Prisma de acreción o complejo de subducción

Rocas metamórficas

1. COMPLEJO DE SUBDUCCIÓN, PRISMA DE ACRECIÓN Ó COMPLEJO ACRECIONAL


CONCEPTOS BÁSICOS
Sin-Tectónico; Se aplica a cualquier proceso o relieve derivado, que sea contemporáneo a los
movimientos que dan lugar a la formación de las grandes estructuras tectónicas.
Obducción; se produce cuando algunos pedazos de la litosfera oceánica son arrancados de su
posición e incorporados al continente en los frentes de colisión. Estos trozos de litosfera son los
llamados complejos ofiolíticos, que señalan las zonas de colisión o sutura entre placas
continentales interpenetradas.
Melange; Es una estructura interna fragmentada que incluye grandes bloques y con una matriz
comúnmente deformada.
Underplating; es un proceso que involucra la adición de material (sedimentos no deformados)
sobre la placa subductada y bajo un prisma acrecionario en forma de una estructura duplex, en una
posición intermedia entre el arco magmático y la fosa. El Underplating conduce al engrosamiento y
alzamiento del prisma sin acortamiento adicional.
Ofiolita; son asociaciones de rocas ultramáficas, máficas volcánicas constituyentes de la corteza y
litosfera oceánica que aparecen dispuestas en la corteza continental como consecuencia de un
fenómeno llamado obducción.







Fig. 1) Zonas de subducción en el mundo.
Mapa mundial con los cinturones de
ofiolitas de varias edades

2. Complejo De Subducción; Es una gran acumulación de sedimentos deformados que se
acumulan en forma de cuña en una zona de subducción en un borde convergente de placas
tectónicas. En esta zona los sedimentos son arrancados de la corteza oceánica en subducción y
acrecionados al bloque de corteza continental o mixta. Los sedimentos apilados se acomodan en
cabalgamientos que frecuentemente abarcan láminas y fragmentos de corteza oceánica. Presenta
principalmente facies de Zeolita, prenhita-pumpellita, esquistos azules y bloques de eclogita y
albita-anfibolita.








¿Por qué se forma la Cuña De Acreción?
• La nueva producción de corteza oceánica esta balanceada por la consumación de la
corteza oceánica en la subducción, hasta que el suelo marino envejece, se enfría, y llega a
ser eventualmente bastante denso (frío) como para hundirse, ej., Pacífico W.
• Si la tasa de subducción excede la tasa de crecimiento de suelo oceánico (sea-floor
spreading), el océano comienza a cerrarse.
• Materiales como islas oceánicas, sedimentos, etc., no pueden subductarse y quedan en la
cuña acrecionaria.


FACIES ECLOGITA

La facies de eclogita está determinada por la temperatura y presión requeridas para
metamorfizar las rocas basálticas y llevarlas al ensamblaje eclogita. El típico ensamblaje de la
eclogita es el granate con clinopiroxeno (omfacita).
Las eclogitas registran presiones de más de 1,2 GPa (45 km de profundidad) a 400-1000 °C, a
menudo a más de 600 °C. ES por tanto un metamorfismo de alta presión y temperatura media-alta.
Las eclogitas que contienen lawsonita (un silicato hidratado de calcio-aluminio) están raramente
expuestas en la superficie de la Tierra pues se forman en zonas de subducción normal en
la corteza oceánica a profundidades de ~ 45-300 km. Representan por tanto condiciones inusuales
de exhumación (erosión).
Importancia de la eclogita
Al formarse sólo a profundidades de más de 35 km, la presencia de eclogita da información sobre
procesos tectónicos que tienen lugar en el manto y la corteza inferior. La eclogita que alcanza la
superficie de la Tierra es inestable y a menudo se produce me tamorfismo retrogradante
anfibolita o granulita durante la exhumación.
Sus minerales índice son: Onfacita+granate±lawsonita±glaucofano±barroisita±epidota±distena

