ap atlas de rocas metamorficas y sus texturas

ATLAS DE ROCAS METAMÓRFICAS Y SUS TEXTURAS

B. W. D. Yardley W. S. MacKenzie C. Guilford

MASSON

OTRAS OBRAS D E L F O N D O E D I T O R I A L

843110367 Bard: Microtexturas de rocas magmática.s y metamórficas 843110340 iloillot: Geología de los márgenes continentales 844580404 Doménech: Iniroducción a los fósiles 843110205 Duchaufour: Alias ecológico de los suelos del mundo 843110419 Duchaufour: Manual de edafología 843110344 Duchaufour-Boniieau-Souchier: Edafología (2 tomos) 843110379 Foucault-Raoult: Diccionario de geología 844580351 Kornprobst: Manual de petrología metamórfica y su contexto geodinámico 844580426 MacKenzie: Atlas de petrografía. Minerales formadores de rocas en lámina delgada 844580428 MacKenzie-Donaldson: Atlas de rocas ígneas y sus texturas 843110416 Nicolás: Principios de tectónica


B. W. D. Yardley Reader in Metamorphic Geochemistry, University of Leeds

W. S. MacKenzie Emeritus Professor of Petrology; University of Manchester

C. Guilford Former Superintendent of the Department of Geology, University of Manchester

Versión española

Marceliano Lago San José y Enrique Arranz Yagüe

Profesores de Petrología y Geoquímica, Universidad de Zaragoza

MASSON, S.A. Barcelona - Madrid - Paris - Milano - Asunción - Bogotá - Buenos Aires - Caracas - Lima - Lisboa - México Montevideo - Rio de Janeiro - San Juan de Puerto Rico - Santiago de Chile

Prefacio

El estudio microscópico de rocas en láminas delgadas mediante el mi croscopio petrográfico es un instrumento esencial para la enseñanza de la geología. Este es el tercer volumen de una colección de Atlas de microfo-tografías de minerales y rocas. Como en los volúmenes anteriores, su finalidad principal es ser útil al estudiante y permitirle familiarizarse con las asociaciones minerales y las texturas de rocas metamórficas. Además , las fotografías de rocas infrecuentes aportan nociones muy importantes al estudio del metamorfismo; el objetivo de este Atlas es, pues, completar —sin reemplazar— las enseñanzas de un curso sobre metamorfismo.

El Atlas consta de dos partes. La parte 1 comprende la descripción de microfotografías de diversas rocas metamórf icas , de composic ión diferente, situadas en condiciones metamórf icas variadas. La segunda parte expone las texturas característ icas de rocas metamórf icas . La hipótesis genética que se propone como ayuda no oculta un estudio más detallado sobre el origen de la roca n i impide interpretar su textura. Por ejemplo, hemos subdividido con este criterio las rocas pelí t icas en los capítulos siguientes:

1. Metamorfismo de presión media (tipo barrowiense). 2. Metamorfismo de temperatura alta y presión media. 3. Metamorfismo de presión baja. 4. Metamorfismo de presión alta. Estas subdivisiones se aproximan bastante a las series de las facies di

versas propuestas por Miyashiro (1973) y mantenidas por este autor (1994). Los estudios iniciales del metamorfismo consideraron sólo dos tipos de

metamorfismo: el metamorfismo regional y el metamorfismo de contacto. El avance de los conocimientos ha hecho necesario considerar mayor variedad de procesos que provocan un cambio mineralógico o químico de las rocas preexistentes. En la parte 1 hemos ilustrado ejemplos de rocas formadas por tipos diversos de metamorfismo. En general, la presentación adoptada está basada en el manual de Yardley (1989), An Introduction to Metamorphic Petroíogy (Longman). Esta parte incluye también microfotografías de otros tipos de rocas.

A l igual que en los Atlas precedentes, hemos intentado describir los mi nerales esenciales visibles en las fotografías sin emplear flechas o símbolos supeipuestos. Omitimos las explicaciones de las texturas o los minerales que no eran visibles con nitidez en nuestras microfotografías originales, ya que serían menos visibles aun en las reproducciones impresas y no hay

nada más frustrante que una fotografía que no permite identificar aquello que pretende mostrar.

Las revisiones realizadas a los Atlas previos nos han permitido apreciar la ausencia de descripciones petrográficas completas de las rocas presentadas. Esta omisión es intencionada, ya que nos hemos planteado describir únicamente lo que se puede apreciar en las fotografías y no lo que se podría observar si se dispusiera de la lámina delgada para su estudio. Ésta es una de las limitaciones de un libro de microfotografías y, en alguno de los casos, hemos intentado paliar este problema ilustrando la roca con fotografías a diferentes aumentos.

Los minerales de las rocas metamórficas, en número limitado, son, sin embargo, más numerosos que los de las rocas ígneas. No comentamos las propiedades ópticas de los minerales frecuentes salvo que ayude a su identificación en las microfotografías (el lector puede acudir a otros Atlas de esta misma colección o bien a alguno de los mauales que se referencian en la bibliografía). Asimismo, la nomenclatura de las rocas metamórficas es relativamente simple si la comparamos con la de las rocas ígneas.

En todo caso deberíamos preguntarnos si la lámina delgada en estudio es realmente representativa de la textura y la mineralogía de la roca, y esta pregunta tiene gran interés puesto que nuestra observación está limitada a una sección de ta sólo unos 6 c m ! aproximadamente. En una roca homogénea, cristalizada con grano fino, esta escala puede ser aceptable, pero no lo es si la roca presenta foliación y, más aún, si tiene grano grueso, en cuyo caso el estudio correcto requiere varias láminas cortadas según orientaciones diversas en dicha roca.

El estudio de las rocas al microscopio petrográfico es un requisito metodológico imprescindible e irremplazable, si bien está facilitado por el estudio previo de la roca macroscópica, bien directamente o con una lupa. Esperamos y deseamos, pues, que los estudiantes comparen los casos reales con los ejemplos de texturas y minerales ofrecidos en nuestras microfotografías. Aunque una roca es irrepetible, también es cierto que muchas rocas reales guardan similitud entre sí (grupos) y de ello resulta la comparación con las texturas y los minerales que ofrecemos en esta selección.

Reconocer las mismas paragénesis visibles (productos) de un modo regular en diferentes rocas es un indicador de que se han alcanzado en ellas las condiciones de equilibrio. El estudio de las texturas en rocas metamórficas permite comprender los procesos metamórficos.

Agradecimientos

A nuestros colegas y amigos que han estudiado para nosotros las láminas delgadas y nos han permitido fotografiarlas. Más particularmente: S. O. Agrell , S. Banno, K . Brastad, P. Brimblecombe, K . Brodie, W. D. Carlson, D. A . Carswell, C. Chopin, R. A . Cliff, G. T. R. Droop, B. W. Evans, B . R. Frost, B . Goffé, W . L . Gri f f in , S. L . Harley, T. Hiroj ima, R. A . Howie, C. B. Long, I . R. MacKenzie, M . B . Mórk, J. L . Rosenfeld, D. C. Rubie, W. Schreyer y J. Treagus.

Estamos particularmente agradecidos al Dr. Giles Droop, del Manchester University Geology Department, por examinar todas nuestras fo

tografías y habernos ayudado a seleccionarlas para obtener mayor equil ibrio entre los tipos diversos de rocas y, también, por ofrecernos las rocas.

Los editores han sido pacientes durante la preparación de esta obra que se ha publicado varios años después de los Atlas precedentes de esta colección. Esperamos que nuestra experiencia a lo largo de todos estos años en la elección de materiales adecuados y la selección de las mejores fotografías hayan dado como resultado el fruto deseado. Finalmente, agradecemos a la Srta. Patricia Crook la mecanografía del texto.

Indice de contenido

(Los números en negrita hacen referencia a las fotografías)

Introducción

Parte 1 DIVERSOS T I P O S D E R O C A S M E T A M Ó R F I C A S

Ambientes de metamorfismo 6 Metamorfismo de contacto 6

1 Corneana con biolila. ciorita y cordierita 6 2 Corneana peridotífica 7

Metamorfismo regional y dinamometamorfismo 8 3 Micaesquisto con biotita y granate 9 4 Esquisto con estaurolita y granate/esquisto con biotita 10 5 Milonita en pendolita 10

Metamorfismo hidrotermal y de fondo oceánico 11 6 Anfibolita de fondo oceánico 11 7 Epidotita 12

Metamorfismo de impacto 13 8 Roca formada por metamorfismo de impacto (impactita) 13

Metamorfismo de rocas sedimentarias 14 Metamorfismo de rocas pelíticas 14

Metamorfismo de presión media 14 Facies de pumpellyíta y prehnita

9 Pizarra grafitica 14 Facies de esquistos verdes-zona de la ciorita

10 Esquisto con ciorita, moscovita y albita 15 Facies de esquistos verdes-zona de la biotita

11 Esquisto con moscovita, ciorita y biotita 16 12 Micaesquisto con epidoto y microclina 17 13 Esquisto con cloritoide 18

Facies de esquistos verdes-zona del granate 14 Esquisto con biotita, ciorita y granate 18 15 Esquisto con cloritoide y granate 19

Facies de anfibolitas-zona de la estaurolita 16 Esquisto con estaurolita 20

Facies de anfibolitas-zona de la distena (o cianita) 17 Gneis con distena, estaurolita y granate 21 18 Esquisto grafitico con biotita y distena 22

Facies de anfibolitas-zona de la sillimanita 19 Esquisto con estaurolita y sillimanita 23

Metamorfismo de alta temperatura 24 Facies de anfibolitas-zona de feldespato potásico y sillimanita

20 Esquisto con biotita, feldespato potásico y sillimanita 24 21 Gneis con sillimanita, granate, plagioclasa y cordierita 25

Facies de granulitas 22 Gneis con feldespato potásico, cordierita y granate 26 23 Gneis migmatí t ico 27 24 Gneis con cuarzo, espinela, cordierita y granate 28

25 Granulila con zafirina 29 26 Gneis con biotita, cordierita y zafirina 29

Efecto de las variaciones de presión en las paragénesis pelíticas Metamorfismo de baja presión 30 Facies de las corneanas con hornblenda

27 Corneana con andalucita (quiastolita) 30 28 Corneana con andalucita y cordierita (pizarra moteada) 29 Esquisto con biotita y andalucita 32 30 Esquisto con estaurolita y andalucita 33

Facies de corneanas con piroxeno 31 Corneana con feldespato potásico, cordierita y andalucita

Facies de sanidinitas 32 Corneana con espinela, corindón, plagioclasa y cordierita 33 Buchila 36 34 Buchita 36

Metamorfismo de alta presión 37 Facies de esquistos azules

35 Esquisto con cloritoide y carfolita 37 Facies de eclogitas

36 Talcoesquisto con distena (esquisto blanco) 38 37 Esquisto con fengita, talco, distena, piropo y coesita 39

Facies de granulitas 38 Granulita con distena y feldespato potásico 40

Metamorfismo de lobas, grauwacas y silexitas Tobas y grauwacas

Facies de las zeolitas 39 Metagrauwaca con laumontita 41 40 Metatoba con heulandita 42

Facies de esquistos azules 41 Metagrauwaca con glaucofana y jadeíta 43

Facies de prehnita y pumpellyí ta 42 Esquisto con actinolita y pumpellyíta 44 43 Metagrauwaca con estilpnomelana 45

