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El objetivo de la termobarometría es el
cálculo de las condiciones P-T de equilibramiento de una roca. En
principio, estas condiciones son las correspondientes al pico térmico de
la historia P-T sufrida, ya que a medida que la temperatura aumenta las
reacciones proceden más fácilmente y permiten el equilibramiento de la
roca. Sin embargo, los métodos discutidos más arriba pueden aplicarse
para calcular cualquier punto P-T de la historia de la roca, siempre que
las composiciones utilizadas en los cálculos representen estadios de
equilibramiento previos o posteriores al pico térmico.
Así, en rocas cuyas fases presenten
heterogeneidades composicionales que reflejen parte de su historia
reaccional, es posible aplicar las técnicas termobarométricas para
extraer la correspondiente sección de su historia P-T. Para analizar
esta aplicación de la termobarometría consideraremos dos situaciones,
una en grado bajo o medio y otra en grado alto, ya que las
heterogeneidades composicionales respectivas reflejan las historias
prograda y retrógrada, respectivamente, de las rocas.
Trayectorias en Grado Bajo y Medio: Inclusiones en
Porfidoblastos
En rocas que han sufrido temperaturas
moderadas, las heterogeneidades composicionales más significativas son
zonaciones de fases que presentan dificultades de reequilibramiento a
medida que crecen. Esto se debe que los coeficientes de difusión
volumétrica de los elementos que definen la zonación son bajos para la
temperatura del metamorfismo (la dependencia del coeficiente de difusión
respecto de T es exponencial). En consecuencia, la zonación es
generalmente concéntrica (de crecimiento) y refleja la historia
reaccional asociada al crecimiento de la fase en cuestión. Si en una
roca se encuentran varias fases zonadas (e.g., granate y plagioclasa),
es posible correlacionar sus composiciones con estadios sucesivos de su
historia P-T, que pueden ser descifrados con las técnicas
termobarométricas.
Sin embargo, los resultados P-T así
obtenidos son inciertos ya que se basan en la decisión del petrólogo de
correlacionar conjuntos de composiciones. Una situación más apropiada
para aplicar las técnicas termobarométricas es aquella en la que las
fases zonadas presenten inclusiones de otras fases atrapadas durante su
crecimiento. Si la composición de las inclusiones varia a lo largo de
transversales del porfidoblasto que las incluye, es factible asumir que
los conjuntos de composiciones de fases adyacentes representan estadios
congelados de la historia reaccional de la roca.
Un excelente ejemplo de aplicación de
las técnicas termobarométricas en inclusiones de porfidoblastos fue
publicado por St-Onge (1987), en un estudio de metapelitas del orógeno
proterozoico de Wopmay, en el escudo canadiense. La secuencia
metamórfica va de grado bajo (zona de clorita) a alto (zona de
sillimanita-feldespato-K, con migmatitas y granitoides sin tectónicos),
aunque el estudio de St-Onge (1987) se centra en metapelitas de grado
medio con granate, biotita, sillimanita, moscovita, plagioclasa y
cuarzo, además de distena relicta. El granate y la plagioclasa aparecen
como porfidoblastos zonados, y el primero de ellos presenta inclusiones
de distena (en el núcleo), sillimanita (en el borde) y de plagioclasa y
biotita cuya composición varía a lo largo de transversales de los
porfidoblastos de granate (Figura 15)
Figura 15.
Perfiles de zonación de porfidoblastos granate y plagioclasa y
composición de las inclusiones de plagioclasa en granate de
metapelitas del orógeno de Wopmay (escudo canadiense, muestra 3 de
St-Onge, 1987).
La zonación del granate es concéntrica,
típica de crecimiento, como lo atestigua la forma en campana de la
distribución de espesartina, que disminuye hacia el borde (zonación
normal). La fracción molar de anortita de la plagioclasa de las
inclusiones aumenta progresivamente desde el núcleo hasta el borde de
los porfidoblastos de granate, y puede correlacionarse con la zonación
de porfidoblastos de plagioclasa. La razón Mg/Fe de las inclusiones de
biotita aumenta igualmente de núcleo a borde del granate que las
incluye. Estas características permiten concluir que las composiciones
de granate, biotita y plagioclasa adyacentes representan composiciones
en equilibrio congelado durante el crecimiento del granate, que debió
comenzar en el campo de la distena y terminar en el campo de la
sillimanita.