3. FACIES DE LOS ESQUISTOS AZULES

Se caracteriza por la presencia de anfíboles y clinopiroxenos ricos en Na (como
glaucofano, crossita, onfacita, egirina), lawsonita y aragonito. La facies de esquisto azul,
representada por temperaturas bajas (170-500°C) y alta presión, incluye lawsonita, jadeita, albita,
glaucófana, moscovita y granate. La facies de granulita, que refleja las condiciones de máxima
temperatura del metamorfismo regional, tiene como minerales característicos constituyentes, la
plagioclasa, la hiperestena, el granate y el dióxido. La facies eclogita, representante de condiciones
más profundas de metamorfismo, tiene como mineral índice granates ricos en piropo y onfacita y
conjuntos corrientes en diatremas de kimberlita. Sus minerales índice son:
galucofano+albita+clorita (±lawsonita±epidota)±granate±actinolita±paragonita±fengita±onfacita
(albita estable)

Facies de los esquistos verdes

Definidas por la desaparición de todas las zeolitas y de Prehnita, Pumpellita y lawsonita. Se
caracteriza por la presencia de minerales de color verde: clorita, epidota, actinolita. Las texturas
reliquias de la roca desaparecen. En esta facies las siguientes rocas sedimentarias e ígneas se
transforman en:

 Rocas máficas a intermedias (Gabros, Basaltos)-ANFIBOLITAS
 Rocas Félsicas (Granitos, Anortositas) -Gneises
 Rocas Ultramáficas (Dunitas y peridotitas)-SERPENTINITAS
 Rocas Calcáreas (Calizas )-MÁRMOLES
 Lutitas y Limolitas-PIZARRAS, FILITAS, ESQUISTOS o GNEIS
 Areniscas -CUARCITAS
Debido al amplio campo de presiones que abarca esta facies, este ha sido dividido en zonas:
zona de clorita, zona de andalucita, zona de biotita, zona de almandino. Cabe destacar que estas
zonas no están definidas sólo por un mineral, sino por asociaciones, ya que por ejemplo la clorita,
cuarzo, albita y muscovita aparecen en todas las zonas. Por ejemplo, la zona de biotita comprende
minerales como cuarzo, albita, muscovita, biotita, epidota y clorita. Sus minerales índices son:
Actinolita+albita+clorita+epidota+cuarzo

FACIES ZEOLITA (PBAJA / TBAJA)

La Facie de zeolita describe la composición mineral resultante de las condiciones de
presión y temperatura de bajo grado de metamorfismo sus Asociaciones
minerales incluyen caolinita y montmorillonita con laumontita, wairakita, prehnita, calcita y
clorita.Phengita y adularia ocurren en rocas ricas de potasio.Minerales en esta serie
incluyen zeolitas, albita y cuarzo.
Zeolitas como laumontita y heulandita (silicatos cálcicos en lugar de prehnita, pumpellyta o epidota)

FACIES PREHNITE-PUMPELLYITE (PBAJA / TBAJA)

La facies prehnita-pumpellyita es una facie metamórfica típica de la alteración del subsuelo
marino de la corteza oceánica alrededor de los centros dorsales oceánicas se extienda. Se trata de
un grado metamórfico de transición entre la facies zeolita y facies de esquistos verdes que
representan un rango de temperatura de 250 a 350 ° C y una presión de aproximadamente dos
hasta siete kilobares.

4. GEOMORFOLOGÍA Y SISMICIDAD
Una gran parte de California es montañosa: varios macizos y cadenas montañosas
constituyen un obstáculo, pero permiten también la instalación de estaciones de esquí. La
organización del relieve es casi meridiana: la Gran Cuenca ocupa los márgenes orientales del
estado y está bordeada por sierra Nevada, cuyo punto más alto es el Monte Whitney, el pico más
alto de todos los Estados Unidos fuera de Alaska. Al norte se encuentran más sistemas
montañosos y mesetas. El valle Central de California está rodeado por la sierra Nevada, al este, y
por las cordilleras costeras del Pacífico al oeste.
La disposición longitudinal del relieve es debido a una orogénesis particular: las formas del
relieve californiano resultan directa o indirectamente de la tectónica de placas. La placa del
Pacífico se desliza lentamente hacia el noroeste a lo largo de la placa continental de América del
Norte. Esta fricción es la causa de los terremotos, en especial sobre la falla de San Andrés que va
desde el Golfo de California al norte de San Francisco. Miles de terremotos imperceptibles ocurren
cada año, pero los californianos temen al «Big One» (el Más Grande), un terremoto masivo que
provocará muchas más víctimas que el terremoto de 1906 en San Francisco.
El estado de California tiene un sistema de monitoreo y alerta sísmica. Los rascacielos de
Los Ángeles y San Francisco cumplen unas normas de construcción antisísmicas muy estrictas.
Los terremotos también pueden ocurrir en el océano Pacífico: el 14 de junio de 2005, un terremoto
de magnitud 7 se produjo a un centenar de kilómetros de la costa de California y 480 km al
noroeste de San Francisco, sin causar ningún daño. Se activó la alerta de tsunamis, en especial,
en la ciudad de la Crescent City, en el condado Del Norte.
La erosión glaciar ha tallado los valles encajados de sierra Nevada, como el de Yosemite.
El valle Central es una depresión de origen tectónico, cubierta por las melazas resultantes de la
erosión de las montañas que la enmarcan. Al este, por último, la Gran Cuenca ha sido deformada
por la elevación de la sierra Nevada y la orogénesis Laramide que dio nacimiento a las montañas
Rocosas al final del Cretácico.
(Los datos de los sismos ocurridos en el complejo Franciscano son sismos someros,
debido a la intensidad de sus daños y a la intensidad de los mismos)