Silexitas y rocas ferruginosas 46 Facies de esquistos verdes

44 Esquisto con estilpnomelana 46 Facies de esquistos azules

45 Metasilexita con egirina-augita y riebeckita 47 46 Metasüesi ta con piamontita 48 47 Roca ferruginosa metamorfizada con grunerita

y minnesotaíta 48 Facies de anfibolitas

48 Cuarcita con magnetita y grunerita 49 Metamorfismo de mármoles y rocas calcosilicatadas 50

Facies de esquistos verdes 49 Mármol con talco 51

Facies metamórficas de grado medio a elevado 50 Mármol con tremolita 52 51 Mármol con flogopita y diópsido 53

índice de contenido

52 Mármol con espinela, forsterita y clinohumita 54 53 Mármol con escapolita 55 54 Roca calcosilicatada con grosularia, diópsido

y wollastonita 56 55 Esquisto con andesina y actinolita 57 56 Esquisto con clinozoisita 58

Metamorfismo de rocas ígneas 59 Metamorfismo de rocas ígneas básicas e intermedias 59

Metamorfismo de presión media 60 Facies de prehnita y pumpellyí ta

57 Metabasalto con pumpellyíta 60 Facies de esquistos verdes

58 Esquisto verde con relictos ígneos 61 59 Esquisto con actinolita y epidola 62

Facies de anfibolitas 60 Anfiboli ta con epidota 63 61 Anfibolita 64 62 Gneis con antofilita y cordierita 65

Facies de granulitas 63 Granulila feldespática 66 64 Granulila con piroxeno, hornblenda y granate 67

Metamorfismo de alta presión 68 Facies de esquistos azules

65 Esquisto con crossita 68 66 Esquisto azul con lawsonita 69 67 Esquisto con glaucofana y granate 70

Facies de eclogitas 68 Eclogita 71 69 Eclogita con distena 72 70 Dolerita eclogitizada 73

Metamorfismo de rocas ultrabásicas 74 Facies de esquistos verdes

71 Scrpcntinita 74 Facies de anfibolitas

72 Roca carbonatada con talco y olivino 75 Facies de granulitas

73 Metaperidotita serpentinizada 76 Metamorfismo de rocas platónicas ácidas 11

Facies de esquistos verdes 74 Metatonalita 77

Facies de anfibolitas 75 Gneis ocelar 78

Facies de granulitas 76 Charnockita 79

Facies de eclogitas 77 Metagranito con jadeí ta 80 78 Gneis con jadeí ta 81

Parte 2

T E X T U R A S D E R O C A S M E T A M Ó R F I C A S

Introducción 85

Términos texturales básicos 85

Dimensión y forma de los cristales 85 Foliaciones 86

79 Foliaciones (estratificación y esquislosidad) 87 80 Textura granoblástica poligonal 88

81 Textura acicular 88 82 Textura entrecruzada 89 83 Porfidoblastos y sombras de presión 90

Deformación plástica y milonittzacióm 90 84 Cuarzo deformado con bordes suturados 91 85 Milonita granítica 92 86 Ultramilonita granítica 93 87 Ultramilonita 93 88 Micaesquisto con granate milonitizado con porfidoclastos y tex

tura encintada 94 Cronología relativa de las deformaciones y del metamorfismo 94

89 Porfidoblastos prctcctónicos 96 90 Porfidoblasto de probabc origen sintectónico 97 91 Porfidoblastos tardictectónicos 97 92 Porfidoblastos postectónicos 98 93 Porfidoblastos sintectónicos (en «bola de nieve») 98 94 Crecimiento polifásico de porfidoblastos 99 95 Cronología relativa deformación/metamorfismo compleja 100

Texturas reaccionales 100 96 Relictos protegidos 101 97 Relictos protegidos 102 98 Cristales zonados 102 99 Textura en atolón 103

100 Seudomorfosis 104 101 Bordes reaccionales 105 102 Textura reaccional coronítica I 106 103 Textura reaccional coronítica II 107 104 Textura reaccional coronítica III 107 105 Zonación metasomática por difusión 108

Texturas de polimeiamorfismo 108 106 Metamorfismo de contacto posterior al metamorfismo

regional 109 107 Facies de esquistos azules superpuesta a la facies de las

eclogitas 110 108 Facies de esquistos verdes superpuesta a la facies de esquistos

azules 111 109 Retrometamorfismo 112

Transiciones polimorfas 110 Transición de la quiastolita a la distena en corneanas

grafiticas 112 111 Transición de andalucita a sillimanita en corneanas con

sillimanita 113 112 Transición de la distena a la andalucita en un micaesquisto con

distena 114 113 Reemplazamiento topoquímico del aragonito por la

calcita 115

Bibliografía 116

índice mineralógico 118

índice general 119

Apéndices (en pliego adjunto)

1. Símbolos de minerales 2. Resumen de facies y subfacies en metamorfismo 3. Diagramas de representación de asociaciones minerales 4. Composición química de los minerales citados en el atlas

VIII

Introducción

El objetivo de este Atlas es ilustrar, con la ayuda de microfotografías de láminas delgadas, las rocas metamórficas más frecuentes y más típicas, y sugerir deducciones sobre los tipos de metamorfismo y la historia del metamorfismo de una región.

El metamorfismo es una respuesta a los cambios físicos o químicos en el entorno de una roca preexistente, lo que hace referencia, en lo esencial, a variaciones de presión, de temperatura, de esfuerzos o por infiltración de fluidos. Esto implica la recristalización de los minerales preexistentes en otros cristales nuevos y/o la aparición de nuevos minerales, y la descomposición de otros minerales. Los procesos metamórficos se desarrollan, esencialmente, en estado sólido, aunque la masa global de la roca no sea disgregada (es decir, sin experimentar una pérdida completa de cohesión); sin embargo, los fluidos están presentes frecuentemente en una proporción pequeña y pueden desempeñar una importante función catalítica; en el caso de gradientes metamórficos elevados se pueden producir procesos de fusión.

Entornos metamórficos

En este Atlas seguimos la clasificación empleada por Yardley (1989). El metamorfismo de contacto es el resultado de un aumento de tempera

tura en las rocas encajantes situadas en el contacto inmediato con intrusiones ígneas o por debajo de coladas de lava de espesor suficiente. Se caracteriza por la cristalización desordenada de nuevos minerales metamórficos :

pues las deformaciones son demasiado débiles para producir alineaciones bien marcadas de los minerales. E l metamorfismo de contacto también se denomina termometamorfismo; las rocas producidas se denominan cornea-nas.

El metamorfismo regional forma grandes regiones metamórficas características de numerosas cadenas montañosas y de escudos antiguos. Típicamente, el metamorfismo regional implica un aumento de temperatura y de profundidad, que produce presiones elevadas controladas por la profundidad alcanzada en la corteza o en el manto y, además, una deformación que resulta registrada en las estructuras (y/o texturas) tectónicas. El metamorfismo de subducción es una forma del metamorfismo regional que se produce a temperaturas bajas (es decir, inferiores a 250 °C) en ausencia de deformación apreciable.

El metamorfismo dinámico es una respuesta a esfuerzos intensos y se localiza, particularmente, en las zonas de cizalla.

El metamorfismo hidrotermal implica reacciones químicas provocadas por la circulación de fluidos; está acompañado, con frecuencia, por un cambio de composición química de la roca (sustitución o metasomatismo). En-•tre los metamorfismos hidrotermales, el metamorfismo de fondo oceánico representa la extensión más amplia y está localizado próximo a dorsales oceánicas en expansión. Por el contrario, la mayoría del metamorfismo implica pocos cambios químicos excepto la pérdida de componentes volátiles y se denomina, por tanto, metamorfismo isoquímico.

El metamorfismo de impacto no tiene relación genética con los otros t i pos de metamorfismo; está provocado por el impacto de grandes meteori

tos que, a gran velocidad, percuten la superficie del planeta. A l ser debido al efecto de un choque de alta energía puede producir, en la superficie terrestre, minerales densos que, normalmente, sólo se forman en las condiciones de presión del manto terrestre.

A excepción de este últ imo, los tipos de metamorfismo antes enumerados no son completamente distintos. A l contrario, hay transiciones entre ellos según los procesos diversos que actúen en los materiales preexistentes. Por ejemplo, un esfuerzo intenso puede afectar localmente una región con metamorfismo regional. Las rocas de una región metamórfica han podido experimentar tipos diversos de metamorfismo en épocas diferentes de su historia.

Terminología de rocas metamórficas

La terminología que empleamos es la de Yardley (1989) y comprende los cuatro criterios que permiten dar un nombre a las rocas metamórficas:

1. La naturaleza o composición petrográfica de la roca original. 2. La asociación mineral metamórfica. 3. La textura de la roca. 4. Las particularidades específicas de la roca.

Nombres que indican la composición petrográfica de la roca original

Estos nombres pueden ser bastante generales (p. ej., un metasedimento) o más específicos (p. ej., un mármol) . A su vez, estos nombres se utilizan con un adjetivo calificativo o sin él (p. ej., un mármol con diópsido); o bien estos adjetivos pueden calificar un rasgo textural (p. ej., un esquisto pe]ftico). Indicamos, a continuación, algunos nombres comunes y los adjetivos derivados:

Roca original Tipo de roca metamórfica

(nombre! adjetivo)*

Arcilla o sedimento arcilloso Arena o sedimento arenoso

Mezcla arena-arcilla Arena cuarzosa Marga Caliza Basalto Roca ferruginosa

Pelita/pelítica Samita/samítica o cuarzofeldespática

(eventualmente) Semipelita Cuarcita Roca con silicatos cálcicos/caliza Mármol Metabasita/máfica Roca ferruginosa metamorfizada/

/ferruginosa

* Además, se añade con frecuencia el prefijo meta- delante del nombre, en rocas ígneas o sedimentarias, para indicar el equivalente metamòrfico.

1

Minerales específicos del metamorfismo

Los nombres de los minerales metamórficos particularmente importantes se emplean, con frecuencia, en la denominación de rocas metamórficas; por ejemplo, micaesquisto con granate o mármol con forsterita. Por convención se emplean dos posibilidades: los nombres de los minerales metamórficos se pueden citar según su abundancia relativa para indicar la mineralogía modal; es decir, un micaesquisto con sillimanita y granate; o bien se pueden referenciar los nombres de los minerales típicos sin indicar las condiciones específicas del metamorfismo ni cualquiera que sea su abundancia relativa; por ejemplo, un micaesquisto con moscovita y sillimanita. La primera convención ayuda al geólogo de campo que desea establecer correlaciones estratigráficas y emplear la mineralogía modal para conocer la composición de las rocas. Además , el petrógrafo que estudia las variaciones de grado metamórfico sólo indicará los minerales que manifiestan las condiciones particulares del metamorfismo. Algunas rocas monominerál icas se denominan en función del mineral esencial; por ejemplo, cuarcita, serpen¬tinita u hornblendita. Otros nombres, numerosos, se refieren a paragénesis particulares y se describen en el apartado con el título de «Nombres especiales».

