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Geofísica MECANISMOS DE FUSIÓN PARCIAL EN ROCAS CORTICALES (ANATEXIA DE METAPELITAS) La composición mineral de una roca ígnea en un sistema estable, es característica de unas condiciones de P, T y composición de la fase fluida (Xf). Cualquier cambio en estas tres variables determina necesariamente un cambio composicional. Las condiciones de P-T-Xf que determinan un cambio en el estado de la roca ígnea (de sólido a líquido) son reacciones minerales que generan fundido y son específicas de la composición de la roca. A la reacción que determina este cambio se le denomina Solidus. Existirán por tanto, tantos solidus como composiciones iniciales consideremos. No obstante, generalmente se consideran dos solidus, uno representativo de la composición media de la corteza continental (solidus granítico) y otro para las rocas de corteza oceánica y manto litosférico (solidus basaltoperidotita). Mecanismos de fusión de una roca Suele pensarse que un magma, como fuente generadora de rocas, es fruto de un calentamiento en la corteza. Sin embargo, como veremos a continuación, este es uno de los mecanismos que controlan la fusión pero no es el más abundante. Como recoge la figura, tres son los mecanismos que permiten que se inicie la fusión, es decir que las condiciones superen las marcadas por el solidus de la composición estimada. Los mecanismos son: (a) Aumento de la temperatura, (b) Descenso de presión y (c) Cambio en la composición, generalmente introducción de volálites en la roca (H2O como fase mayoritaria, aunque también es importante el CO2 en las rocas de composición carbonatada). Aumento de Temperatura El aumento de temperatura puede estar generado por la introducción de una fuente adicional de calor de fusión en la roca (e.g. aumento del gradiente geotérmico, calor generado por deformación, etc.) o por la producción interna de calor que poseen todos los sólidos (i.e. desintegración radioactiva). El calor procedente de la desintegración radioactiva oscila entre 0.8 y 1.3 J/gC, mientras que el calor de fusión es aproximadamente 300 veces mayor, 270-420 J/gC. Por tanto para un aumento de energía térmica de 100 J un gramo de roca aumenta 100C su temperatura, lo que produce sólo una decena de gramos de fundido. En otras palabras, la fusión de una roca es un proceso que consume mucha energía térmica, generando pequeñas cantidades de material fundido. Las velocidades medias de producción de calor por desintegración radioactiva son muy bajas, así en un granito es de 3.4 x 10-5 J/g a–o y en una peridotita 3.8 x 108 J/g a–o. Así un cuerpo granítico que tuviese una temperatura inicial 300C por debajo del solidus, alcanzaría la fusión mediante este proceso sólo después de 1020 Ma, y un cuerpo de peridotita tras 10-20 Ga (10000-20000 Ma!). Por tanto puede concluirse que el calor procedente de la desintegración de elementos radioactivos no genera perturbaciones significativas en las T de las rocas terrestres como para alcanzar la fusión. Otra fuente de calor de fusión es aquella que se libera durante la deformación de las rocas (e.g. "frictional heating"). La deformación de una roca por compresión debido a la carga de las rocas suprayacentes, es un proceso que se solo aumenta la T unas decenas de grado por kilometro. En definitiva, puede concluirse que ninguno de los procesos geológicos mencionados (calor por desintegración de elementos radioactivos, o por fricción) produce una variación significativa de la T, que permita alcanzar las condiciones del solidus en las rocas de la corteza y manto terrestres. Descenso de Presión Ya que casi todas las reacciones de fusión (solidus seco o húmedo) tienen una pendiente positiva en un diagrama P-T, la descompresión de una roca puede generar fusión si su temperatura estaba próxima al solidus (cf. figura anterior). La descompresión puede producirse por ascenso gravitatorio de rocas menos densas hacia niveles corticales superiores (e.g. ascenso de manto bajo una zona de dorsal oceánica o en un rift intra-continental). Veamos el caso de una roca peridotítica del manto que sufre un ascenso adiabático (i.e. ascenso aislado térmicamente de las rocas de alrededor, y dónde el único cambio de T en el sistema está producido por el descenso de presión). Como la trayectoria adiabática seguida por la roca es de mayor pendiente que el solidus, se producirá intersección entre ambas (pto. B') comenzando la fusión a esa P y T. Al continuar la descompresión, prosigue la fusión y la peridotita a la par que el manto asciende va disminuyendo de T (i.e. se va enfriando el fundido), lo que se expresa en que la trayectoria de la roca está próxima al solidus. Con el valor de pendiente media del solidus mostrado en la figura (15 MPa/C), un descenso en presión de 15 MPa en 500 m, produciría 1 J/g de calor de fusión. Si se quiere alcanzar un 30% de fusión parcial en la peridotita (este es el porcentaje estimado para el manto en las regiones de rift oceánico), el manto tendría que ascender unos 60 km antes de intersectar con el solidus. Cambio en la Composición: el Agua La introducción de agua en la composición de las rocas determina siempre una migración del solidus hacia temperaturas más bajas. Si el manto original (B) se enriquece en agua, el descenso en temperatura del solidus podría ser lo