Figura 16.
Resultados termobarométricos (GARB y GASP) para las metapelitas del
orógeno de Wopmay (escudo canadiense, muestra 3 de St-Onge, 1987),
utilizando los datos composicionales del núcleo, interior y borde de
porfidosblastos de granate y las inclusiones de biotita y
plagioclasa.
La aplicación de la técnica de solución
P-T simultánea utilizando los equilibrios GARB y GASP (calibrados de
Hodges y Spear, 1982) para una de las muestras estudiadas por St-Onge
(1987) se presenta en la Figura 16. Estos resultados indican que los núcleos de los
granates comenzaron a crecer a unos 9 kbar y 600 ºC, en el campo de
estabilidad de distena, y finalizaron su crecimiento en torno a 650 ºC y
6 kbar, en el campo de estabilidad de sillimanita. En conjunto, la
proyección de todos los puntos P-T calculados sugieren una trayectoria
P-T destral, en el sentido de las agujas del reloj, que es interpretada
por St-Onge (1987) como el resultado de la evolución térmica
subsiguiente a un evento colisional, en consistencia con los modelos de
England y Richardson (1977) e England y Thompson (1984) en los que este
tipo de trayectorias se producen por engrosamiento cortical seguido de
levantamiento del orógeno por erosión.
Trayectorias en Grado Alto: Núcleo y Borde de
Porfidoblastos
A alta temperatura, los coeficientes de
difusión volumétrica de los elementos en la mayoría de las fases de
interés geológico son lo suficientemente elevados como para permitir una
homogenización completa de las fases, incluidas aquellas que
potencialmente presentasen zonaciones de crecimiento desarrolladas
durante la trayectoria prograda en grado bajo y medio. Esto es lo
generalmente observado en rocas que han sufrido condiciones metamórficas
propias de la parte alta de las facies de anfibolitas y de facies de
granulitas.
No obstante, durante la trayectoria de
enfriamiento (i.e, retrógrada) las asociaciones de pico térmico pueden
reaccionar y reajustar su composición. Esta tendencia al
reequilibramiento se ve favorecida si durante la trayectoria retrógrada
se producen procesos de deformación y/o infliltración de fluidos.
Típicamente, las granulitas que han sufrido procesos retrógrados
muestran texturas reaccionales como coronas y simplectitas, indicativas
del progreso de reacciones de transferencia neta, y algunas fases
minerales como piroxenos y granate se encuentran zonadas, con núcleos
cuya composición es indicativa de las condiciones de pico térmico y
bordes reequilibrados. Generalmente, la composición de estos bordes
reequilibrados es el resultado de la intervención de reacciones de
transferencia neta y de intercambio. La distribución de la zonación
puede ser concéntrica, aunque generalmente es más irregular que en el
caso de zonaciones de crecimiento.
En consecuencia, en este tipo de rocas
es posible identificar conjuntos de composiciones de fases que
representen las condiciones de pico térmico (generalmente en los
núcleos) y las condiciones retrógradas (composiciones de borde), e
inferir la sección retrógrada de las trayectorias P-T sufridas mediante
la aplicación de las técnicas termobarométricas. No obstante, existen
problemas en la interpretación de los resultados si el método utilizado
es el de soluciones P-T simultáneas utilizando las intersecciones de dos
equilibrios, ya que es necesario que el bloqueo efectivo de las dos
reacciones tenga lugar bajo las mismas condiciones P-T, y esto no está
garantizado en la mayor parte de los casos. Durante las trayectorias
retrógradas las reacciones de transferencia neta se bloquean a mayor
temperatura que las reacciones de intercambio.
Como ejemplo de aplicación de las
técnicas termobarométricas en rocas de grado alto que han sufrido
reequilibramiento post-pico térmico consideraremos las granulitas
máficas de la zona más profunda de la unidad de los Casares-Los Reales,
en el sector occidental del dominio alpujárride del orógeno
Bético-Rifeño. Estas granulitas se encuentran como cuerpos métricos
dentro de la secuencia metapelítica, cerca del contacto con los cuerpos
ultramáficos de Ronda y Beni-Bouzera (Marruecos). Los datos presentados
no han sido publicados ya que se enmarcan dentro de una investigación
actualmente en curso. La asociación metamórfica primaria de estas
granulitas, asignable a las condiciones de pico térmico, comprende
granate, clinopiroxeno, plagioclasa, cuarzo y rutilo. Esta asociación se
encuentra parcialmente reemplazada por una asociación secundaria formada
por ortopiroxeno (local), anfíbol, plagioclasa, biotita e ilmenita.