Textura de la roca

Los términos texturales son muy importantes en la denominación de rocas metamórficas e indican si hay orientaciones preferentes y cuál es su escala en la roca. Aunque las orientaciones preferentes de los minerales sean bien visibles en las pelitas o semipelitas, éstas pueden existir en otro tipo de rocas cuando la deformación sea suficientemente intensa. En muchas rocas afectadas por el metamorfismo regional, las micas se orientan preferentemente y resultan alineadas perpendicularmente a la dirección de máxima compresión, por lo que resulta una fábrica planar o foliación. Los términos empleados para las texturas planares dependen de la dimensión de los cristales y del aspecto general de la roca. La deformación y el metamorfismo de rocas pelíticas y arcillosas producen la secuencia siguiente de rocas con texturas características según un orden creciente de metamorfismo:

Pizarra (Slate): roca caracterizada por planos de risibilidad que están bien desarrollados en toda la roca gracias a la orientación de cristales muy finos de filosilicatos. Los cristales individuales son demasiado pequeños para distinguirlos a simple vista y la roca tiene un aspecto mate en superficie fresca de corte.

Filita (Phyllite): recuerda a una pizarra, pero en este caso los cristales de filosilicatos presentan una granularidad ligeramente mayor y, a veces, son distinguibles en muestra de mano; las superficies de risibilidad tienen un aspecto sedoso y, con frecuencia, son menos planas que las de las pizarras.

Esquisto (Schist): caracterizado por la alineación paralela de cristales de tamaño medio y, habitualmente, visibles a simple vista, que definen una foliación (schistosity); cuando la deformación es muy intensa, la foliación puede estar marcada en niveles o bandas formadas por minerales distintos a los filosilicatos, como es el caso de la hornblenda.

Gneis (Gneiss): los gneises son rocas de grano grueso, cuyo tamaño de grano puede alcanzar varios mil ímetros, y foliadas (es decir, presentan algún tipo de fábrica planar, bien sea una foliación s.s. —schistosity— o bien un bandeado de composición). Típicamente, los niveles o bandas de cuarzo y de feldespato están separados por niveles más micáceos o ferromagnesianos (los petrólogos ingleses y norteamericanos denominan esta estructura bandeado gneísico). E l término oitogneis designa al gneis derivado de rocas ígneas, mientras que el paragneis es un gneis de origen metasedimentario. De hecho, existe una transición entre los tipos anteriores.

Milonita (Mylonite): roca de grano fino, formada en zonas de deformación dúctil intensa; los cristales preexistentes se han deformado y recrista-lizado en otros cristales más finos.

Corneana (Hornfels; traducción inglesa del alemán Horn: cuerno y Fels: roca): el metamorfismo de contacto, en ausencia de defonnación, forma una roca muy compacta, con cristales entrelazados al azar, denominada corneana.

Algunas rocas metamórficas, sobre todo las que son pobres en filosilicatos, tienen texturas sin foliación aparente y no son propiamente corneanas. Winkler (1976) propuso el término Fels (roca) para este tipo de rocas, pero sin llegar a adoptarse de manera universal. En los manuales más antiguos, estas rocas se denominaban granulitas, particularmente las rocas de compo

sición samítica con textura equidimensional; actualmente, este último término designa sólo rocas formadas en condiciones físicas particulares de metamorfismo.

Los términos textuales están acompañados frecuentemente de un adjetivo calificativo que indica la roca original o la mineralogía actual (p. ej., mi caesquisto con granates y corneana pelítica).

Nombres especiales

Los nombres especiales son afortunadamente escasos en petrología metamòrfica y se emplean para describir los minerales presentes. No obstante, las asociaciones minerales indicadas por estos nombres conllevan implicaciones sobre las condiciones de metamorfismo. Los términos más frecuentes son:

Esquistos verdes: metabasita foliada, verde, habitualmente compuesta de clorita, epidota y actinolita.

Esquistos azules: metabasita foliada de color gris-lila oscuro; su color se debe a la presencia abundante de anfíbol sódico (glaucofana o crossita). A veces es realmente azul en muestra de mano.

Anfibolita: roca verde oscura, formada esencialmente por dos minerales, la hornblenda y la plagioclasa. Contiene, también, diversos minerales accesorios. Las anfibolitas son, en su mayor parte, metabasitas (ortoanfibolitas): algunas pueden proceder de sedimentos calcáreos metamorfizados y en este caso son paraanfibolitas.

Serpentinita: roca rojiza, oscura o verde, compuesta esencialmente por minerales del grupo de la serpentina. Está formada por hidratación de peri-dotitas ígneas o metamórficas (rocas ultrabásicas ricas en olivino).

Eclogila: metabasita formada por clinopiroxeno de composición de on-facita y granate, sin plagioclasa. Los minerales comunes son el cuarzo, la distena, los anfíboles, la zoisita, el rutilo y los sulfuros (como minerales accesorios).

Granulila: roca caracterizada a la vez por una textura más o menos equidimensional de cristales poligonales y por minerales que indican metamorfismo de temperatura muy alta. Su mineralogía recuerda la de rocas ígneas básicas, calcoalcalinas o medianamente ácidas (con feldespatos, piroxenos y anfíboles). El grupo de las charnokitas constituye una variedad concreta de granulitas con hiperstena y feldespato potásico.

Migmatita: roca híbrida, compuesta de una porción esquistosa o gneísi-ca, ínt imamente asociada a venas de minerales cuarzofeldespálicos ígneos (leucosomas).

Términos texturales

Los términos texturales empleados en las descripciones se definen al inicio de la segunda parte.

Condiciones físicas del metamorfismo: facies metamórficas

Uno de los objetivos más importantes de la petrología metamòrfica es determinar las presiones (P) (y, por lo tanto, las profundidades) y las temperaturas (T) que condicionan la formación de las rocas concretas. El estudio detallado de este objetivo supera la finalidad de nuestro Atlas (el lector dispone de una amplia y actualizada referencia bibliográfica al final de este manual), por lo que nos limitaremos a exponer los aspectos esenciales más necesarios para la comprensión de este manual.

La cristalización de minerales metamórficos depende, a la vez, de la composición global de la roca y de las condiciones de P y de T que ha experimentado. Con un aumento gradual de temperatura, los esquistos pelíti-cos forman una secuencia de paragénesis que corresponden a temperaturas progresivamente más elevadas. As í pues, las áreas metamórficas pueden ser subdivididas en zonas caracterizadas por un mineral particular o por una paragénesis bien definida. Las rocas sometidas a temperaturas y presiones más elevadas tienen un grado metamórfico más intenso que las sometidas a temperaturas y presiones menos marcadas. Los límites de zonas metamórficas representan un grado constante y por tanto se denominan isogra-das.

2

Perphite & Microperphite

Rocas de orígenes diversos responden de manera diferente ante condiciones iguales de metamorfismo, según sea su composición global y unas rocas presentan menos cambios mineralógicos que otras. Por este motivo, no es posible, de forma habitual, reconstruir zonas definidas según las pa-ragénesis de una roca tipo en otras regiones donde este tipo de roca está ausente. Para solventar este problema, Eskola (1915) elaboró un esquema wt facies metamórficas más amplio, que corresponde a regiones o subáreas donde el diagrama P-T puede ser definido por las paragénesis de cualquier tipo de roca. Las paragénesis de las metabasitas constituyen la base fundamental de la clasificación de las facies.

El esquema —resumido— de las facies metamórficas empleado se indica en la figura A.

Empleo de este Atlas

Hemos dividido el Atlas en dos partes: en la primera parte ilustramos algunas paragénesis metamórficas importantes según la composición de las rocas originales y atendiendo a las condiciones P-T del metamorfismo. La segunda parte ilustra, sobre todo, las texturas.

La primera parte está dividida en capítulos, según el tipo de roca original (tomado parcialmente de Yardley, 1989). Las microfotografías ilustran, de forma secuencial, las zonas metamórficas sucesivas que se encuentran en

un metamorfismo de presión media, seguidas de ejemplos de metamorfismo de temperatura inusualmente alta y de presión intermedia, y finalmente las secuencias metamórficas de presión media y alta.

La segunda paite ilustra la terminología textural, es decir, las texturas de deformación, las texturas reaccionales y las cronologías relativas a las deformaciones y el crecimiento de los porfidoblastos. Está claro que ambas partes se apoyan y complementan mutuamente, por lo que los ejemplos de una de las partes facilitan la comprensión de otro tema en la otra parte.

Suponemos que el lector dispone ya de los principios básicos de mineralogía óptica y sabe identificar los minerales más característicos; para resolver algunas posibles lagunas u olvidos le recomendamos la consulta, complementaria, del Atlas de Petrografía (Masson, 1996). En cualquier caso, indicamos las características que permiten identificar los minerales más infrecuentes. Indicamos como L P N A la observación microscópica con luz polarizada no analizada y como LPA la realizada con luz polarizada con analizador. Para precisar la situación de algunas texturas empleamos las coordenadas geográficas: Norte (N) para referirnos a la parte superior de la fotografía, etc. Es decir, los rasgos N-S se sitúan en la vertical y los E-0 en ia horizontal de cada fotografía. Los números en negrita indican la roca mi-crofotografiada. Cuando se han incluido referencias a números de página, este hecho se ha especificado. En algunas rocas añadimos una referencia bibliográfica al final de su descripción*.

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Fig. A. Esquema de la distribución general de las facies metamórficas en el espacio P-T, con indicación de ¡os tres tipos de gradientes más frecuentes en series de metamorfismo regional. Pmp-Prh: facies de prehnita-pumpellyíta. Corn. Ab-Ep: facies de corneanas con albita-epidota. Basado en Yardley (1989).

*N. de los T. La traducción de una obra —en esce caso, el original inglés data de 1990— conlleva también ofrecer a! lector algunas prestaciones que faciliten su trabajo. La bibliografía se ha actualizado y ordenado temáticamente; el Anexo I (símbolos de los minerales) se toma de Kretz (1983) puesto que, en la práctica, esta simbologia es la más empleada en los manuales de petrología metamòrfica; el Anexo II (resumen de facies y subfacies en metamorfismo) recoge las propuestas de Yardley (1989) cuya consulta permite obtener una comprensión más eficaz del ejemplo considerado y descrito en este Atlas; en el Anexo III (diagramas de representación de asociaciones minerales), inspirado en Yardley (1989) se pretende prestar un instrumento de consulta rápida y segura al lector ante su necesidad de proyectar los componentes minerales de una roca en los sistemas más aceptados de representación mineral. Por último, indicamos en un índice mineralógico (Anexo IV) la composición química de cada uno de los minerales citados en este Atlas, pues esta consulta rápida contribuye al aprovechamiento del tiempo del estudioso. Se ka procurado, también, precisar lo mejor posible la localización geográfica de las rocas tipo seleccionadas en este Atlas, pues el lector podrá disponer de una comprensión más exacta que ayuda a! situar los conocimientos previos (y/o complementarios), sobre la localización geográfica de estas rocas tipo en otros trabajos de metamorfismo, teniendo en cuenta la diversa procedencia geográfica de! lector.

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Parte 1

DIVERSOS TIPOS DE ROCAS METAMÓRFICAS

Metamorfismo de contacto Ambientes de metamorfismo

E] metamorfismo de contacto (o termometamorfismo) afecta las rocas encajantes en torno a una intrusión de rocas ígneas al aportar su emplazamiento un aumento de la temperatura. Las rocas metamórficas formadas en su contacto configuran una aureola de metamorfismo en torno a la intrusión, o al grupo de intrusiones, que representa la fuente calorífica; por lo general se desarrollan zonas metamórficas concéntricas.