MAGMATISMO
Las montañas californianas pertenecen al conjunto de cadenas pacíficas del Oeste
Americano. Sierra Nevada y las montañas Klamath se formaron durante el Jurásico Superior, en la
fase névadienne, mientras que las cadenas costeras resultaron de la fase oregoniana (Cretácico
medio). La fricción de las placas del Pacífico y la Norteamérica provoca un aumento del magma
hacia la superficie. Las huellas de la actividad volcánica (géiseres, fumarolas, aguas termales) son
visibles en la región del lago Mono, y especialmente, en el pico Lassen y el monte Shasta, los dos
grandes volcanes en el Norte de California que se encuentran en el cinturón de fuego del Pacífico.
La energía geotérmica se desarrolla al norte de San Francisco y el sur del Valle Imperial. El
Complejo Franciscano de California es un ensamble de diversos tipos de rocas que forman el
basamento de California.

5. EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DE CALIFORNIA DURANTE EL MESOZOICO Y CENOZOICO
Durante el Mesozoico y Cenozoico tardío temprano, alrededor de 170 a 28 Ma, California
se extendía a lo largo de un límite de placa convergente. Los límites convergentes modernos entre
un continente y una placa oceánica, como el borde occidental de América del Sur, suelen incluir un
arco volcánico en el continente, una cuenca tras-arco y mar adentro un complejo de acreción del
arco, una trinchera, y la parte obductada de la placa oceánica más lejos hacia el mar. Las rocas del
Mesozoico de California reflejan sus orígenes en varias partes de esta configuración. Las Rocas
graníticas de la Sierra Nevada se formaron por debajo del arco volcánico y luego activo.
La ofiolita de Sierra de Costa representa el basamento oceánico bajo parte de la cuenca de
ante-arco, y las rocas sedimentarias de la sierra de costa oriental se formaron encima de este
sótano dentro de la cuenca ante-arco. Las rocas más antiguas en muchas partes de las sierras de
costa, conocidas como “Complejo Franciscano”, consisten en secciones deformadas por la
acreción del complejo (1981; Wahrhaftig, 1984). Alrededor del 28 Ma, la cresta de expansión
oceánica que se encontraba al oeste del límite convergente entre la trinchera y la Placa de América
del Norte comenzó a interactuar directamente con la Placa del Pacífico (Atwater, 1970, 1989). El
movimiento relativo entre estas dos placas es predominantemente paralelo a la margen de la
placa, y la placa por límite de falla transformante de las cuales la moderna Falla de San Andres es
una parte que comenzó a desarrollarse y prolongar en ese momento. El extremo norte de este
sistema de fallas transformantes, denominado punto triple de Mendocino, emigró hacia el norte y
llegó a la latitud de Menlo Park a unos 10 Ma (Dickinson, 1981; Atwater, 1989). La historia
geológica de la Bahía de San Francisco desde hace unos 10 Ma en gran medida refleja el
desarrollo del sistema de falla de San Andrés como el límite entre el complejo de América del Norte
y Pacífico placas tectónicas.
En la mina pacífica cerca de la playa rockaway, los tipos de roca del franciscano incluyen
calizas, diques de roca verde y estructuras de mélange, que forman parte del terreno permanente.
Esta discusión está ligeramente actualizada por Larue y otros (1989).
La sección de mayor espesor es el miembro de roca caliza (Calera) superior del
complejo Franciscano con espesor mayor a 70m ( previamente extraído para cemento) incluye
gris oscuro a negro, estratos recubiertos de color beige, a la luz estratos se muestran grises; se
presencian intercalaciones de pedernal que probablemente se formó por la diagénesis (muy débil
metamorfismo). La caliza se compone fundamentalmente de foraminíferos planctónicos y masa
basal micríticas (barro), con cocolitos menores, y los rendimientos Albiano temprano a mediados
de los años Cenomaniano (alrededor de 105 a 94 Ma). Las calizas negras probablemente se
acumularon en condiciones anóxicas. Rocas similares, probablemente correlativas, en la
actualidad se extraen al oeste de San José. La roca verde o basalto metamorfizado, está presente
sólo en los diques que cortan al miembro de caliza en la pared oeste de la cantera, pero rocas
similares afloran en cuerpos masivos grandes a pocos kilómetros al norte. El análisis geoquímico
de elementos inmóviles y relictos de clinopiroxeno se utilizaron para inferir que los basaltos fueron
colocadas ya sea en un centro de difusión (MORB) o en una meseta o isla oceánica (dentro de la
placa tholeiitica) - la composición elemental de estos basaltos más estrechamente relacionadas
con la composición de las rocas en estos entornos oceánicos que los basaltos que se encuentran
en las regiones continentales interiores. Algunos diques de roca verde pueden contener
clinopiroxeno lawsonita y jadeita, que indican que los diques (y su huésped caliza) experimentaron
metamorfismo en facies de esquistos azules (bajas temperaturas, altas presiones). El mélange,
que se define como una mezcla de bloques en una matriz más débil, consiste principalmente de
bloques de caliza en el esquisto. En otras partes del terreno permanente, los bloques de mélange
incluyen roca verde, arenisca, y esquistos azules; la matriz es bien pizarra o serpentinita.
Una historia geológica probable es la siguiente: ( 1 ) la roca caliza acumulada ( no como un
complejo de arrecife ) encima de la corteza oceánica basáltica ( no expuestos aquí) en una
montaña submarina , ( 2 ) una secuencia de diques basálticos intrusionaron la secuencia de
caliza, tal vez cerca de una falla transformante se inyectó magma basáltico, ( 3 ) el monte
submarino fósiles se hunde bajo el oeste de América del Norte a profundidades suficientes para

