Geología

Procesos geológicos

La fosildiagénesis es el estudio de los procesos tafonómicos que acontecen desde el momento en que se entierra un resto susceptible de convertirse en fósil hasta su descubrimiento.¹ Estos procesos son muy variados, e incluyen cambios en los restos originados por las altas presiones y temperaturas, reemplazamiento mineral, recristalización, reelaboración tafonómica, etc.

TAFONOMÍA: Fosildiagénesis.

Como he comentado en otro post anterior, en los estudios tafonómicos, tenemos dos procesos, uno comienza con la muerte y/o producción de un organismo y termina con el enterramiento final y ordenación de los restos del animal en un paleosuelo que es el bioestratinómico;  y el otro proceso es el fosildiagenético.

La fosildiagénesis es la encargada de estudiar la transformación que tiene lugar desde la muerte de un animal hasta el hallazgo de sus restos en un yacimiento, es decir, los cambios que sufren las entidades una vez que llegan a su enterramiento final o destrucción total. Una vez que las partes son enterradas sufren una serie de transformaciones más o menos profundas en la composición y estructura orgánica original del hueso, producto de un proceso físico-químico conocido como diagénesis.

Dentro de los agentes diagenéticos se incluyen principalmente las alteraciones químicas y físicas que experimenta un resto óseo a partir de su enterramiento por los sedimentos .

En este tipo de procesos tenemos que hablar de lo que Fernández López llama retrabajamiento que implica desenterramiento y desplazamiento, desde la posición de enterramiento, de entidades previamente acumuladas o resedimentadas; es decir, se trata de restos que han sido enterrados en dos ocasiones, con una fase intermedia de mayor a menor duración. El retrabajamiento o reelaboración suele realizarse por animales escarbadores, por los grupos humanos al crear hoyos, o desenterramiento por coluviones o corrientes hídricas. En este último caso los huesos están rodados y su abrasión les produce una serie de alteraciones en la fase sedimentaria (raíces, fracturas diagenéticas, etc.).

Los principales factores diagenéticos que afectan a los huesos son la fracturación y la deformación plástica, por aplastamiento y compactaciones diferenciales que ocasionan cambios en los restos óseos bien en su forma, tamaño o textura, estas compactaciones pueden ser homogéneas o heterogéneas.

Otros criterios para reconocer dichos procesos son la ausencia de remontajes, alteraciones diferenciales en los restos, fracturas transversales con fragmentos aislados, etc.

Fusión parcial es un estado que atraviesan las rocas, o los sólidos heterogéneos, antes de fundirse completamente.^{[cita requerida]} La mayoría de las rocas se componen de varios minerales con diversos puntos de fusión, y por tanto sus diagramas de cambio de fase de sólido a líquido suelen ser complejos.^{[cita requerida]} En las presiones que se dan en la corteza o el manto superior de la Tierra, sólo una pequeña fracción de fusión parcial puede ser suficiente para que ese fluido sea exprimido y separado de la matriz y migre (por su menor densidad) hacia la superficie.^{[cita requerida]} Las rocas funden raramente^{[cita requerida]} más de un 50% debido a la capacidad de separación por gravedad de las fracciones fundida y sólida.

Cuando una roca funde, el líquido se conoce como magma primario, que aún no ha experimentado ninguna diferenciación y no representa la composición originaria del magma. En la naturaleza es raro encontrar magmas primarios, siendo un ejemplo losleucosomas de migmatitas. Cuando es imposible encontrar la composición primitiva o primaria del magma, es a menudo útil procurar identificar el magma parental.

La situación de fusión parcial se produce entre el denominado punto de solidus, temperatura en la que empieza a fundirse una roca, y el punto de liquidus, temperatura en la que la fusión es total.El grado de fusión parcial es crítico para determinar qué tipo de magma se produce. El grado de fusión parcial requerido para formar un determinado melt puede ser estimado midiendo el enriquecimiento relativo de elementos incompatibles frente a elementos compatibles. Los elementos incompatibles incluyen comúnmente el potasio, bario, cesio y rubidio. Los tipos de la roca producidos por grados pequeños de fusión parcial en la corteza son típicamente alcalinos (calcio, sodio) y potásicos.