Típicamente, el metamorfismo de contacto produce corneanas (hornfels), rocas cuyos minerales metamórficos cristalizan acoplándose entre sí, sin orientación preferente por la ausencia de una presión orientada. Sin embargo, el emplazamiento de algunas intrusiones ígneas provoca deformaciones en las rocas encajantes, lo que está constatado por rasgos texturales direccionales; éste es el caso de algunos esquistos metamórficos de contacto cuya textura es muy análoga a las generadas por metamorfismo regional. El metamorfismo de contacto (proceso) puede afectar litologías muy diferentes (diversidad de productos) sin olvidar que gran parte de las aureolas están formadas en antiguas rocas metasedimentarias de metamorfismo regional. Sin embargo, el metamorfismo de contacto en sedimentos es frecuente en zonas hi-povolcánicas que determinan sus particulares aureolas de metamorfismo de contacto.

En este capítulo ilustramos dos ejemplos clásicos de corneanas. La corneana (a) con bio¬tita, clorita y cordierita es típica de las pizarras moteadas, formadas por termometamorfismo en torno a plutones graníticos, mientras que la corneana peridotítica (b) es una roca menos frecuente, que muestra con claridad cómo los minerales metamórficos neoformados pueden crecer y acoplarse entre sí.

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Corneana con biotita, clorita y cordierita Metamorfismo de contacto

Esta roca muestra cristales alargados de biotita parda y cristales más pequeños , verdes, con birrefringencia débil, de clorita, dispuestos al azar, lo que es típico de una corneana. El principal mineral incoloro en esta roca es una cordierita poiquilo-blástica, fácilmente reconocible en la foto con LPA por su macla. La matriz, entre los porfidoblastos, está formada por un entrelazamiento de cristales pequeños de moscovita, minerales opacos y cuarzo.

Localidad: aureola de Skiddaw, situado al sur de Carlisle y al norte de Lancaster, este de Inglaterra, Gran Bretaña; aumento: X 52, LPNA y LPA.

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Ambientes de metamorfismo

Cornearía peridotítica Metamorfismo de contacto

La textura característica de las corneanas, con minerales entrelazados y dispuestos sin orden preferente, es bien visible en esta roca cuya composición es infrecuente.

Está compuesta, sobre todo, de olivino y ortopiroxeno; este último forma cristales prismáticos, con exfoliación y birrefrin-gencia débil, dispuestos al azar en una matriz de olivino; hay también talco, con una birrefringencia muy elevada, el cual reemplaza algunos cristales de ortopiroxeno.

Esta roca está situada en una aureola que rodea un batolito grande que atraviesa una unidad de setpentinitas. El calor procedente de la intrusión ha desestabilizado la serpenlinita y ha reconstruido, parcialmente, la mineralogía ígnea original de la roca ultrabásica aunque con una textura diferente.

Localidad: monte Stuart, Cascades septentrionales, Washington, Estados Unidos: aumento: x 14, LPNA y LPA.

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Metamorfismo regional

El metamorfismo regional presenta, de forma habitual, un desarrollo de área mayor que el metamorfismo de contacto, pues no depende de una fuente térmica ígnea específica; o al menos, esta fuente térmica no es aparente. Es característico en el metamorfismo regional que el crecimiento de los cristales nuevos metamórficos esté acompañado por la deformación y la generación de nuevas texturas tectónicas y meiamórficas bajo el efecto de las presiones.

Los estudios estructurales (macro y micro) muestran que. aunque el crecimiento de m i nerales metamórficos (blastesis) acompañe de forma general a las deformaciones durante el metamorfismo regional, considerado éste en detalle, se pueden haber producido episodios diversos de deformación y el crecimiento de los minerales metamórficos no necesariamente se corresponde con los episodios de deformación según será expuesto más adelante (v. f ig. B , págs. 94 y 95).

La mayoría de las rocas meiamórficas han experimentado, de manera destacada, un metamorfismo regional bajo condiciones muy variables de presión y temperatura. Si la temperatura es elevada y la presión es débil, el metamorfismo regional está relacionado, de forma habitual, con el emplazamiento de magmas; no hay diferencias fundamentales entre el metamorfismo regional provocado por aumentos de temperatura procedentes de intrusiones múltiples (o), de modo que no hay un foco único y el metamorfismo de contacto a presiones y temperaturas similares localizadas en una aureola que rodea una intrusión aislada (b). El metamorfismo regional puede superponerse también a un metamorfismo hidrotermal más antiguo, particularmente en las rocas metavolcánicas.

Las rocas de metamorfismo regional presentan frecuentemente zonas de intensa deformación, de modo especial en las zonas de cizalla y fractura; en estas situaciones, la estructura (y textura) de la roca está dominada por los efectos de la deformación. En estos casos, el metamorfismo regional se convierte en transicional a las condiciones del dina¬mometamorfismo.

Dinamometamorfismo

El dinamometamorfismo o metamorfismo dinámico está caracterizado por la deformación y la recristalización por el efecto de los esfuerzos y, de manera habitual, está acompañado por una disminución en el tamaño de los cristales. El término milonita (del gr. myldn: molino) se emplea para designar rocas que han sufrido dinamometamorfismo; las milonitas se localizan, por lo general, en zonas de fallas, cabalgamientos y áreas de cizalla. No obstante, algunas zonas de cizalla pueden alcanzar dimensiones de varios kilómetros de anchura y varias decenas (o centenares) de kilómetros de longitud.

El dinamometamorfismo afecta de manera progresiva las rocas ígneas o metamórficas preexistentes y, en condiciones muy intensas, puede llegar a destruir cualquier traza de estructura original. A l tratarse de deformaciones dúctiles, las temperaturas superan probablemente los 300 "C, por lo cual es improbable que puedan afectar los sedimentos no me-tamorfizados realmente.

Es conveniente tener en cuenta que diferentes minerales responden de manera distinta a las deformaciones (los manuales especializados establecen una escala de respuestas diferentes para composiciones distintas de minerales sometidos a iguales esfuerzos). En las rocas de la corteza terrestre que contienen cuarzo, éste se deforma con facilidad generando granos cataclastizados (del gr. katáclasis: acción de quebrantar, término distinto al de moler —miloni ta— que significa un esfuerzo aplicado mayor) con extinción ondulante que se descomponen en seguida en una matriz fina de granos no deformados gracias a los procesos de recristalización sintectónica. Otros minerales, como el feldespato y el granate, son relativamente resistentes y subsisten, con frecuencia, en la forma de cristales grandes residuales, a veces muy debilitados, a causa de la descomposición o de la recristalización de sus aristas y de cualquiera de sus otras anisotropías (de forma y tamaño). Estos granos se denominan porfidoclastos. Las micas y otros filosilicatos recristalizan con facilidad en las milonitas y pueden estar formadas por reacciones de hidratación provocadas por la in f i l tración de agua en la zona de deformación.

Diversas milonitas silíceas se ilustran en este Atlas (84-88); el ejemplo que a continuación se expone es inhabitual, pues se trata de una milonita de composición ultrabásica producida por deformación de una peridotita en las condiciones propias del manto superior. A temperatura alta, en rocas ricas en olivino, el olivino se deforma con más facilidad, mientras que los piroxenos, el granate o las espinelas forman porfidoclastos. 8


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Micaesquisto con biotita y granate Metamorfismo regional y dinamometamorfismo

Esta roca intensamente deformada está compuesta de cuarzo y moscovita con algunos porñdoblas tos de granate y biotita. La foliación es muy acentuada gracias a la disposición paralela (o casi) de las moscovitas; además se distinguen sectores paralelos a la foliación, unos son más ricos en cuarzo y otros en micas. La mayor parte del mineral opaco es grafito. Obsérvese que la foliación tiende a adaptarse (moldeamiento) en tomo a los porfidoblastos, lo que indica una deformación posterior a su crecimiento (blastesis); es interesante apreciar esto en los cristales del centro de la fotografía. Los porfidoblastos de biotita están adelgazados según la dirección de la cizalla, adoptando una morfología característica denominada mica fish. Los granos de cuarzo, con mayores dimensiones, presentan bordes suturados y algunos presentan extinción ondulante, atestiguando una fragmentación seguida de una recristalización sintectónica.

Esta muestra está extraída de un afloramiento próximo a la falla principal alpina de Nueva Zelanda.

Localidad: glaciar Franz Joseph, Parque Nacional de Wes-üand, al este de la isla Sur de Nueva Zelanda (región de Alpes de! Sur, muy próxima al mar de Tasmama).


Esquisto con estaurolita y granate/esquisto con biotita Metamorfismo regional con deformación débil

Esta fotografía, tomada con pocos aumentos, muestra el contacto entre dos capas originales; una es de tipo arcilloso (pelita) y la otra es arenosa (samita). El nivel pelítico —a la izquierda— está ahora compuesto de porfidoblastos idiomorfos de estauroliia (relieve fuerte, amarillo pálido) y granate (relieve alto, gris) en una matriz de biotita, moscovita, cuarzo e i l -menita. La composición de la capa de pelita indica un metamorfismo de facies anfibolítica, pero el nivel de samita no conserva traza alguna de su textura sedimentaria original. Las bandas ricas en biotita imitan el bandeado original y señalan una antigua laminación cruzada. La granulóme tría, bastante grosera, de la samita se ha modificado relativamente poco, mientras que el nivel arcilloso tiene una granulometría mayor que la original.

Localidad: cañón Coos, distrito Rangely, Maine, Estados Unidos: aumento: X5, LPNA.

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Milonita en peridotita Dinamometamorfismo

Esta roca es una protomilonita con una composición infrecuente. Los porfidoclastos son de olivino y de piroxeno (clino y orto); estos cristales han sido, probablemente, muy deformados durante una fase tectónica de modo que la extinción varía según su longitud. Algunos porfidoclastos tienen colas alargadas y difusas, que se fragmentan y recristalizan para formar una matriz con grano más fino, constituida por iguales minerales a los porfidoclastos. Un cristal de ortopiroxeno alargado, con birrefringencia débil, p róximo al centro de la fotografía, contiene laminillas finas, pálidas, con orientación E-0 en la foto y composición de clinoenstatita. Este mineral es muy raro pues sólo se forma por dinamometamorfismo, a partir de la enstatita, por transición polimórfica. Se aprecian algunos cristales pequeños, isótropos, de espinela parda oscura y que también están deformados.

Localidad: Premosello, valle de Ossola, zona de Ivrea, norte de Italia; aumento: x 7, LPA.


Metamorfismo hidrotermal y de fondo oceánico

El metamorfismo hidrotermal puede producirse en ambientes muy variables y, en lo esencial, está caracterizado por el comportamiento de un fluido acuoso caliente que circula a través de la roca que se metamorfiza y provoca el cambio de su composición química (metaso-matismo). La importancia de estos cambios puede ser muy variable; desde débil (sobre todo, hidratación) hasta intensa e, incluso, conducir a la formación de una roca metasomática mo¬nomineral en la cual se han modificado las proporciones originales de los elementos químicos.