6. metamorfismo de esquistos azules (por lo menos 15 km), y (4 )Un complejo de fallamiento
yuxtapuesto a la caliza, basalto y mélange durante la subducción, la exhumación, o ambos.
Algunos investigadores han interpretado los datos paleomagnéticos para indicar que la roca caliza
se depositó en una latitud de 22 º N y fue desplazada hacia el norte de la Placa Farallón o
(después de acreción a América del Norte) en el Complejo Franciscano ( Tarduno y otros, 1985 )
.Sin embargo , otros han argumentado que el miembro de caliza la calera, al igual que gran parte
de la Franciscana , fueron remagnetizadas después de su magnetización inicial, invalidando el
argumento paleomagnético del trasporte de larga distancia. La presencia de microfauna tropical en
la caliza, tiende a apoyar la hipótesis inicial del trasporte de larga distancia hacia el norte (Sliter,
1984).
La Formación Merced, Pleistocénica (0,5 Ma), incluye varios ejemplos excelentes de los
diferentes ambientes sedimentarios. Clifton y Hunter (1999) identificaron 41 divisiones
estratigráficas dentro de la Formación Merced y las unidades relacionadas.
Las facies marinas, en esta parte de la sección, son muy diversas. Los depósitos
submareales incluyen caliza obscura, fosilífera y arenas bioturbadas en la unidad R, arena y limo
paralelo laminado y excavado en la unidad S y estratos de grava con intercalación de guijarros y
arena en la unidad T. Las diferencias entre estos ambientes someros probablemente reflejan
diferentes influencias de las corrientes de marea, las olas y la actividad biológica durante la
acumulación de las diferentes unidades. Los depósitos supramareales e intermareales, inferior en
cada una de estas unidades incluyen arenas laminadas con concentraciones locales de minerales
pesados. Los depósitos no marinos en cada unidad consiste en su mayor parte de la arena
arrastrada por el viento, localmente modificado por los procesos de formación del suelo. Otros
elementos notables en facies no marinas son guijarros, sedimento fluvial en la parte superior de la
unidad R. El estrato de cenizas Rockland [probablemente 400 Ma ( Sarna - Wojcicki y otros, 1985
), pero posiblemente cerca de 610 Ma ( Lanphere y otros, 1999 ) ] en la unidad S y bien
desarrollado , el agua ha trabajado los depósitos trasplaya , especialmente en la unidad de T. La
parte de la Formación Merced expuesta aquí contiene una mayor proporción de aguas poco
profundas y depósitos no marinos que en la parte más antigua de la formación en la parada 5.
Cada una de las unidades en esta parte de la Formación Merced consiste en una
secuencia de adelgazamiento, hacia arriba, con poca profundidad marina en depósitos de la base
que se superpone una facies intermareal y coronada por los sedimentos depositados sobre el nivel
del mar. A la parte superior de cada unidad es una discordancia, lo que representa un momento en
que los sedimentos se erosionan o no son depositados. En cada inconformidad, los depósitos no
marinos de la unidad estratigráfica inferior están cubiertos por depósitos marinos de la siguiente
unidad más alta. Como en la etapa 5, la repetición de unidades marinas muestra que esta área
estuvo en reposo, durante la deposición de la Formación la merced. Al mismo tiempo, las capas de
hielo del Pleistoceno se estaban expandiendo y fundiendo varias veces, cambiando el volumen de
agua en los océanos de todo el mundo y causando fluctuaciones en el nivel del mar superior a 100
m. Se relacionaron las principales discordancias en esta parte de la sección a la época de bajo
nivel del mar, y se le atribuyen los depósitos marinos por encima de las inconformidades a las
inundaciones como el nivel del mar subió. En cada una de las unidades, la secuencia más
superficial está formada principalmente por progradación de la costa durante la alta posición del
nivel del mar y, tal vez, durante las primeras etapas de la próxima caída del nivel del mar.
La puntuando la naturaleza de la secuencia estratigráfica aquí, es pues, el resultado de los
cambios repetidos en el nivel del mar en todo el mundo superpuesto a la subsidencia local a largo
plazo.
Estudios de la mineralogía de los sedimento en la Formación Merced, indican que dos
tercios de las formaciones inferiores contiene sedimentos derivados de fuentes locales dentro de la
cordillera de la Costa Central. Los minerales en el sedimento son similares a los que se encuentran
en los arroyos que drenan las diversas partes de la Costa Ranges en las cercanías de la Bahía de
San Francisco. Los minerales pesados pueden ser más útiles en el diagnóstico de la procedencia
de sedimentos de fragmentos de rocas finas y minerales ligeros. Entre los minerales pesados

