan una textura foliada. Ejemplos:

Mármol. Roca metamórfica cristalina de grano grueso que deriva de calizas o dolomías.

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Cuarcita: Roca metamórfica muy dura casi siempre formada a partir de arenisca rica en cuarzo. Bajo metamorfismo moderado ha elevado, los granos de cuarzo de la arenisca se funden y recristaliza en forma completa, de tal manera que cuando se rompe, la cuarcita no se escinde entre los granos originales, sino a través de ellos.

1.7 METAMORFISMO REGIONAL Y GRADO DE METAMORFISMO

Producido en las zonas de subducción o bordes destructivos de placa. Es el de las zonas orogénicas la cual abarca grandes extensiones. Actúa la presión y temperatura.

a) Metamorfismo regional de alta presión y baja temperatura: Se produce en la zona de subducción situada en la fosa oceánica => los materiales (sedimentos y rocas ígneas) atrapadas entre las dos placas llegan a sufrir intensas deformaciones de su estructura original formándose lo que se denomina Melange (mezcla). Las rocas resultantes aparecen asociadas a los melanges mencionadas se denominan Esquistos Azules. La baja temperatura está condicionada por la propia temperatura de la placa oceánica subducente, la cual llega a esta zona después de haber sufrido un prolongado enfriamiento desde el momento en que se formo la dorsal.

b) Metamorfismo regional de alta temperatura y presión baja o intermedia: Producido sobre el piano de Benioff (por encima). Se produce una serie de minerales índice cuya aparición permitir definir las sucesivas zonas metamórficas.

1.7.1. Grado de metamorfismo y roca original

El término grado metamórfico fue introducido por Tilley (1924) para referirse a “el grado o estado de metamorfismo” y, más en particular, “a las condiciones de P-T

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específicas bajo las cuales se ha formado una roca”. Como en aquel momento no se conocían las condiciones de P y T de formación de las rocas metamórficas y, además, se pensaba que la temperatura era el factor más importante del metamorfismo, se generalizó el uso del término “grado” como un sinónimo de temperatura. En los años 70 Winkler (1979) propuso un esquema de subdivisión del metamorfismo en grados metamórficos (muy bajo, bajo, medio y alto), basado en reacciones metamórficas en rocas comunes. Sus subdivisiones marcan fundamentalmente cambios de temperatura y son bastante insensibles a los cambios de presión.

Las rocas originales, de cuya transformación han resultado las rocas metamórficas, pueden ser cualquiera de las presentes en la superficie terrestre, incluso otras rocas metamórficas.

Las rocas metamórficas, al ser la transición entre las sedimentarias y las ígneas, pueden presentar caracteres heredados de las rocas sedimentarias (restos orgánicos, estructuras sedimentarias...), convergentes con las rocas ígneas (estructuras magmáticas), y además de los suyos propios.

ROCA BASEESTADO DE TRANSICIÓN

ROCA METAMÓRFICA

Shale(lutita) Metasedimentos

pizarra, filita,esquisto, pargneis

Arenisca Metasedimentos cuarcita, hornfelsCaliza Caliza cristalina Mármol

Basalto Metavulcanitaesquito,

anfibolitaGranito Intrusivo gnésico Ortogneis

CarbonesMetasedimentosgrafitosos

esquistos grafitosos

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División aproximada del metamorfismo según el

concepto de grado metamórfico (grado muy

bajo, bajo, medio, alto y muy alto). Estas subdivisiones dependen sobre todo de la temperatura. De fondo se muestra la posición de las

diferentes facies metamórficas.

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La diferenciación precisa de una roca metamórfica puede realizarse según la definición de “límites del metamorfismo”:

Límite superior: Fusión y aparición de una fase fundidaMigmatitas

Límite inferior: Diagénesis (aprox. 10 a 12 km.)Aparición uno o varios minerales metamórficosCarbonización restos vegetales (hulla) y Desaparición del petróleo

1.7.2. Facies metamórficas

Definido por el finlandés Eskola (1915). Es una extensión del concepto Paragénesis mineral. Es una asociación de una o varias paragénesis aparece condicionada a los gradientes depresión y temperatura y composición química de la roca. Una facies por englobar una o más paragénesis, contendría varias zonas metamórficas y varios minerales índices. Se llama facies metamórfica: al conjunto de rocas o asociaciones de minerales formadas en un mismo intervalo de P y T.