Aunque el metamorfismo hidrotermal eslé localizado, de manera frecuente, en tomo a las intrusiones ígneas y en las zonas de fallas y de cizalla, su importancia volumétrica es mucho mayor en la interacción del agua del mar calentada en la corteza oceánica recién formada en las dorsales mesooceánicas. Este último tipo de metamorfismo hidrotermal oceánico también se observa en las ofiolitas por cuanto son fragmentos de corteza oceánica emplazados posteriormente en regiones continentales. Los estudios recientes muestran que existe gran similaridad entre este tipo de metamorfismo en ofiolitas y el observado en las dorsales mesooceánicas actuales. Las rocas afectadas inicialmente por el metamorfismo oceánico podrán experimentar posteriormente un metamorfismo regional. El segundo ejemplo ilustrado en este caso ha experimentado, probablemente, un metamorfismo complejo de este tipo (7). (Los trabajos más completos sobre el metamorfismo hidrotermal oceánico en ambiente mesooceánico son relativamente recientes, si bien el que afecta las ofiolitas tiene una tradición mayor, el lector podrá consultar ambos tipos de resultados en los manuales que se indican en la bibliografía).

Anfibolita de fondo oceánico Metamorfismo de fondo oceánico

Esta roca procede de una perforación en fondos oceánicos. La roca, de grano fino, presenta minerales dispuestos al azar, aunque su textura recuerda, en parte, la textura microlít ica ofí-tica de un basalto. Los minerales principales son la actinolita verde pálida y las plagioclasas, con numerosos óxidos metálicos opacos. Se observan, también, algunos cristales de calcita.

Localidad: región de la fosa Peake en el océano Atlántico; aumento: x38, LPNA y LPA.

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Epidotita Metamorfismo hidrotermal

Esta roca está formada por un metamorfismo hidrotermal, acompañado de un impórtame metasomatismo. Consta, sobre todo, de epidota si bien en la fotografía con L P N A se observan algunas cloritas verdes y otros cristales l ímpidos de cuarzo. La fotografía con LPA es una ampliación de la fotografía anterior con L P N A y, entre otros detalles, permite ver mejor algunos (pocos) cristales de cuarzo. La textura que se observa recuerda la textura ofítica en un basalto. No obstante, los prismas con color amarillo claro, corresponden a las plagioclasas originales; las zonas padas intermedias (originalmente de composición piroxeno o vidrio) son, en la actualidad, epidota (posiblemente, pistacita). Un estudio atento de las áreas con color uniforme de birrefringencia (LPA) muestra que los cristales aislados de epidota, presentes en este caso, tienen un tamaño mayor que el de los cristales originales y es patente su textura granoblástica. As í pues, los grupos de prismas adyacentes son, en la actualidad, «fantasmas» en un cristal único de epidota. (Esta roca es frecuente hallarla tapizando las zonas más externas inmediatamente próximas a diaclasas y/o fracturas con movimiento en basaltos o en dolerilas.)

Localidad: bahía Claggan, Isla Achill, situada al norte de Connemara entre la bahía Clew (al sur) y la bahía Biacksod (al norte), al este de irlanda; aumento; x22, LPNA y x45, LPA.

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Metamorfismo de impacto

El metamorfismo de impacto no tiene una relación genética con otras categorías del metamorfismo; alcanza a las rocas de la superficie terrestre afectadas por el impacto de grandes meteoritos con gran velocidad. Estos procesos son muy ocasionales en la Tierra y los materiales afectados por el impacto de meteoritos antiguos han experimentado modificaciones posteriores por la erosión u otros procesos geológicos. No obstante, en planetas tectónicamente inactivos como la Luna, los impactos de meteoritos pueden constituir un proceso geológico esencial que remodele su superficie planetaria.

La onda de choque que parte del punto de impacto somete a las rocas impactadas a presiones comparables a las ejercidas en las profundidades del manto, pero con períodos temporales muy cortos. La descompresión posterior provoca aumentos de temperatura suficientes para fundir o incluso vaporizar la roca,

Los efectos del choque se disipan con la distancia al centro del impacto; se puede producir una fracturación de rocas junto a la deformación interna de sus cristales o, incluso, llegar a formar minerales polimorfos de alta presión (es el caso de las formas densas de sílice, como la coesita y la stishovita) o la fusión.

Roca formada por metamorfismo de impacto (impactita)

Esta roca muestra varias características de las rocas formadas por metamorfismo de impacto intenso, en zonas próximas al centro de un impacto meteorít ico. La roca consta de fragmentos angulosos de cuarzo, feldespatos y biotita, dispuestos en una matriz fina que, en su mayor parte, es vidrio fonnado por la fusión resultante del impacto. El color del vidrio puede variar debido a la gran heterogeneidad de su composición química. El material cristalino comprende fragmentos angulosos del zócalo granítico de grano grueso original y es, por lo tanto, distinto de los fenocrisiales volcánicos. La biotita, en el ángulo inferior derecho ha sido claramente deformada por el impacto.

Localidad; cráter Ries, Alemania; aumento: x43, LPNA y LPA.

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Metamorfismo de rocas sedimentarias Metamorfismo de rocas pelíticas

Metamorfismo de presión media

El término metamorfismo barrowiense procede de los trabajos realizados por G. M . Ba¬rrow (1893) en las áreas metamórficas de los Highlands meridionales de Escocia y desde entonces ha sido incorporado a la literatura de petrología metamórfica para describir el metamorfismo de grado medio caracterizado por unas presiones moderadas, es decir, en un margen de condiciones P-T que corresponde, aproximadamente, al gradiente geotérmico normal de la corteza continental. El metamorfismo barrowiense engloba al conjunto de temperaturas de las facies de ios esquistos verdes y las anfibolitas (fig. A ) , con presiones suficientemente elevadas, de manera que la distena (y no la andalucita) sea el primer mineral polimorfo A l 2 SiO s que se forma por aumento de la temperatura. En resumen: el metamorfismo barrowiense (también denominado dalradiense) es de presión intermedia y se caracteriza por la transición distena-sillimanita. Un metamorfismo análogo al barrowiense se ha señalado en diversas partes del mundo; en las páginas siguientes, las zonas de peli-tas se ilustran según un orden creciente de grado metamórfico, incluyendo ejemplos de rocas de metamorfismo de presión media con mayor o menor grado metamórfico respecto a la región descrita por Barrow.

Pizarra grafitica Facies con pumpellyíta y prehnita

Esta roca de grano muy fino representa el grado más débil de metamorfismo (si exceptuamos el ambiente en facies de zeo-litas). Para un estado avanzado de la diagénesis, los minerales arcillosos son, sobre todo, la clorita y la illita, y con un gradiente metamórfico más intenso, la il l i ta forma cristales mayores y recristaliza en mica de composición fengita (más rica en Si y más pobre en A l que la moscovita, con cierto contenido en Mg y Fe).

Esta roca consta de granos detríticos de cuarzo y algo de feldespato alcalino, con una matriz fina de mica fengíüca, grafito y clorita. La roca ha sido intensamente deformada, por lo que adquiere una pizarrosidad generalizada; al mismo tiempo, la estratificación original, muy fina, se observa, trastocada, de modo discontinuo, debido al plegamiento de la roca. Los niveles pelíticos fragmentados, ricos en cuarzo detrítico, aparecen en forma de zonas blancas en la matriz pelítica más oscura. La pizarrosidad recorta los contactos entre los diversos tipos de niveles y ella misma es atravesada por dos filoncillos más tardíos, finos, con orientación suboblicua en la fotografía.

Localidad: pista Routeburn, Isla Sur en Nueva Zelanda; aumento: x 12, LPNA.

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Metamorfismo de rocas sedimentarias

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Esquisto con clorita, moscovita y albita Facies de esquistos verdes-zona de la clorita (V. otro ejemplo en la fotografía 83)

Esta roca procede de la zona de la clorita de la serie dalra-diense en las islas británicas. Los entrecrecimientos clorita-moscovita son bien visibles en las fotografías central e inferior (de mayor aumento); el color verde pálido de la moscovita procede de su contenido elevado en fengita. Los minerales incoloros son el cuarzo y la albita; este último forma porfido-blastos bien definidos que, en este ejemplo, presentan un ma-clado no muy visible en la fotografía. Los minerales accesorios se ven en las fotografías con grandes aumentos; se trata del apatito —en cristales incoloros, casi isótropos y con relieve fuerte— incluidos en la moscovita y la albita, óxidos opacos y un zircón pequeño (incluido en la albita, en el borde superior). Algunos defectos de la lámina son responsables de las zonas circulares que, con relieve fuerte, se ven en el ángulo superior derecho de las fotos con mayor aumento.

Se distingue una crenulación marcada; la disposición original de los filosilicatos ha sido plegada, lo que ha producido una nueva esquistosidad espaciada. Las fotografías central e inferior (con mayor aumento) muestran que los porfidoblastos de albita se han desarrollado postectónicamente, ya que en su crecimiento engloban tanto la pizarrosidad original como la esquistosidad de crenulación posterior.

Cloghmore, sudeste de la isla Achill, Irlanda; aumento: xl4, LPNA (fotografía superior); x 30 (fotografías central e inferior), LPNA y LPA.


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Esquisto con moscovita, clorita y biotita Facies de esquistos verdes-zona de la biotita (V. otro ejemplo en la fotografía 92)

Los colores brillantes de birrefringencia de esta roca se deben, esencialmente, a la alta proporción de moscovita. Se pueden identificar, con facilidad, la biotita y la clorita en la fotografía en LPNA. Otros minerales presentes son, sobre todo, el cuarzo y la albita (en parte sericitizada), con un aspecto amaril lo pálido irregular en LPNA y, por últ imo, hay algunos minerales opacos.

El microplegamiento de la esquistosidad original, según la cual los minerales laminares estaban alineados, ha producido una esquistosidad de crenulación (v. sección de texturas). Este hecho ha sido acompañado por cierta segregación de cuarzo hacia los niveles horizontales que corresponden a las charnelas de la crenulación, separados por otros niveles constituidos casi únicamente por filosilicatos.

Localidad: noroeste de Mayo, al noroeste de Irlanda; aumento: x 27, LPNA y LPA.


Micaesquisto con epidota y microclina Facies de esquistos verdes-zona de la biotita

Esta roca semipelítica está formada por biotita verde, moscovita, epidota, microclina y cuarzo. Una reacción entre la clo-rita y la microclina produce la biotita con un grado metamòrfico ligeramente inferior al de las rocas pelíticas carentes de feldespato potásico; esta reacción explica la ausencia de clori-taen esta roca*.

El minera] con índice de refracción fuerte y colores brillantes de birrefringencia es epidota; un cristal pequeño de esta epidota se ve próximo al borde superior, casi en su centro.

Localidad: noroeste de Mayo, al noroeste de Irlanda; aumento: x20, LPNA y LPA

*N. del T. Una reacción de este tipo es próxima a la situación siguiente: feldespato potásico + clorita —* biotita + moscovita + cuarzo + agua; Yardtey, 1989.