7. presentes en las unidades inferiores tenemos glaucofano, jadeíta, actinolita, omphacita y
pumpelleyita. Estos son minerales típicos de rocas metamórficas del complejo Franciscano que se
encuentra en la cordillera de la Costa.
Un torrente de fragmentos volcánicos finos de roca y minerales parece que,
evidentemente, se derivan de la Sierra Nevada y la Cordillera de las Cascadas del sur, con sólo un
pequeño porcentaje derivado de la costa de sedimentos Range. Los minerales pesados como
hornblenda, hiperestena y augita predominan. Estos datos indican que el sedimento procedente del
interior de California se introdujo de repente en la ensenada Merced en el momento del cambio en
la composición mineral (Hall, 1965). Este evento geológico marca el inicio de drenaje de los ríos de
la Gran Valle de California a través de la zona de la moderna bahía de San Francisco. Antes de
este evento, Gran parte del drenaje del Valle había sido canalizada a través de una salida en el
extremo sur del Gran Valle.
El cambio en la mineralogía se produce alrededor de 115 metros por debajo del lecho
Rockland cenizas. Por lo tanto, por interpolación, se infiere que este importante cambio en el
drenaje de el gran valle, se ha producido en algún momento alrededor de 650 Ma (Sarna - Wojcicki
y otros, 1985.