Hoy en día la clasificación de facies mantiene sólo divisiones amplias del espacio P-T, pero el número exacto de facies varía de autor a autor.

Se utilizan, sobre todo, para el metamorfismo regional de metabasitas y de metapelitas (éstas en conjunción con los esquemas de zonas minerales descritos en la sección anterior).

La clasificación de facies metamórficas adoptadas por Yardley (1989) en su libro de texto, como una solución de compromiso es actualmente válida. Esta división del espacio P-T considera las siguientes 11 facies:

• Facies de ceolitas• Facies de prenhita - pumpellyita (Prenh-Pump en la figura 5.3)• Facies de esquistos azules• Facies de eclogitas• Facies de esquistos verdes• Facies de anfibolitas• Facies de granulitas• Facies de corneanas con albita-epidota (Cor. A-E en la figura 5.3)• Facies de corneanas anfibólicas (Cor. Hbl en la figura 5.3)• Facies de corneanas piroxénicas (Cor. Px en la figura 5.3)• Facies de sanidinitas

16

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Pro

fun

did

ad

ap

roxim

ad

a

(km

)Pr

esi

ón

(k

bar)

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Eclogitas 5014

12 40

10

8

6

Esquistos verdes

4

2

Anfibolitas

30

Granulitas

20

10

Cor. Hbl Cor. Px Sanidinitas

100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 Temperatura (ºC)

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Distribución de las diferentes facies metamórficas sobre un diagrama P-T. Los límites entre facies no son abruptos y se muestran aquí en gris. En estas zonas las asociaciones minerales que se desarrollan son intermedias entre las de las facies que separan.

Es conveniente agrupar estas facies en cuatro grupos:

1. Facies de presión moderada y temperatura de media a alta. Incluye las facies de esquistos verdes, anfibolitas y granulitas y engloba a la práctica totalidad de las rocas metamórficas más comunes. Las zonas minerales de los Highlands escoceses (introducidas en el tema 1) per- tenecen a las facies de esquistos verdes y de anfibolitas; las rocas en facies granulita se forman a grados todavía más altos.

2. Facies de grado muy bajo. Estas facies se definieron más tarde que las demás, principalmente a través de los trabajos de Coombs en Nueva Zelanda (Coombs, 1961). Este grupo incluye las facies de ceolitas y de prenhita-pumpellyita.

3. Facies de metamorfismo de contacto. A las presiones bajas y temperaturas relativamente altas que caracterizan el metamorfismo de contacto se desarrollan unas asociaciones minerales bastantes distintivas, aunque existe también solapamiento entre algunas de estas asociaciones y las correspondientes a las facies de temperaturas similares pero de presiones más al- tas. Este grupo incluye, de temperaturas bajas a temperaturas altas, las facies de corneanas de albita epidota, corneanas anfibólicas, corneanas piroxénicas y sanidinitas.

4. Facies de alta presión. Incluye las facies de esquistos azules y de eclogitas y representan condiciones de presiones inusualmente altas que producen fases con una densidad alta. Las rocas ígneas básicas metamorfizadas en condiciones de facies de esquistos azules obtienen su color “azul” característico (normalmente más gris azulado que azul) de la presencia del anfíbol sódico glaucofana (en lugar del anfíbol cálcico de color verde, mucho más común). Del mismo modo, la facies de eclogitas se caracteriza en las metabasitas por la presencia de clinopiroxeno sódico (onfacita), en lugar de los clinopiroxenos cálcicos normales a presiones más bajas.