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Esquisto con cloritoide Facies de esquistos verdes-zona de la biotita

Este esquisto de grano fino consta de porfídoblastos de cloritoide sin orientación definida; en esta muestra, estos cloritoides ricos en manganeso pertenecen a la variedad ottrelita*. La matriz, de grano fino, está formada por clorita, moscovita, cuarzo y hematites. La estratificación sedimentaria original, muy fina y bien conservada, está atravesada por una pizarrosidad oblicua aunque los cloritoides han adquirido una dimensión comparable al espacio de las bandas originales. Algunos cristales de cloritoide presentan tal cantidad de inclusiones, que se presentan casi opacos. La estructura en reloj de arena no es infrecuente en los cloritoides (ver ésto en un cristal próximo al centro de la fotografía).

Localidad: sur de la estación Vielsalm, Ardenos, Bélgica; aumento: x20, LPA.

*N. del T. Cloritoide: (Fe-\MK.Mn),(Al,Fe!-)(OH)AI!0¡{Si04!2 y lo especifico de la ottrelita es la substitución: Fe'' => Mn.

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Esquisto con biotita, clorita y granate Facies de esquistos verdes-zona del granate (V. otros ejemplos en las fotografías 82, 89, 91 y 99)

En esta roca es bien visible la asociación mineral diagnóstica de la zona pelítica con granate, formada por granate + biotita + clorita + moscovita + cuarzo. La roca tiene una textura porfido-blástica marcada, con cristales muy grandes (< 1 cm), idiomorfos o subidiomorfos de granate, en una matriz fina. La biotita también puede formar porfídoblastos, pero con dimensiones inferiores a los granates. La clorita, la moscovita y el cuarzo se presentan en la matriz y definen una textura compleja formada, como mínimo, en dos etapas de deformación que, aparentemente, son previas a las temperaturas más altas qtie permiten el crecimiento del granate y la biotita.

Localidad: Brídgewater Corners, Vermont, Estados Unidos; aumento: x¡8, LPNA y LPA.


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Esquisto con cloritoide y granate Facies de esquistos verdes-zona del granate

La asociación mineral visible en este ejemplo es típica de las pelitas altamente alumínicas que han alcanzado la zona con granate del metamorfismo de tipo barrowiense. La biotita está ausente de la mayoría de estos esquistos con cloritoide.

El cloritoide se reconoce por su valor verde en LPNA y su relieve fuerte. Diferentes cristales muestran tres colores diferentes; el color amarillo pajizo muy pálido se algunos cristales es parecido al del granate. Esto se puede ver en las dos fotografías en LPNA (superior y central) tomadas con una diferencia de giro de 90° del polarizador. El índice de refracción más bajo de la clori-ta permite distinguirla del cloritoide. Sólo se observa un cristal de granate situado justo debajo del centro de la fotografía y próximo a su borde inferior. Los otros minerales presentes son la moscovita, el cuarzo y la albita.

Localidad: Ebeneck, 6 km al noroeste de Mailnitz, Kärnten, Austria: aumento: x22, LPNA y LPA (fotografía inferior).

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Esquisto con estaurolita Facies de anfibolitas-zona de la estaurolita (V. otros ejemplos en las fotografías 90, 94, 95 y 97)

Esta roca consta de poiquiioblastos de estaurolita con relieve fuerte, un pleocroísmo amarillo más acentuado de lo habitual. Los porfidoblastos de dimensiones mayores son plagioclasas (esto puede confirmarse en la fotografía en LPA para los cristales maclados próximos al centro, en el borde inferior); otros minerales presentes son la moscovita, el cuarzo, una biotita verde —dispersa en la roca— y un mineral opaco. La lámina tiene un espesor algo superior al estándar, por lo que los cristales de cuarzo toman un color de birrefringencia amarillento.

La esquistosidad de esta roca está bien indicada por la moscovita y la disposición de los minerales opacos; en el ángulo inferior derecho, esta esquistosidad se continúa, sin interrupción, por las inclusiones alineadas en las plagioclasas. Interesa señalar que las inclusiones del cuarzo en la estaurolita son muy finas, mientras que la matriz de cuarzo es de cierto tamaño y ello indica que el cuarzo ha experimentado una recristalización intensa después de la cristalización de la estaurolita.

Localidad: Connecticut, Estados Unidos; aumento: x 7, LPNA y LPA.

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Gneis con distena, estaurolita y granate Facies de anfibolitas-zona de la distena (o cían ita)

En la fotografía superior se observan, sobre todo, porfido-blastos formados por el entrecrecimiento epitáxico* de estaurolita y distena; la parte inferior de la fotografía consta de grandes porfidoblastos de granate en una matriz de moscovita. La roca está algo alterada y presenta venas de clorita asociadas a los cristales de granate.

Las fotografías central e inferior son una ampliación de ía fotografía anterior. Se observa un detalle del porfidoblasto compuesto, constituido por el entrecrecimiento epitaxial de distena y estaurolita. E l cristal está cortado, en su parte derecha, por una vena de clorita formada, posiblemente, por alteración retrógrada según la longitud de una fisura. Aunque una gran parte de la matriz esté formada por moscovita entrecruzada, también hay algunas cloritas formadas por retrometamorfismo; el porfidoblasto está rodeado, en su borde superior, por algunas plagioclasas (entre la estaurolita y la moscovita).

La presencia de entrecrecimientos paralelos de estaurolita y distena se encuentra citada en la mayor ía de los textos de mineralogía y resulta de la similitud parcial de sus estructuras; no obstante, éste no es un fenómeno frecuente.

Localidad: colina Zion, Montañas Ox, Co Sligo, limita con la bahía de Sligo, al noroeste de Irlanda; aumento: x 7, LPNA (fotografía superior); x 20, LPNA y LPA.

*N. de! T. Epitaxia: orientación cristalográfica común en cristales de distinta composición química, pero con analogía en sus redes cristalinas.


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Esquisto grafitico con biotita y distena Facies de anfibolitas-zona de la distena (o cianita)

En esta roca se observan dos porfidoblastos de distena, uno de ellos (centro de la fotografía) con una macla simple. Ambos porfidoblastos están rodeados por un agregado tornasolado de moscovita de grano fino formada por un metamorfismo retrógrado. La matriz de la roca está constituida, sobre todo, por biotita, moscovita, grafito y hay escasos cristales de turmalina (apenas se ven en la fotografía).

La foliación principal, dispuesta en diagonal y señalada por ia disposición de las micas, ha podido producirse por la crenu-lación de una textura previa. El grafito incluido en el cuarzo de la parte izquierda de la fotografía muestra numerosos micro-pliegues para los cuales la foliación principal es de plano axial.

Localidad: Chiwaukum, Colina Stevens, Cascades septentrionales; Washington, Estados Unidos; aumento: x 9, LPNA y UPA.

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Esquisto con estaurolita y sillimanita Facies de anfibolitas-zona de la sillimanita (V. otros ejemplos en las fotografías 96 y 100)

Las fotografías superior y central, con pocos aumentos, muestran los minerales esenciales de esta roca: estaurolita, bio¬tita, plagioclasa y cuarzo. Se pueden ver varios cristales zonados de turmalina en las zonas próximas al centro de los bordes superior y derecho de la fotografía (se ven mejor en LPNA) , donde la parte central toma un color verde y el borde fino es amarillento. También se ven restos de poríidoblastos de granate original, intensamente alterado, por lo cual se presenta casi opaco en LPNA. Los vestigios residuales de este granate están revestidos por cristales de biotita, entrecrecida con sillimanita fibrosa, que también la reemplaza parcialmente. Esto últ imo se aprecia muy bien en !a fotografía inferior (con más aumentos del área seleccionada) —no deben confundirse las pequeñas burbujas de aire con minerales—. La sustitución del granate, según este esquema, por la sillimanita. crea seudomorfos (v. 100) que resultan de un ciclo complejo de reacciones iónicas.

Localidad: colina Cur, Conminara, al noroeste de Irlanda; aumento: x 20, LPNA y LPA; x 56, LPA (fotografía inferior).

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Metamorfismo de alta temperatura

En algunas partes del mundo (p. ej., la cadena de los Apalaches al nordeste de Estados Unidos), la zona barrowiense con sillimanita está reemplazada, progresivamente, por zonas con grado mayor. El primer índice es la descomposición de moscovita + cuarzo —> feldespato potásico + sillimanita + fluido; esta reacción conlleva la aparición de leucosomas de migmatita cuya composición es esencialmente granítica. La transición de la facies de las anfibolitas superiores a la facies de las granulitas está marcada por la coexistencia del granate, la cordierita, el feldespato potásico y la sillimanita. Aunque en algunas regiones se desarrolla un volumen importante de migmatitas dentro de las condiciones correspondientes a la facies de las anfibolitas, los procesos que generan una fusión importante están l i mitados a la facies de las granulitas. Estos tipos diferentes de metamorfismo a alta temperatura están controlados, probablemente, por la disponibilidad de agua. En algunas regiones del mundo, el metamorfismo de pelitas con temperatura extremadamente alta ha conducido a la formación de paragénesis mineralógicas infrecuentes como es el caso de la pa-ragénesis de zafirina + cuarzo.

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Esquisto con biotita, feldespato potásico y sillimanita Facies de anfibolitas-zona de feldespato potásico y sillimanita (V. otro ejemplo en la fotografía 84)

Esta asociación mineral es bastante típica de los esquistos con grado metamòrfico alto, cuando la temperatura ha sido suficientemente intensa para que la moscovita reaccione con el cuarzo y forme feldespato potásico y silicato de aluminio —en este caso, sillimanita—. Para distinguir, con más facilidad, el feldespato potásico de las plagioclasas o del cuarzo, se ha teñido la lámina con cobaltinitrito sódico tras un ataque previo de vapor de HF.

En la parte inferior de la fotografía (LPNA) el feldespato potásico, coloreado de amarillo pálido por la tinción, se puede distinguir con facilidad de la biotita pardo amarillenta, del cuarzo y las plagioclasas. En la parte superior de esta fotografía se observan cristales aciculares finos de sillimanita fibrosa entrecrecidos con cuarzo y biotita. Algunos cristales de moscovita se han formado probablemente por un metamorfismo retrógrado. La segregación de sillimanita fibrosa y de feldespato potásico en áreas separadas no está bien explicada aunque sea frecuente en este tipo de metamorfismo.

En numerosas regiones, la fusión precede o acompaña la descomposición de la moscovita. La ausencia de características migmatít icas de esta roca indica que se trata, más bien, de un metamorfismo de baja presión.

Localidad: Maumeen, Connemara, noroeste de Irlanda; aumento: x27, LPNA y LPA.

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Gneis con sillimanita, granate, plagioclasa y cordierita Facies de anfibolitas-zona de sillimanita y feldespato potásico

Esta roca consta de sillimanita, granate, plagioclasa y cordierita junto a biotita y cuarzo. El granate y la biotita se identifican con facilidad; la fonna fibrosa de la sillimanita se desarrolla, sobre todo, a expensas de la biotita, lo cual se aprecia en el centro de la fotografía.

Los cristales grandes en el borde superior izquierdo son seu-domorfos de la cordierita, que está reemplazada, casi por completo, por sericita finamente cristalizada originada por un metamorfismo retrógrado. Las plagioclasas muestran un principio de alteración (obsérvese en el borde inferior derecho, LPNA) , pero aún presentan un maclado polisintético (aunque en este ejemplo no se aprecia bien). El cuarzo es l ímpido e inalterado.