Existen abundantes texturas reaccionales, tales como coronas de
anfíbol+plagioclasa alrededor de clinopiroxenos y de
ortopiroxeno+plagioclasa alrededor de granate, que también presenta
simplectitas formadas por ortopiroxeno+plagioclasa+espinela. La
composición del granate es rica en piropo y pobre en espesartina, no
presentando zonación excepto en los bordes, donde se detecta
enriquecimiento en Fe, particularmente en los bordes en contacto con
fases ferromagnesianas (Cpx, Opx, Anf, Bt). El clinopiroxeno es
esencialmente diopsídico, y presenta contenidos en Al y Na (componentes
tschermak y jadeítico) elevados en los núcleos, que descienden en los
bordes. El contenido de anortita en la plagioclasa aumenta hacia los
bordes. Algunos porfidoblastos de granate presentan inclusiones de
cuarzo, plagioclasa y clinopiroxeno. La composición de estas últimas
inclusiones no es homogénea, aunque es similar a la que presentan los
núcleos de los porfidoblastos respectivos.
Con estos datos, es posible identificar
conjuntos de composiciones de núcleo y de borde que permitan deducir las
condiciones de pico térmico y retrógradas. Para ello, pueden llevarse a
cabo estimaciones termobarométricas con la asociación Grt-Pl-Cpx-Qtz
utilizando el equilibrio de intercambio Fe-Mg entre granate y
clinopiroxeno (ver Tabla 1 para referencias):
Fe3Al2Si3O12
(alm) + 3CaMgSi2O6
(di) = Mg3Al2Si3O12
(prp) + 3CaFeSi2O6
(hd) (113)
y el equilibrio
de transferencia neta (ver Tabla 3 para referencias):
3CaMgSi2O6
(di) + 3CaAl2Si2O8
(an) = Mg3Al2Si3O12
(prp) + 2Ca3Al2Si3O12
(grs) + 3SiO2 (qtz) (114)
denominado
GADS. En la Figura 17 se muestran los resultados mediante la técnica de
solución simultánea utilizando los calibrados y modelos de actividad de
Ellis y Green (1979) para el termómetro de intercambio Cpx-Grt y de
Newton y Perkins (1982) para el barómetro GADS. Se han proyectado las
soluciones simultáneas para cuatro muestras, distinguiéndose conjuntos
de composiciones de núcleos (símbolos rellenos) y de borde (símbolos
vacios), además de inclusiones en porfidoblastos de granate. Como puede
apreciarse, los resultados para núcleos y bordes no son homogéneos en
muestras individuales. Las condiciones aparentes para el pico térmico
están en torno a 950 ºC y 15 kbar. En todas las muestras, las soluciones
P-T definen una trayectoria retrógrada aparente aproximadamente lineal y
de baja pendiente dP/dT, dominada por enfriamiento, i.e., con escasa
pérdida de P (hasta 12 kbar) y fuerte descenso de T (hasta 700 ºC). La
distribución de puntos lineal se corresponde aproximadamente con líneas
P-T de barómetro GADS, que en todas las muestras y para todos los
conjuntos de composiciones resulta en soluciones similares. Esto
significa que las soluciones simultáneas están esencialmente controladas
por el termómetro de intercambio Fe-Mg entre clinopiroxeno y granate,
que registra bien el reequilibramiento retrógrado. Estos resultados
infunden cierta sospecha al respecto de su validez: es posible que la
reacción de transferencia neta GADS se bloquease de forma efectiva en
estadios más tempranos de la evolución retrógrada, en cuyo caso las
soluciones simultáneas obtenidas con las composiciones de borde, y la
trayectoria P-T carecen de significado alguno.