En ocasiones, las facies de ceolitas y de prenhita pumpeliita se unen en una sola denominada facies de sub-esquistos verdes y la facies de anfibolitas se subdivide en dos: la facies de anfibolitas con epidota y la facies de anfibolitas sensu stricto.

En el siguiente cuadro podemos observar de una manera resumida los diferentes tipos de facies, su asociación mineral y su relación con la presión y la temperatura:

Facies Asociación mineralRelación

presión/temperatura

Facies de zeolitas

Zeolitas, como la heulandita o la laumontita

media

Facies de sub-esquistos

verdes

Prehnita + pumpellyita, prehnita + actinolita, pumpellyita + actinolita

media

Facies de esquistos

verdes

Actinolita + albita + clorita + epidota + cuarzo

media

Facies de anfibolita con

epidota

Hornblenda + albita + epidota ± clorita ± granate

media

Facies de anfibolitas

Hornblenda + plagioclasa media

Facies de granulitas

Clinopiroxeno augítico + ortopiroxeno + plagioclasa ± granate ± pargasita ±

cuarzomedia

Facies de esquistos

azules

Glaucofana + albita + clorita ± granate ± actinolita ± paragonita ± fengita ±

onfacitaalta

Facies de eclogitas

Onfacita + granate ± lawsonita ± glaucofana ± barroisita ± epidota ±

distenaalta

Facies de corneanas de albita-epidota

Actinolita + albita + clorita + epidota + cuarzo

baja

Facies de corneanas

hornbléndicas

Hornblenda + plagioclasa ± anfíboles de Fe-Mg ± clinopiróxeno diopsídico +

cuarzobaja

Facies de corneanas piroxénicas

Clinopiroxeno augítico + ortopiroxeno + plagioclasa + olivino o cuarzo

baja

Facies de sanidinitas

Clinopiroxeno augítico + ortopiroxeno + plagioclasa + olivino con variedades de muy alta temperatura como pigeonita y

labradorita rica en K

baja

1.8 ZONAS DE METAMORFISMO DE CONTACTO

Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por ejemplo la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita.

1.8.1. Aureola de contacto

Se produce durante el metamorfismo de contacto. En la roca huésped se forma una zona de alteración denominada aureola alrededor del emplazamiento de magma. Los pequeños cuerpos magmáticas intrusivos, que generan diques y sills tienen aureolas de tan solo unos pocos centímetros de grosor. Por el contrario, los cuerpos magmáticos grandes que forman los batolitos pueden crear aureolas metamórficas de varios kilómetros de grosor.

Es el metamorfismo debido al contacto de la roca con una fuente intensa de calor, como ocurre cuando un magma ascendente entra entre rocas más superficiales (rocas encajantes). El magma tenderá a solidificarse a medida que se enfría, precisamente cediendo calor a las rocas circundantes. Las rocas metamórficas, cuando es éste el caso, aparecen formando una aureola metamórfica, alrededor de la intrusión.

En una aureola las rocas formarán zonas concéntricas, con las rocas resultantes de un metamorfismo más intenso cuanto más cerca del plutón. En este tipo de transformación no suele influir sólo el calor, sino también los volátiles que se escapan de la intrusión y que afectarán a la composición elemental de la roca (metasomatismo). Las rocas derivadas del metamorfismo de contacto no presentan rasgos estructurales mecánicos, tales como planos de exfoliación, sino que suelen ser rocas con una textura cristalina de grano fino. Se llama corneanas a las rocas más típicas entre las formadas así.

Las aureolas son las zonas donde tiene lugar el metamorfismo de contacto, los efectos más evidentes se marcan en las rocas pelíticas y calcáreas ya que su temperatura de formación es fría y el contacto con una roca caliente las altera fácilmente.

Los emplazamientos de los intrusivos y las aureolas se pueden clasificar en tres tipos diferentes:

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Emplazamiento Permitido. A nivel superficial siguiendo fracturas y zonas de debilidad, las aureolas están bien desarrolladas y la mineralogía se caracteriza por la transición andalucita - sillimanita.