suficientemente importante como para que en B la peridotita estuviese parcialmente fundida. Se piensa que el manto situado sobre una placa buzante, en las zonas de subducción, se enriquece en agua por deshidratación de la corteza oceánica subyacente (en la corteza oceánica existen diversos minerales hidratados; como anfíboles, micas, epidota, etc.). El agua liberada a partir de los minerales hidratados de la corteza oceánica, asciende hacia el manto litosférico de la placa superior rebajando el solidus de las peridotitas y produciendo fusión isotermal (i.e. bajo la misma T). Reacciones solidus en sistemas graníticos El origen de los granitos ha sido materia de controversia casi desde los orígenes de la Geología. Sólo a partir de los avances en petrología experimental y el estudio geofísico de las zonas de subducción, se han podido formular modos plausibles de generación de los granitos. Existe acuerdo general en pensar que estos proceden de la diferenciación sucesiva de líquidos formados a partir de fusión de la corteza continental (e.g. Brown, 1973; Fyfe, 1973; Presnall and Bateman, 1973). Veamos algunos datos que permiten sustentar esto. La imposibilidad de generar líquidos graníticos por fusión parcial de un manto peridotítico o de corteza oceánica basáltica subducida se demuestra por la ausencia de rocas graníticas en regiones oceánicas. Otra prueba adicional de esto lo constituye los estudios experimentales, que muestran que tanto cuarzo como coesita a P> 3 GPa aparecen en un rango de condiciones próximas a las del solidus de magmas graníticos. Por tanto estos líquidos no pueden ser el resultado de la fusión parcial de peridotitas y basaltos a esas presiones. Además los líquidos graníticos no deben de formarse por fusión primaria de sedimentos cuarzofeldespáticos subducidos, ya que a presiones superiores a 1 GPa, los líquidos que se forman en equilibrio con cuarzo y feldespato potásico no tienen la composición de los granitos. Los experimentos realizados en sistemas graníticos se han realizado generalmente bajo condiciones saturadas en agua (i.e. con H2O), aunque esto no debe tomarse como evidencia de que los magmas graníticos se generan siempre bajo estas condiciones. El solidus granítico saturado en agua (i.e. el que nos daría fusión parcial para una roca de composición pelítica) es una curva de pendiente negativa en el diagrama P-T (i.e. se alcanza la fusión a menor T y mayor P, y viceversa). Esto determina que durante una descompresión, como la analizada para las peridotitas, el granito en lugar de fundirse cristalizaría. Si los magmas graníticos estuviesen saturados en agua difícilmente tendríamos granitos en los niveles altos de la corteza continental. Esta y otras razones hacen pensar que los fundidos graníticos, aún no siendo saturados en agua, tienen cantidades variables de fundidos. Esto significa que las curvas de solidus graníticos a utilizar tienen pendiente positiva. En la figura anterior, el contenido en fluidos aumenta de las rectas 1 a 2. Todos los argumentos anteriores indican que los magmas graníticos pueden originarse por fusión parcial de rocas pobres en agua de la corteza inferior y media. Las rocas fuente de estos magmas poseen como minerales mayoritarios: mica, anfíboles, feldespato y cuarzo, con contenidos en agua que deben ser inferiores al 1-2% H2O. Las reacciones que constituyen el solidus granítico, son diferentes en función del mineral índice que funda. En conjunto todas estas reacciones forman una banda solidus, con pendiente positiva en un diagrama P-T (ver el diagrama PT adjunto a esta cuestión). Algunas de estas reacciones, características del tránsito desde el metamorfismo de alto grado (en facies migmatitas) a las condiciones en las que se originan los magmas graníticos, son las siguientes: Isograda Moscovita-out: Moscovita + Cuarzo + Plagioclasa-Na = Sillimanita + Feldespato Potásico + Líquido Isograda Biotita-out: Biotita + Cuarzo + Plagioclasa-Na = Feldespato Potásico + Piroxeno + Líquido Los primeros fundidos en generarse guardan poca relación con la composición original de la roca madre del magma, no obstante una vez avanzado el proceso de fusión parcial los fundidos siguientes tienden a tener la composición original de la roca que se funde. En función de las curvas experimentales de fusión de los silicatos mayoritarios, se deduce que los fundidos más superficiales, y por tanto menos calientes, se originan a expensas de moscovita y son granitos potásicos. A mayores profundidades, donde los fundidos graníticos formados son más calientes, el magma granítico se forma a partir de biotita y anfíbol y es de composición granodiorítica o diorítica rica en Ca-Na. Se puede concluir que el ascenso de magmas básicos, de composición andesítica y basáltica, procedentes de la placa oceánica que subduce, determinan un aporte adicional de calor de fusión en la corteza continental suprayacente. Este aporte de calor determina que en las rocas de la corteza inferior se alcancen las condiciones del solidus. Este hecho está apoyado en que las temperaturas del solidus de magmas de composición básica (aprox. 1200C) son mucho más altas quelas de los magmas graníticos (aprox. 700-1000C), lo que permite que los primeros puedan aportar calor de fusión adicional a las rocas de la corteza continental inferior. http://www.loseskakeados.com