Los factores principales que controlan la fusión parcial de las rocas son:

• Contenido de agua.
• Temperatura.
• Presión.
• Composición de las fuentes parentales.

De estos factores, unos dominaran sobre otros dependiendo del ambiente tectónico en el cual se genere el magma. En las zonas desubducción como el Caribe o Japón, el factor crítico es el contenido de agua en el manto. En las dorsales oceánicas como lacentroatlántica o la dorsal del Pacífico oriental, el factor crítico es la disminución de la presión en el eje de extensión. En las zonas decolisión continental, como los Alpes, lo es el incremento de la presión y de la temperatura en la base de la corteza. En algunos montes marinos como Hawái o Islandia, el factor principal es el incremento de la temperatura generado por anomalias térmicas (plumas mantélicas o puntos calientes) provenientes de la base del manto inferior.

Tanto la presencia de agua como una disminución de la presión pueden bajar los puntos de solidus y liquidus, facilitando la formación de magmas sin aumentar la temperatura.

Fusión Parcial y formación de magmas

Recordemos que la cristalización de un magma sucede en un intervalo de temperaturas de al menos 200ºC. como cabe esperar, la fusión, el proceso inverso, abarca un intervalo de temperaturas similar. A medida que la roca empieza a fundirse , los minerales con las temperaturas de fusión más bajas son los primeros que se funden. Si la fusión continua, los minerales con puntos de fusión más elevados empiezan a fundirse y la composición magmática se aproxima a un ritmo constante a la composición general de la roca a partir de la cual derivó. Sin embargo, es mucho más frecuente que la fusión no sea completa. La fusión incompleta de las rocas se conoce como fusión parcial, un proceso que produce la mayor parte, si no la totalidad, de los magmas.

Nótese en la figura ROCIGN-18. que las rocas con una composición granítica están compuestas de minerales con las temperaturas de fusión (cristalización) mas bajas: concretamente el cuarzo y el feldespato potásico. Nótese también que, a medida que ascendemos por la serie de reacción bowen. Los minerales tienen temperaturas de fusión progresivamente más elevadas y que el olivino, que se encuentra en la parte superior, tiene el punto de fusión más elevado. Cuando una roca experimenta la fusión parcial, formará fundido enriquecido en iones procedentes de minerales con las temperaturas de fusión más bajas. Los cristales no fundidos son los de los minerales con temperaturas de fusión más elevadas. La separación de estas dos fracciones produciría un fundido con una composición química más rica en sílice y más próxima al extremo granítico del espectro que la roca de la que derivó.

Figura ROCIGN-20. Esta ilustración muestras tres formas por medio de las cuales puede alterarse la composición de un cuerpo magmático: mezcla magmatica; asimilación de la roca huésped, y sedimentación cristalina (diferenciación magmática).

Formación de magmas basálticos

La mayor parte de los magmas basaltitos se originan probablemente a partir de la fusión parcial de la roca ultramáfica peridotita, el principal constituyente del manto superior. Los magmas basálticos que se originan de la fusión directa de las rocas del manto se denominan magmas primarios porque todavía no han evolucionado. La fusión necesaria para producir estos magmas derivados del manto puede estar provocada por una reducción de la presión de confinamiento (fusión de descompresión). Esto puede producirse, por ejemplo en los lugares donde las rocas del manto ascienden como parte del flujo convectivo de movimiento muy lento en las dorsales centrooceanicas (véase Figura ROCIGN-15). Recordemos que los magmas basálticos también se generan en zonas de subducción , donde el agua procedente de la capa descendiente de la corteza oceánica provoca la fusión parcial de las rocas del manto ( véase ROCIGN-16).

Dado que la mayoría de magmas basálticos se forman aproximadamente entre los 50 y los 250 kilómetros por debajo de la superficie, cabe esperar que este material se enfríe y cristalice en profundidad. Sin embargo, conforme el magma basáltico migra hacia arriba, la presión de confinamiento disminuye proporcionalmente y reduce la temperatura de fusión. Existen ambientes en los que los magmas basálticos asciende lo bastante rápido como para que la pérdida de calor hacia su entorno sea compensada por una disminución de la temperatura de fusión. Por consiguiente, en la superficie de la tierra son comunes los grandes flujos de magma basálticos. No obstante, en algunas situaciones, los magmas basálticos que son comparativamente densos se estancarán debajo de las rocas de la corteza y cristalizarán en la profundidad.