Emplazamiento forzado. A profundidad media el magma tiene que forzar su introducción, la aureola esta débilmente desarrollada y pueden coexistir andalucita – sillimanita - cianita.

Por Reacción o Asimilación. En condiciones mas profundas donde se pueden encontrar migmatitas. Aquí no hay aureolas de contacto y la única transición que se puede observar es sillimanita - cianita.

El tamaño de la aureola depende de unos factores que controlan la transferencia de calor desde el plutón hasta la roca encajante. Estos factores son los siguientes:

Temperatura y tamaño de la intrusión. La conductividad térmica de la roca encajante, que va a controlar la tasa a la

que el calor se va transferir por conducción. La temperatura inicial de la roca encajante. El calor latente de cristalización del magma. El calor de las reacciones metamórficas. La cantidad de agua y la permeabilidad de la roca encajante, ya que la

presencia de agua puede provocar que el calor se transmita por convección.

Las aureolas pueden ser:

Rocas corneanas, Hornfelsicas o Cornubianitas. Texturalmente son granoblásticas o micro granoblásticas. En los Skarns puede haber bandeamiento metasomático. También puede haber rocas con textura vítrea como las porcelanitas (arcillas vitrificadas) o buchitas (areniscas vitrificadas).

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Una aureola de metamorfismo de un intrusivo al Sur de Nueva Zelanda presenta la siguiente estructura:

Características de la extensión de las aureolas.

Los minerales en el contacto pueden corresponder toscamente con los de la cata zona o mesozona del metamorfismo regional. Los de la zona exterior exhiben semejanzas a minerales de la epizona. La granularidad, porosidad y fluidos activos, son determinantes en el grado de metamorfismo y el ancho de la aureola. La distribución y extensión del metamorfismo dependen de las diferencias de composición y estructura

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de las rocas iniciales. Una roca porosa es más favorable al metamorfismo que una roca densa y compacta. Las rocas carbonatadas son más susceptibles al metamorfismo térmico.

Características de la extensión de las aureolas

En las aureolas de contacto es posible la distribución de una zona concéntrica de metamorfismo progresivo marcada por caracteres mineralógicos o estructurales diversos. Los agrupamientos minerales de la zona más interior de la aureola corresponden toscamente con los productos de la catazona o de la mesozona mientras que los de la zona más exterior exhiben semejanzas a minerales formados en condiciones de la epizona. Los minerales desarrollados en estas zonas parecen ser

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determinados esencialmente por la temperatura y la composición química de conjunto.

Además la granularidad, la porosidad y la disponibilidad de fluidos químicamente activos emanados de las inclusiones, son factores que ayudan a determinar el grado de respuesta metamórfica y el ancho de la aureola. En cualquier aureola la distribución y la extensión de la disposición zonal del metamorfismo de contacto progresivo dependen de gran parte de las diferencias de composición y estructura de las rocas iniciales. Las rocas carbonatadas son particularmente susceptibles al metamorfismo térmico mientras que las rocas sedimentarias cuarzo-feldespáticas son simplemente recristalizadas en agregados entrelazados de aquellos minerales con destrucción de sus caracteres clásticos que han quedado borrados. Una roca porosa es más favorable al metamorfismo que una roca densa y compacta.

1.8.2. Grado de metamorfismo y roca original

El metamorfismo de contacto ocurre cuando la transformación de las rocas se debe principalmente a las altas temperaturas a las que se ven sometidas. Esto se da cuando un magma intruye un cuerpo rocoso, y las altas temperaturas metamorfizan las rocas encajantes, formando una aureola de contacto. Esta aureola se dispone alrededor del cuerpo intrusivo, siendo el metamorfismo de mayor grado cuanto más cerca nos encontramos del plutón. Las rocas que forman la aureola se denominan corneanas, y se caracterizan por ser de grano fino con textura idioblástica o hipidioblástica (es decir, con cristales bien formados o parcialmente formados).