8. COMPLEJO METAMÓRFICO FRANCISCANO
Muchos metamorfismos de alta presión y algunos de media y baja están relacionados a
complejos acrecionarios que han sido depositados en zona de trinchera o en sistemas arco-
trinchera. La mayoría de los complejos metamórficos muestran características similares con
respecto a la distribución a la edad y el grado de metamorfismo; llamado Proceso Diacrónico. El
ejemplo más conocido es el Complejo Metamórfico Franciscano ubicado entre la Costa Pacífica y
la Sierra Nevada de California, expuesto en una zona de aproximadamente 100 km de ancho. Es
famoso por su metamorfismo de alta presión con glaucofano y jadeita y fue formado por
metamorfismos en una zona de subducción a lo largo de la zona de trinchera Mesozoica del lado
Oeste de Norteamérica. Las edades del depósito de los sedimentos varían de Jurásico a Terciario
Temprano y tienden a hacerse más jóvenes hacia el oeste, mientras que el metamorfismo presenta
una edad de Jurásico Tardío a Cretácico Tardío y tienden a decrecer hacia al oeste. La
temperatura y presión también decrecen al oeste, por eso se le denomina una región progresiva, a
pesar que el Complejo Franciscano no se formó en un solo evento, sino que se formó durante
episodios; ya que mientras se metamorfizaba, el complejo se iba levantando, marcando diferentes
edades que van del Jurásico- Terciario Temprano durante una subducción continua.
Estás provincias están distribuidas del este al oeste y son 4:
 El primero de esquistos azules con edad de 160 a 120 M.a.
 El segundo es un complejo acrecionario de edad cretácico temprano de metamorfismo de
alta presión/temperatura hace 100M.a.
 El tercero es un complejo acrecionario del Cretácico Tardío
 Un complejo acrecionario del terciario.
Entonces el complejo puede ser dividido en 4 zonas acrecionarias mostrando un progresivo
decremento de la edad de la sedimentación y del metamorfismo en respuesta al crecimiento hacia
el oeste de los complejos acrecionarios. Se cree que la razón de que el metamorfismo decreció
hacia el oeste está relacionado al mecanismo de levantamiento en los complejos metamorfizados
(exhumación).
Otros ejemplos del Complejo Metamórfico presentan de similar manera el decremento del
metamorfismo hacia el océano. Cada evento metamórfico marca zonas con minerales índices
(marcando facies). Nuevamente para poner énfasis en que el metamorfismo no es continuo en el
sentido propio, Akiho Miyashiro le llama metamorfismo progresivo diacrónico, que parece ser un
resultado de crecimiento progresivo hacia el océano de los complejos acrecionarios en la zona de
la trinchera.
El crecimiento hacia el océano es típico de sistemas orogénicos tipo cordillerano como el
Franciscano y por lo ya mencionado la curva P-T del Franciscano es una curva compuesta, donde
cada segmento posee su propia variación de presión y temperatura.

9. PETROGRAFÍA DE UN METAMORFISMO REGIONAL PROGRESIVO DE ALTA P/T.
Las facies del metamorfismo Franciscano consisten básicamente Zeolita, Prenhita-Pumpellyta y
esquistos azules las cuales se distribuyen hacia el este a través del continente Mesozoico, pero
cabe destacar que cada episodio tiene su propia graduación metamórfica dando la aparición de
esquistos verdes. En adición se encuentran eclogitas y la albita anfibolita en bloques que fueron
emplazados tectónicamente afuera de la secuencia regular. Los bloques tectónicos de anfibolitas
están distribuidos a lo largo del empuje entre el esquisto verde y el esquisto azul. Los bloques
tectónicos del esquisto de glaucófano-epidota, anfibolita y eclogita en otras partes del complejo
Franciscano, pueden ser restos de una zona metamórfica similar que fue interrumpida.
Las condiciones físicas del metamorfismo están estimadas aproximadamente a 300°C y
9 Kb para esquistos azules y 450°C y 8 kb para el esquisto verde, y 600°C y 10 Kb para la
anfibolita.
También es importante mencionar que los metamorfismos de baja y media P/T ocurren en
arcos antiguos, zonas de colisión y zonas de extensión continental. La Montaña Akashi en Japón
es un ejemplo de zonas de subducción de baja P/T.
En cambio el metamorfismo de alta P/T ocurren en zonas de subducción antiguas así como
también en las zonas de colisión continental, ejemplo; en la cordillera de los Alpes donde se
observan facies de Zeolita, Prenhita-Pumpellyta, esquistos azules y eclogita.