; La asociación mineral de granate, cordierita y sillimanita, sin feldespato potásico, es característica de metapelitas de baja a media presión, en la parte superior de la facies de las anfibolitas. Esta roca corresponde a la parte esquistosa de una mig-raatita y está enriquecida en minerales alumínicos por fusión (es, pues, una restita). Es típica de áreas donde se ha producido una fusión importante, en facies de anfibolitas superiores, por contraste con las facies de las granulitas.

Localidad: lago Nahasleam, Conminara, al noroeste de Irlanda; aumento; x 13, LPNA y LPA.

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Gneis con feldespato potásico, cordierita y granate Facies de granulitas (V. otro ejemplo en la fotografía 101)

Esta roca consta, sobre todo, de cuarzo, la asociación perti-ta-microclina, granate, cordierita, algunas biotitas y minerales de hierro. La cordierita se reconoce por su alteración a pinita, amarillenta, en la parte superior de la fotografía en LPNA. La fotografía inferior en LPA —tomada con un aumento más alto y que corresponde a una parte del borde superior izquierdo de las fotografías anteriores— permite observar unos füoncillos y reemplazamientos de fisuras, isótropos, que reemplazan a la cordierita con birrefringencia débil y que son muy característicos de esta alteración.

El mineral claro, salpicado de inclusiones, es cuarzo, mientras que la micropertita carece de inclusiones.

La paragénesis mineralógica de esta roca es típica de la facies de las granulitas inferiores en las migmatitas pelíticas.

Localidad: Kaloma, Turku (Abo), al noroeste de Helsinki (Finlandia): aumento: x9, LPNA y LPA (fotografías superior y central); x25, LPA (fotografía inferior).

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Metamorfismo de rocas sedimentarías

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Gneis migmatítico Facies de granulitas

Una roca migmatít ica (facies de granulitas) está compuesta por un melanosoma restítico (granate, sillimanita, espinela, biotita, cordierita y minerales opacos —óxidos—) que alterna con leucosomas de espesor mayor que contienen feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo.

Las fotografías central e inferior, con mayor aumento y correspondientes aí área central de la fotografía superior, permiten ver mejor esta roca. Es muy fácil identificar el granate, la sillimanita prismática (con exfoliación diagonal) y la biotita. La cordierita forma unos bordes o contornos en torno al mineral de hierro (próximo al ángulo izquierdo superior: véase en las fotografías central e inferior). En el ángulo inferior derecho de la fotografía central (LPNA) se puede ver una espinela verde, situada justo por debajo del opaco y encima de las plagio-clasas.

El leucosoma está compuesto, sobre todo, de feldespato alcalino y cuarzo, pero entre éste y el melanosoma se observa un borde de plagioclasa que aisla el cuarzo de la espinela; el leucosoma representa, probablemente, un material fundido, rico en Si, mientras que la restita es la parte deficitaria en los componentes graníticos.

Localidad: Kodaikanal, India meridional; aumento: x 7 LPA, fotografía superior; x22, LPNA y LPA, fotografías central e inferior.


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Gneis con cuarzo, espinela, cordierita y granate Facies de granulitas

Estas fotografías muestran una roca con cristales grandes donde el granate y la espinela verde oscura (casi opaca) se pueden distinguir con facilidad. Los minerales incoloros son feldespatos micropertít icos, plagíoclasas, cordierita y cuarzo. La cordierita se presenta ligeramente «anubarrada» debido al elevado número de pequeñas inclusiones. Muchos cristales de cuarzo están en posición de extinción y muestran fisuras rellenas por un mineral micáceo. La plagioclasa presenta su macla polisintética (v. en LPA) ; sin embargo, estas fotografías no presentan ejemplos buenos de feldespato potásico.

La fotografía inferior (LPA) es una ampliación —mayores aumentos al microscopio— del sector situado a la derecha del centro de la fotografía central donde el contorno periférico de cordierita forma una franja blanca (LPA) alrededor de los cristales de espinela. Se puede ver, muy bien, cómo una película fina de cordierita separa la espinela verde del cuarzo.

Dos cristales de biotita están alojados en el granate; son los únicos minerales hidratados presentes que han podido resultar preservados, precisamente por su inclusión en el granate, de las condiciones de temperatura muy alta.

Localidad; 5 km al oeste de Fort Dauphin, sur de Mada¬gascar; aumento: x 16, LPNA y LPA; x43, LPA (fotografía inferior).

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Granulita con zafirina Facies de granulitas

Los minerales presentes en esta roca son un feldespato anti-pertítico (no visible en esta fotografía), cuarzo y zafirina esquelética con relieve fuerte. Hacia la parte superior de la fotografía hay algunos cristales de ortopiroxeno, con colores de birrefrin-gencia de primer y segundo órdenes, que forman un contorno alrededor de los cristales de zafirina. La paragénesis zafirina + cuarzo sólo es estable a temperaturas muy altas. Para temperaturas más bajas, la paragénesis equivalente está constituida por ortopiroxeno y sillimanita, por lo cual el ortopiroxeno en esta roca puede estar formado por metamorfismo retrógrado.

Esta asociación mineral es, probablemente, la asociación de mayor temperatura que se puede generar, a escala regional, en los metasedimentos. Requiere temperaturas que superan los 850 *C y que pueden alcanzar los 1.000 °C (v. también 101).

Localidad: territorio de Enderby, Antártida; aumento: X 72, LPNA y LPA.

Referencia: Harley, S. L . (1983). En: Oliver, R. L . , James, P. R. y Jago, J. B. (eds.), Antartic Earth Sciences, Cambridge University Press, Cambridge, págs. 25-30.

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Gneis con biotita, cordierita y zafirina Facies de granulitas

Esta roca contiene principalmente tres minerales: biotita, cordierita y zafirina. La zafirina esquelética está interpenetrada por la cordierita que puede ser confundida, con facilidad, con una plagioclasa ya que presenta maclas en láminas y no muestra sus características específicas, como los halos pleocroicos o la alteración a pinita. Los numerosos cristales con relieve moderado son apatitos.

Localidad: concesión Europa, Beitbridge, República de Zimbabwe; aumento: x 20. LPNA.

Referencia: Droop G. T. R. (1989): Journal of Metamor-phic Geology 7:383-403.

Efecto de las variaciones de presión en las paragénesis pelíticas

Metamorfismo de baja presión

En las zonas con presión baja de las facies de esquistos verdes y de anfibolitas, los esquistos pelíticos y las comeanas contienen andalucita en lugar de distena; el granate llega a ser raro o ausente, y la cordierita aparece a temperaturas más bajas cuando la presión disminuye. En presiones muy bajas, las corneanas con biotita están reemplazadas por comeanas moteadas que contienen cordierita poiquiloblástica (v. 1) mientras que la andalucita aparece posteriormente para un gradiente más alto. Se han descrito muchos ejemplos de metamorfismo de muy alta temperatura de pelitas en la proximidad de los complejos basálticos. En este caso, la fusión generalizada de las pelitas se puede producir, sobre todo, en los enclaves.

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Cornearía con andalucita (quiastolita) Facies de corneanas con hornblenda (V. otros ejemplos en las fotografías 1 y 106)

En esta fotografía se observan muy bien dos porfidoblastos de andalucita (quiastolita): cada uno está rodeado por un borde de un agregado tornasolado (probablemente de moscovita). Las andalucitas están caracterizadas por la disposición de las inclusiones de grafito, en forma de cruz de Malta. En algunos casos, aunque los cristales originales de andalucita hayan sido reemplazados completamente por laminillas muy pequeñas de mica, todavía subsiste esta disposición de las inclusiones en forma de cruz de Malta. Generalmente, el centro de los cristales está ocupado por inclusiones; en algunos casos, sin embargo, el centro de la cruz puede carecer de estas inclusiones.

A pesar del desarrollo intenso de la blastesis, la textura esquistosa y la granulometria original son visibles todavía en ia matriz que contiene cuarzo, clorita, biotita, moscovita y grafito.

Localidad: aureola del lago Evans, condado de Okanogon, Washington, Estados Unidos; aumento: x 14, LPNA y LPA.

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Corneana con andalucita y cordierita (pizarra moteada) Facies de corneanas con hornblenda

Esta roca muestra el aspecto característico de los esquistos moteados (aunque las «motas» sean más numerosas de lo habitual). Los nodulos o «motas» están constituidos de andalucita y cordierita; en la fotografía en L P N A , los cristales de andalucita se distinguen con facilidad por su mayor relieve respecto a la cordierita y por su carencia de inclusiones. En el centro de la fotografía se ven tres cristales, siendo los restantes de cordierita. Algunos cristales de cordierita presentan el característico maclado en sector; el cristal situado inmediatamente por encima del centro del campo muestra dos sectores casi negros, o en extinción, y otros dos de color gris oscuro.

La presencia de andalucita y la ausencia de clorita muestra que esta roca corresponde a un grado metamórfico más elevado que el de la roca 1 que procede de igual aureola; el resto de la matriz, rica en moscovita, está finamente cristalizada.

Localidad: aureola Skiddaw, monte situado al oeste de Penrith, entre esta población y Workington, al oeste de Inglaterra; aumento: x 20, LPNA y LP A.

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Esquisto con biotita y andalucita Facies de corneanas con hornblenda

En esta roca, que corresponde a un metamorfismo regional de presión baja, se observan porfidoblastos grandes de andalucita dispuestos en una matriz compuesta, principalmente, por biotita pardo verdosa, moscovita y cuarzo.

Las inclusiones presentes en las andalucitas son claramente más pequeñas que las de la matriz de la roca; en algunos casos (p. ej., en el ángulo inferior derecho), estas inclusiones señalan una textura orientada N-S, dispuesta perpendicularmente a la esquistosidad dominante E-O. En detalle, es posible ver en las partes superior y central de la fotografía que la textura E-0 es una esquistosidad de crenulación, producida por un plega-miento más reciente que la foliación N-S. Este proceso ha sido acompañado por la segregación en capas, ricas en filosilicatos, y otras capas ricas en cuarzo. La etapa final de deformación ha producido pliegues en kink que afectan la esquistosidad E-0, próxima al borde superior de la fotografía.

Localidad: río Black Water, a 1,5 km al suroeste de Brid-gend, montes Grampianos, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x8, LPNA y LPA.

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Esquisto con estaurolita y andalucita Facies de corneanas con hornblenda

Esta roca consta de grandes porfidoblastos de andalucita y estaurolita en una matriz de biotitas, pequeñas moscovitas y feldespatos.

Los porfidoblastos de estaurolita son mucho más pequeños que los de la andalucita y se ven muy oscuros en la fotografía con LPNA. A la izquierda del centro de la fotografía, un poi-quiloblasto constituido probablemente de cordierita original, ha sido reemplazado por la pinita de color amarillo pálida.

Aunque esta roca esté descrita como un esquisto, ya que la textura general de la roca es esquistosa, su esquistosidad no es muy patente en esta lámina.

Localidad: Whitehills, cerca de Banf, localidad costera al nordeste de Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 8, LPNA y LPA.