Rocas originadas:

Pizarras moteadas: Cuando el proceso ha afectado a una pizarra y conserva su estructura primaria.

Cornubianitas: Cuando el proceso es muy intenso puede llegar a desaparecer la estructura primaria de la roca.

1.9. TECTÓNICA DE PLACAS

Plutonismo, vulcanismo, alzamiento tectónico, metamorfismo, meteorización, transporte,

depositación y enterramiento son los procesos geológicos que

combinados en el ciclo de las rocas hace que un tipo de roca se

convierta en alguno de los otros dos. Sin embargo, estos procesos son a su vez gobernados por la tectónica

de placas.

El plutonismo y el vulcanismo son el resultado de calor interno de la tierra y tienen lugar en tres ambientes geotectónicos bien definidos:

1. En los límites convergentes: donde una placa oceánica desciende (subduce) llegando hasta el manto donde se funde, formando magma y rocas ígneas.

2. En los límites divergentes: como en las dorsales centro oceánicas, donde el fondo oceánico se expande permitiendo el ascenso del magma basáltico

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proveniente del manto.

3. En las denominadas Plumas Mantélicas o puntos calientes, que son lugares donde el magma asciende desde el manto y sale a la superficie para formar volcanes.

La fuerza principal que da forma a nuestro planeta a lo largo de mucho tiempo es el movimiento de la capa externa, a través del proceso de tectónica de placas.

La rígida capa externa de la Tierra llamada litósfera, está formada por placas que encajan entre sí como un rompecabezas. Estas placas están hechas de rocas pero la roca es, por lo general, muy liviana en comparación con el denso fluido que tiene debajo. Esto permite que las placas "floten" sobre el material más denso.

Los movimientos que ocurren muy dentro de la Tierra llevan calor desde el interior hasta una superficie más fría, y hace que las placas se muevan muy lentamente a lo largo de la superficie, a un ritmo de aproximadamente 2 pulgadas por año. Existen muchas hipótesis diferentes para explicar exactamente cómo es que estos movimientos permiten que las placas se desplacen.

Interesantes cosas ocurren en los bordes de las placas. Las zonas de subducción se forman cuando las placas chocan entre sí, las cordilleras en expansión se forman cuando las placas se separan, y se forman grandes fallas cuando éstas se deslizan una respecto a otra. Tectónica De Placas y Metamorfismo:

El metamorfismo es producido en las zonas de subducción o bordes destructivos de placa. Es pues, el metamorfismo de las zonas orogénicas, por lo que abarca grandes extensiones, de ahí su nombre.

Las rocas metamórficas se forman allí donde las placas continentales colisionan, en los límites convergentes. Estas colisiones generan montañas y la corteza es sometida a grandes presiones y temperaturas, transformando a las rocas preexistentes y convirtiéndolas en rocas metamórficas.

El mayor desarrollo de las rocas metamórficas ocurre siempre cerca de los límites de las placas tectónicas. También existe metamorfismo, pero con menor presencia, como resultado del confinamiento profundo en cuencas sedimentarias o por efectos de termo metamorfismo en los contactos con rocas intrusivas. Muchas rocas metamórficas son creadas comúnmente como resultado de la convergencia o divergencia de las placas tectónicas. En general, las rocas metamórficas normalmente son limitadas en sus afloramientos ya que son abducidas por las zonas de subducción o están en el fondo del mar formando parte de las ofiolitas. Algunas regiones orogénicas, particularmente alrededor del Océano Pacifico, presentan cinturones paralelos o “pares” de rocas metamórficas, las cuales se caracterizan por sus asociaciones de minerales de alta presión y baja temperatura cercanos a las trincheras oceánicas. También existen facies mineralógicas de baja presión y alta temperatura a poca profundidad en las mismas zonas de subducción. Un tipo particular de metamorfismo regional, es el que se da en las zonas profundas, por lo que el factor predominante es la presión litostática sin que halla una correspondencia en el aumento de la temperatura. Se forma una roca muy densa