De hecho, las estimaciones
termobarométricas realizadas con la asociación
Grt(borde)-Pl(corona)-Opx(corona)-Qtz utilizando el equilibrio de
intercambio Fe-Mg entre granate y ortopiroxeno (ver Tabla 1 para
referencias):
Fe3Al2Si3O12
(alm) + 3MgSiO3
(en) = Mg3Al2Si3O12
(prp) + 3FeSiO3
(fs) (115)
y el equilibrio
de transferencia neta (ver Tabla 3 para referencias):
6MgSiO3 (en) + 3CaAl2Si2O8
(an) = 2Mg3Al2Si3O12
(prp) + Ca3Al2Si3O12
(grs) + 3SiO2 (qtz) (116)
Figura 16.
Resultados termobarométricos en granulitas máficas del dominio
Alpujárride (orógeno Bético-Rifeño). Los símbolos representan las
soluciones simultáneas del equilibrio de intercambio Fe-Mg entre
granate y clinopiroxeno (calibrado de Ellis y Green, 1979) y del
equilibrio de transferencia neta GADS (calibrado de Newton y Perkins,
1982). Los símbolos rellenos y vacíos representan composiciones de
núcleos y bordes de porfidoblastos, respectivamente; las estrellas
representan inclusiones de clinopiroxeno-plagioclasa-cuarzo en los
porfidoblastos de granate. También se representan las soluciones
para el equilibrio de intercambio Fe-Mg entre granate y ortopiroxeno
y el equilibrio GAPES (términos de Fe y Mg; calibrados indicados en
la figura) utilizando las composiciones de bordes de granate y de
ortopiroxeno+plagioclasa de coronas desarrolladas sobre los
porfidoblastos de granate (datos no publicados).
(y su término
de Fe) denominado GAPES, utilizando los calibrados/correcciones de
Harley (1984) y Bhattarcharya et al. (1991) para el termómetro de
intercambio Opx-Grt y de Eckert et al. (1991) y Bhattarcharya et al.
(1991) para el barómetro GAPES (Figura 17), sugieren unas
condiciones retrógradas de unos 8-10 kbar y 800-900 ºC (dependiendo de
los calibrado/correcciones utilizados). Si estas composiciones
representan un estadio de equilibramiento, esto implicaría que la
evolución retrógrada estuvo dominada por descompresión, lo cual supone
una importante diferencia respecto de las deducciones hechas en base a
los resultados termobarométricos obtenidos con los bordes de Grt-Cpx-Pl-Qtz.
Los datos disponibles en las metapelitas de la unidad de Casares-Los
Reales y en otras unidades alpujárrides indican que la evolución
retrógrada del dominio alpujárride estuvo marcada por una rápida
descompresión casi isoterma (Torres-Roldán, 1981; García-Casco et al.,
1993; García-Casco, 1993). Por tanto, debe concluirse que las soluciones
simultáneas obtenidas con las composiciones de borde de la asociación
Grt-Pl-Cpx-Qtz en las granulitas máficas carecen de significado alguno.
Evaluación de Trayectorias P-T: Secciones Progradas y
Retrogradas
Los ejemplos anteriores ilustran la
potencialidad de las técnicas termobarométricas para deducir secciones
de trayectorias P-T en rocas metamórficas. En rocas de grado bajo y
medio, la información que puede extraerse aplica a secciones progradas,
registradas en la zonación de crecimiento de porfidoblastos y en sus
inclusiones. En general, los resultados obtenidos pueden ser
considerados con bastante certidumbre, ya que las temperaturas suelen
ser lo suficientemente bajas como para impedir reajustes retrógrados
significativos (ante la ausencia de infiltración de fluidos). No
obstante, si las rocas de grado medio han sufrido un enfriamiento lento,
es posible que se detecten efectos retrógrados (e.g., incremento de Fe/Mg
y Mn en los bordes de granate).
En las rocas de grado alto, la
información que puede extraerse con los métodos termobarométricos aplica
a las secciones retrógradas. Los resultados obtenidos deben, no
obstante, ser considerados con cierta precaución si la técnica utilizada
es la de soluciones P-T simultáneas, ya que la extensión de los efectos
retrógrados puede (y suele) diferir para los dos dos equilibrios
utilizados. Generalmente, los equilibrios de intercambio registrarán una
sección retrógrada más amplia que los equilibrios de transferencia neta,
por lo que las soluciones P-T simultáneas pueden carecer de significado
geológico alguno. El ejemplo presentado más arriba ilustra la necesidad
de conocer la historia reaccional de una roca para dar validez a los
resultados termobarométricos.
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Última modificación:
viernes, 12 de junio de 2020 17:56 +0200 |