En el Franciscano, California, está siendo subducida una placa oceánica fría por debajo de
una continental y la subducción de una placa oceánica fría produce una distribución invertida de la
temperatura, si la subducción ocurre en un tiempo constante por un largo periodo de tiempo la
distribución de la temperatura invertida llega a ser estacionaria. El gradiente térmico invertido
existirá sólo en etapas tempranas de la subducción.

10. Por otro lado la conservación de las facies metamórficas depende del tipo de exhumación
(rápido o lento). Además si la cuenca oceánica se cierra por el choque de dos macizos
continentales (macizo del arco vs corteza continental) la parte del arco se puede subducir
formando facies de esquistos azules, ejemplo; Los Alpes.
Conjuntamente las regiones metamórficas de alta presión y temperatura suelen estar
acompañadas con intrusiones ultramáficas y metabasitas.

PARES DE CINTURONES METAMÓRFICOS
Miyashiro (1961-1967-1972) señala la ocurrencia de pares de cinturones metamórficos en
Japón, California y otras regiones del Circum Pacífico. Dice que un par está compuesto por un
cinturón metamórfico de alto grado y uno de bajo grado los cuales se forman a lo largo de
márgenes continentales donde los de alta presión están del lado del océano. Miyashiro propone
que los de alto metamorfismo representan una antigua zona de trinchera mientras que el cinturón
de baja P/T representa un cinturón de plutones granitoides y arcos volcánicos en un margen
continental activo o arco de isla. El metamorfismo en el par de cinturones metamórficos en general
es contemporáneo.

En la tabla 9.1 y figura 9.1 se observa la distribución de cinturones metamórficos examinados por
Ernst (1975, 19779).

11. COMPLEJOS METAMÓRFICOS DE ALTA P/T EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN.
Otra discusión es la apariencia de los complejos metamórficos de media y baja P/T en los
depósitos de zonas de arcos antiguos que preservan sus estructuras originales bien. Esto
probablemente porque los complejos sufrieron de una deformación débil syn y post-metamórfica y
posteriormente fue levantado y expuesto. Mientras que los de alta P/T sufrieron de una
deformación muy intensa tanto que la mayoría de sus estructuras no se observan en la superficie.
En los cinturones orogénicos se han encontrado complejos acresionarios sin metamorfizar
como el Complejo Acresionario Jurásico en el oeste de Japón, donde investigaciones
estructurales-paleontológicas demuestran la presencia de secuencias estratigráficas compuestas
por capas de alteración de chert y rocas clásticas (areniscas y lutitas) con fósiles conodontos y
radiolarios, con una edad que demuestra que la alteración de chert es mucho más vieja que las
rocas clásticas. Entonces las alteraciones no fueron formadas durante la acumulación de la
secuencia sino más bien fueron intercaladas por un proceso mecánico. Esta apariencia de cherts
y clásticos de diferentes edades geológicas colocada en capas empujadas unas con otras justo
como un juego de cartas son llamadas “the shuffled- cards” (Isozaki and Maruyama 1991,1992).
Por otro lado Hashimoto et al. (1992) ha investigado en el Sanbagawa, Japón y ha
descubierto que el complejo metamórfico presenta estructuras shuffles-cards similares a las
descritas anteriormente en los sedimentos sin metamórfizar. Además que ha podido calcular la
temperatura gracias a la presencia de grafitización en matapelitas y ha hecho una clasificación de
la región metamórfica en 3 zonas metamórficas progresivas: I, II y III en orden al incremento de la
temperatura, pero los límites no están claramente definidos por otras características, lo que marca
su separación es solamente el cambio de temperatura. Entonces, se deduce que originalmente
había un complejo metamórfico con una gradación continua de la temperatura del metamorfismo y
más tarde el complejo fue disectado y después colocado en forma de baraja (shuffled- cards).

ZONA I ZONA II ZONA III
BIOTITA
GRANATE
CLORITA
MUSCOVITA
ALBITA
PORFIDOBLASTO
DESARROLLO DE
GRAFITIZACIÓN
27 28-35 36

12. El Franciscano y algunos otros complejos
metamórficos muestran una distribución progresiva
diacrónica en los patrones de la edad y el grado de
metamorfismo. La edad de la sedimentación de las
rocas originales también como la edad y grado de
metamorfismo incrementan hacia el este (antiguo
continente). La región está compuesta por provincias de
diferente edad donde cada provincia tiene internamente
sus grados metamórficos. Muchas hipótesis han sido
propuestas pero se revisó el modelo tectónico de Ernst
ya que propone relaciones de procesos diacrónicos.