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llamada eclogita (piroxeno, cuarzo y granate). Metamorfismo Y tectónica. Dana propuso que el calor del interior de la Tierra metamorfizaba y fundía los sedimentos. Los magmas ascendían y formaban parte de las montañas surgidas del geosinclinal. Basándose en que todo cuerpo sumergido experimentaría un empuje hacia arriba, dijo que el peso de los sedimentos no sería suficiente para explicar la subsidencia, por lo que propuso que ésta era debida al arrugamiento de la corteza porque el planeta se enfriaba y se contraía. (geosinclinales). Sin embargo en la actualidad se conoce que el metamorfismo regional se produce: En las zonas de subducción, en orógenos tipo arco de islas o de borde continental activo o En la colisión entre continentes. Este metamorfismo de colisión presenta más complejidad ya que se superponen los efectos del choque continental a los de la zona de subducción.

El metamorfismo regional se produce por el efecto simultáneo de un aumento de la presión y de la temperatura durante largos períodos de tiempo en grandes áreas de la corteza terrestre con gran actividad tectónica, como los límites de las placas litosféricas. También influyen la presencia de fluidos en las rocas que se van a metamorfizar, y las tensiones originadas por el movimiento de las placas tectónicas. Las condiciones en las que se produce el metamorfismo regional abarcan un rango de presiones de entre 2 kbar y 10 kbar y un rango de temperaturas de entre 200 °C y 750 °C.

Normalmente el crecimiento de los cristales durante el metamorfismo regional está acompañado de una deformación originada por causas tectónicas. Esto provoca que muchas rocas sometidas a este tipo de metamorfismo presenten foliación, es decir, que sus minerales constituyentes se orienten según la dirección de las presiones dirigidas que sufren.

Según el grado de foliación, se distinguen tres tipos de rocas:

Pizarras : Se forman cuando el metamorfismo es de grado bajo. Esquistos : Se forman cuando el metamorfismo es de grado medio. Gneises : Se forman cuando el metamorfismo es de grado alto.

Solamente las rocas que contienen micas desarrollan foliación, por lo que las cuarcitas, los mármoles y las anfibolitas carecen de ella.

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CONCLUSIONES

Las rocas tienen diferente formación tanto mineralógica como estructural.

El metamorfismo es un proceso isoquímico (es decir, que la composición química global de la roca permanece básicamente invariable) en el que se produce una reorganización de la composición y disposición de los minerales (generalmente se disponen en capas) que conforman una roca por la acción de elevadas presiones y/o temperaturas, pero en estado sólido.

El metamorfismo es el proceso mediante el cual se puede mantener en

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reserva cada componente mineral que es de utilidad e importancia en nuestro entorno.

Las rocas metamórficas por se de transición entre sedimentarias e ígneas cubren un rol importante en el ciclo litológico, ya que de esta manera aseguran la riqueza del suelo.

Los agrupamientos minerales de la zona más interior de la aureola corresponden toscamente con los productos de la catazona o de la mesozona mientras que los de la zona más exterior exhiben semejanzas a minerales formados en condiciones de la epizona.

BIBLIOGRAFÍA

Internet:

- www.geolab.unc.edu/petunia/igmetatlas/mainmenu.html

- www.geología.ingeolu.unam.mx/academia/temas/metamorficas.htm

- www.webmineral.com

- www.geologiaenlinea.com

Libros:

- Libro de geología de 2º de la Escuela Técnica Superior de Ingenieros de Montes de la Universidad Politécnica de Madrid.

- Guía de Naturaleza Blume, guía de rocas

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- Petrografía básica de Paraninfo, s.a. (texturas, clasificación y nomenclatura de rocas) de A. Castro Dorado

- Canteras

- Apuntes Materiales de Construcción de 1º Arquitectura Técnica Universidad Camilo José Cela de Madrid

Multimedia:

- Enciclopedia Encarta 97

- Enciclopedia Encarta 98

- Enciclopedia Encarta 2000

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