AMBIENTE MAGMÁTICO

Un magma es una masa de rocas fundidas de composición silicatada con cantidades variables de agua y diversos gases disueltos en su interior por efecto de las grandes presiones. En esta masa fundida coexisten una cierta cantidad de minerales en estado sólido. La solidificación de un magma origina rocas magmáticas..

  1.1. Procesos de formación y evolución de los magmas. 

Formación de un magma
El origen del magma se sitúa en los cambios de las variables que rigen la estabilidad de los minerales de una roca: temperatura, presión y composición.

Si analizamos la estabilidad de una roca para estas dos primeras variables (presión y temperatura) y representamos la línea que marca el cambio de fases, podemos comprobar que se puede producir la fusión de una roca por aumento de la temperatura (1) o disminución de la presión (2).

Los cambios en composición, en concreto la entrada de agua y volátiles en la roca, pueden producir la fusión puesto que la línea de fusión se desplaza a temperaturas inferiores (3). En esta situación también se puede producir la fusión por un aumento en la presión.

En cualquier caso, la fusión en las rocas comienza por algunos de sus componentes minerales y coexisten una fase líquida y una sólida hasta que se alcanza su total fusión (fusión parcial).

Actividad 1

 Evolución de un magma
Un magma tiende a ascender debido a su menor densidad, ocupando un espacio que denominamos cámara magmática. El ascenso se realiza por la inyección de magma en las grietas y posterior caída de bloques del techo de la cámara.

En este recorrido ascendente, el magma varía   su composición por varios procesos: * Diferenciación magmática: Los minerales   formados en el magma pueden ir separándose   (por gravedad, por corrientes etc) de la parte   fundida. El magma residual se empobrece en   los elementos químicos ya utilizados para   formar minerales. * Asimilación magmática: El magma, en su   ascenso, integra en su interior rocas de las   paredes de la cámara magmática y, al   fundirlas, incorpora sus elementos. * Mezcla de magmas: La sucesiva generación   de magmas puede hacer que se mezclen   magmas de diferentes composiciones.

Solidificación de un magma
Es un proceso inverso al la fusión. La solidificación de un magma puede producirse en dos situaciones:

* En superficie: Se produce un enfriamiento rápido, dando   lugar a las rocas extrusivas o volcánicas. Sólo se aprecian   aquellos minerales cristalizados en el interior de la cámara   magmática rodeados de una pasta micro cristalina o vítrea   (textura porfídica).

* En el interior: Se produce un enfriamiento gradual. A cada   descenso de temperatura se forman los minerales más   estables, enriqueciéndose el magma residual en sílice y   volátiles. La textura típica es la holocristalina (todos los   minerales presentan cristales visibles). Este proceso de   cristalización sucede en tres etapas:

Ortomagmática: (temperaturas superiores a los 700º C) Se produce la solidificación en el
interior de la cámara magmática. Cristalizan minerales silicatos originando rocas plutónicas.
Pegmatítica - Neumatolítica: (temperaturas entre 700 y 400º C) Los fluidos residuales con
alto contenido en volátiles salen por las grietas de la cámara magmática solidificándose en
su interior. Se originan rocas filonianas.
Hidrotermal: (temperaturas inferiores a 400º C) Soluciones acuosas a alta temperatura con componentes solubles (CO₂, F, Cl, Br, S, etc) ascienden por grietas cristalizando en ellas.
Se forman rocas filonianas e impregnaciones en otras rocas.

Actividad 2

Actividad 3

1.2. Yacimientos minerales asociados.
En cualquiera de las fases de consolidación se originan yacimientos minerales. En las rocas plutónicas se pueden encontrar diseminados de minerales metálicos (yacimientos de segregación). En la etapa pegmátitica se encuentran yacimientos de micas (antiguamente utilizadas como aislante eléctrico), turmalina, circones, fluorita, casiterita, o urarinita, y en la etapa hidrotermal, oro, sulfuros metálicos (pirita, galena, calcopirita, cinabrio, etc), siderita y calcita.