EL MODELO TECTONICO DE ERNST
Ernst ha propuesto sus estudios en el complejo Franciscano, donde los sedimentos fueron
acumulados en el espacio entre la corteza oceánica aumentando el tamaño del prisma
acrecionario. La subducción de la placa oceánica fría arrastra estos sedimentos jóvenes hacia la
profundidad causando el underplating de la pila de sedimentos donde si el underplating continua
los vuelve a sacar.
Este modelo toma en cuenta la distribución espacial de las edades de la deposición y del
metamorfismo así como la relación entre el grado de metamorfismo con la subducción y
exhumación.


METAMORFISMO REGIONAL EN ZONAS DE COLISIÓN CONTINENTAL
Las zonas de colisión usualmente están acompañadas por intrusiones granitoides y
cinturones metamórficos regionales. La colisión continental está precedida por una zona de
subducción entre dos continentes, donde se forma un cinturón metamórfico de alta P/T en una
etapa de subducción acompañado de la formación de otro cinturón de moderada o baja presión.
Posteriormente otro cinturón de moderada P/T se forma en la etapa de colisión. Los ejemplos más
estudiados de las zonas de colisión son los Alpes y los Apalaches. Los Alpes son un caso

13. excepcional ya que no presentan intrusiones granitoides mientras que los Apalaches están
acompañados de abundantes intrusiones.
La secuencia tectónica de las zonas de colisión consta de tres etapas: la primera es la etapa de
subducción (donde se forma el complejo de subducción), la segunda es la etapa de colisión
continental y la etapa post-colisión.

YACIMIENTOS MINERALES
En la corteza oceánica si la actividad magmática del manto persiste se puede partir la
masa continental abriéndose y formando una nueva cuenca oceánica. El magmatismo derivado de
la pluma se concentra a lo largo de una dorsal medio-oceánica, en la que se genera corteza
oceánica. Estas zonas se caracterizan por un intenso hidrotermalismo submarino, que origina
depósitos de sulfuros masivos (vulcanogénicos).
Cuando en uno de los márgenes de placa la corteza oceánica se desprende y se flexiona
debido a su elevada densidad empieza el proceso de subducción (decadencia de la cuenca
oceánica). Como resultado de la subducción se origina un arco magmático y en ocasiones una
cuenca tras-arco. En este estadio la metalogénesis es muy importante; se forman pórfidos
cupríferos, depósitos epitermales de Au-Ag, vulcanogénicos, etc.
Entonces principalmente los depósitos que podríamos encontrar en los complejos de
subducción son los de sulfuros volcanogénicos, los cuales presentan una división geoquímica en
hierro, hierro-cobre y hierro-cobre-zinc, pero debe destacarse que si se encuentran pueden
encontrarse altamente deformados. Bien cabe también q pueden encontrarse depósitos de pirita
sin cobre ya que nunca se encuentran exclusivamente sulfuros de cobre, sino que siempre
acompañados de sulfuros de Fe. Desde el punto de vista económico existen solo dos grupos los de
Cu-Zn y los de Zn-Pb-Cu. Algunos depósitos pueden contener cantidades importantes de Ag y/o
Au. Si bien en términos generales existen esos dos grupos principales de sulfuros masivos, existen
varios tipos en la literatura dependiendo del marco tectónico y las rocas volcánicas asociadas:
Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos de conjuntos
ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados en fondos oceánicos profundos con
volcanismo basáltico. Los ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar
Mediterráneo.
Tipo SEDEX: Zn-Pb±Ag, asociados a rocas sedimentarias como lutitas negras carbonosas,
areniscas y rocas carbonatadas. Estos se asocian a fluidos expelidos desde cuencas
sedimentarias por celdas convectivas de aguas marinas probablemente generadas por
calor derivado de fuentes magmáticas subyacentes.
La colisión continental entre un margen continental y una zona de subducción es la consecuencia
final de un proceso continuo de subducción, y origina cinturones montañosos y el engrosamiento
de la corteza. Este proceso puede exhumar yacimientos y terrenos formados previamente
(cromititas ofiolíticas). Además se forman yacimientos metalíferos ligados al metamorfismo regional
(mesotermales) y al magmatismo colisional. La cuenca de ante-país también tiene importancia
metalogenética.