¡ Corneana con feldespato potásico, cordierita

| y andalucita Facies de corneanas con piroxeno

Esta roca consta de cristales pequeños de cordierita, andalucita, feldespato alcalino y cuarzo. La cordierita tiene una identificación difícil pero, a veces, muestra láminas de macla, como en el caso situado cerca del cristal central esquelético de andalucita visible con gran aumento (fotografía inferior). En algunas cordieritas se pueden ver también los halos pleocroi-cos de color amarillento. El feldespato alcalino tiene una textura micropertítica, lo que permite su distinción, gracias a una red bien visible de líneas paralelas muy finas o, incluso, por su aspecto abigarrado en LPA. Se presentan también algunas bio¬titas y magnetitas. Algunas de las moscovitas visibles son, probablemente, de origen metamórfico retrógrado.

La paragénesis andalucita + feldespato potásico resulta de !a descomposición de la moscovita con cuarzo para presiones muy bajas donde la andalucita es más estable que la sillimani-ta.

Localidad: aureola del granito Ben Nevis, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x26, LPNA y LPA; x52, LPA (fotografía inferior).

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Corneana con espinela, corindón, plagioclasa y cordierita Facies de sanidinitas

Este metasedimento, de grano muy fino, consta de cristales pequeños dispersos de corindón, con relieve fuerte y un color de birrefringencia amarillo de primer orden: los cristales que aparecen opacos en la fotografía con mayor aumento (fotografía inferior) son espinelas de color verde oscuro. En la fotografía superior (LPNA) se puede ver el bandeado original y en la fotografía central (LPA) se pueden observar porfidoblastos diseminados de cordierita. En el ángulo superior izquierdo de la fotografía central se pueden ver, situadas entre las cordieritas, algunas venillas formadas probablemente por feldespato alcalino. Algunos cristales de plagioclasa están interpenetrados con la cordierita, aunque es difícil cuantificar las proporciones relativas de estos dos minerales.

Esta roca procede de un enclave ultrametamórfico. La elevada proporción de minerales ricos en A l muestra su origen pelítico donde las temperaturas elevadas han destruido todos los minerales hidratados y la roca se ha empobrecido en sílice y en álcalis después de la fusión.

Localidad: Invergeldie Burn, Glen Lednock, Comrie, al oeste de Perth, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 8, LPNA y LPA; x34, LPA (fotografía inferior).

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Metamorfismo de rotas sedimentarias

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Buchita Facies de sanidinitas

Este término designaba, inicialmente, una roca vitrea formada por la fusión de arenisca por metamorfismo de contacto con una intrusión ígnea: más recientemente, esta definición se ha ampliado a las arcillas aluminosas metamorfizadas.

Esta roca consta de cristales neoformados de cordierita y prismas pequeños de plagioclasa. En el ángulo superior derecho de la fotografía se ve un cristal relicto de cuarzo con huellas de una fusión parcial. Los otros minerales presentes son el ortopíroxeno y, posiblemente, cristales aciculares de mullita.

Localidad: Cushendall, condado de Antrim, Irlanda del Norte; aumento: x52, LPNA y LPA.

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Buchita Facies de sanidinitas

Vemos en este caso otro ejemplo de una roca vitrea formada por la fusión de un sedimento en su contacto con una lava. Los minerales que deben identificarse en esta fotografía, todos ellos formados por fusión, son esencialmente plagioclasas, cordierita, ortopíroxeno y mullita. Las plagioclasas y ia cordierita presentan un relieve medio y la presencia de numerosas inclusiones hace difícil su identificación. Los cristales con relieve intenso son de ortopiroxeno (v. su exfoliación) y los cristales aciculares de tamaño pequeño son mullitas. Los opacos son de composición de ilmenita y magnetita.

Localidad: próximo a Cushendall, condado de Antrim, irlanda del Norte; aumento: x 34, LPNA.


Metamorfismo de alta, presión

Los efectos de las altas presiones en las paragénesis de las pelitas eran mal conocidos hasta estos últ imos años ya que las pelitas, en la mayoría de las zonas metamórficas de presión alta, proceden de ambientes sedimentarios menos evolucionados que la mayor parte de las pelitas barrowienses. Trabajos recientes, particularmente en los Alpes, han identificado, sin embargo, numerosos minerales y paragénesis específicas de altas presiones. Estas paragénesis comprenden la carfolita (35), el talco que coexiste con la moscovita (variedad fengita) o, a temperaturas más altas, la distena (36). En Yardley ( Í989 , cap. 3) se aporta información complementaria sobre las paragénesis y reacciones metamórficas en esquistos pelíticos.

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Esquisto con cloritoide y carfolita Facies de esquistos azules

Estas fotografías corresponden a una antigua roca arcillosa metamorfizada procedente de series calcáreas triásicas. Consta de carfolita rica en M g (aproximadamente, el 70 % de M G ) , cloritoide, mica de composición fengita, calcita, algunas clori-tas y cuarzo.

La carfolita*, rica en Fe y M g , es un mineral específico del metamorfismo de baja temperatura y alta presión. Se presenta en haces prismáticos subparalelos, con relieve moderado (que recuerda al de la moscovita). Si los prismas están cortados paralelamente a su longitud presentan colores de birrefringencia débil (gris de primer orden) según se observa en la fotografía. Las secciones oblicuas y básales tienden a ser rómbicas y muestran colores brillantes de birrefringencia de primer orden que pueden alcanzar, incluso, al azul de segundo orden. Los agregados cristalinos radiales, con tamaño inferior a los cristales de carfolita y con relieve más fuerte son cloritoides. La matriz de la roca consta, sobre todo, de fengita con algo de calcita y cuarzo.

Localidad: Vanoise occidental, Dent de la Portetta, Alpes occidentales; aumento: x27, LPNA y LPA.

Referencia: Goffe, B. y Yelde, B. (1984): Earth and Plane¬tary Science Letters, 68:351-360.

Goffe, B. (1980): Bulletin de Minéralogie 13:297-302.

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*N. del T. Carfolita: MnA!,Si,Os (OH),


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Talco-esquisto con distena (esquisto blanco) Facies de eclogitas

Las fotografías de esta roca muestran, en el centro, un cristal alargado de distena y otros dos cristales en la parte inferior izquierda. El mineral con birrefringencia débil que rodea a estos cristales es una cordierita producida por descompresión (metamorfismo retrógrado).

El mineral micáceo, que ocupa gran parte de la fotografía, con colores brillantes de birrefringencia de segundo orden, es el talco que, en esta lámina, es difícil de distinguir de la moscovita (esta duda se debe confirmar por análisis de difractrome-tría de rayos X o, también, por microsonda electrónica). Hay también abundante cuarzo.

La paragénesis talco-distena indica un metamorfismo de alta presión; en presencia de un exceso de cuarzo, para temperaturas más elevadas y presiones más débiles, se transforma en cordierita.

Estos talco-esquistos con distena han sido estudiados por W. Schreyer y muestran una facies característica.

Localidad: Sar e Sang, Afganistán; aumento: x 20, LPNA y LPA.

Referencia: Kulke H. y Schreyer W. (1973): Earth and Pía-netary Science Letters, 18:824-828.


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Esquisto con fengita, talco, distena, piropo y coesita Facies de eclogitas

Esta roca metasedimentaria procede de una región metamòrfica de alto grado en la facies de las eclogitas. Está caracterizada por granates, pálidos, cuyo diámetro varía entre 0,2 y

[25 era. En esta fotografía se ve el granate rodeado de talco, distena, fengita y cuarzo. Algunas de las inclusiones en el granate son de distena y cuarzo, pero las inclusiones mayores de cuarzo con relieve débil contienen unos restos con relieve fuerte de coesita, polimorfo más denso del cuarzo. Las fisuras radiales en el granate, que rodean las inclusiones, han sido provocadas por un aumento de volumen a consecuencia de la transformación de cocsita en cuarzo; esto se puede producir a temperaturas relativamente bajas por elevaciones tectónicas.

Localidad: macizo de Dora Maira, Alpes occidentales; aumento: x25, LPNA y LPA.

Referencia: Chopin C. (1984): Contributions to Mineralogy and Petrology 86, 107-118.

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Metamorfismo de rotas sedimentarias

Granulita con distena y feldespato potásico Facies de granulitas

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Esta roca es una granulita milonitizada y recristalizada. La lámina delgada tiene un espesor algo superior al previsto, por lo que los cristales de distena presentan unos colores de birre-frmgencia un poco más altos de lo normal. Otros minerales presentes en esta roca son el granate, la biotita, el feldespato potásico pertítico y el cuarzo. Hacia la izquierda del centro de la fotografía se observa un porfidoclasto que contiene inclusiones de exolución de plagioclasa en su parte central mientras que su periferia está rescristalizada en feldespato potásico no pertítico poligonal.

La presencia de feldespato potásico con distena indica la descomposición de la moscovita en cuarzo en el área de estabilidad de la distena (v. 20 y 31). La deformación es responsable de la forma redondeada y la corrosión de la distena y el granate, y ha provocado la descomposición de la pertita durante la recristalización. Esto indica que la milonitización es un fenómeno tardío, con una temperatura más baja, posterior al climax metamòrfico más alto.

Localidad: Slishwood, condado de Sligo, próximo a la bahía de Sligo, al noroeste de Irlanda; aumento: x 12, LPNA y LPA.

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Metamorfismo de tobas, grauwacas y silexitas

Las características petrográficas de este capítulo no están representadas en las rocas me-tamórficas de la cadena apalachiense-caledónica donde se han efectuado muchos de los estudios clásicos; no obstante, éstos son criterios metamórficos muy valiosos en las zonas metamórficas de gradiente muy débil y presión alta. En realidad, la facies de las zeolitas fue formulada inicialmente por D . S. Coombs (1954) a partir de las paragénesis de meta-grauwacas de Nueva Zelanda.

Las grauwacas de origen volcánico desarrollan paragénesis metamórficas incluso a temperaturas muy bajas, pues contienen fragmentos de vidrio, muy reactivos, y minerales ígneos que, en lo esencial, conservan la porosidad de una arenisca, al menos, inicialmente. Los materiales ígneos se descomponen con facilidad tras su hundimiento y ofrecen minerales del grupo de las zeolitas de baja temperatura. A temperaturas más altas, las paragénesis son, probablemente, muy similares a las de otras rocas metamórficas de origen ígneo con una composición análoga; la reactividad de las grauwacas caracteriza el metamorfismo de gradiente débil.

Las silexitas (44-46) y los minerales de hierro (47 y 48) muestran una diversidad todavía más destacada en composición y paragénesis que las grauwacas. Mientras las silexitas son, por definición, ricas en sílice, algunas tienen un contenido alto en Fe (44 y 45), mientras que otras lo presentan en M n (46) y contienen minerales próximos al polo del M n de las soluciones sólidas Mn-Fe.

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Metagrauwaca con laumontita Facies de zeolitas

Esta roca ha estado sometida a un metamorfismo de gradiente débil y se pueden reconocer la mayor parte de sus características sedimentarias. Posiblemente estuvo formada por diversos fragmentos volcánicos, angulosos, como el cuarzo y el feldespato, mal clasificados, y por minerales ferromagnesia-nos que han sido reemplazados, después, por materiales secundarios ricos en clorita y teñidos por óxido de hierro. Estos fragmentos han sido incorporados a una matriz cuyo tamaño muy reducido impide su identificación óptica. En LPNA, los fragmentos de minerales más claros son de cuarzo; el feldespato ha sido reemplazado parcialmente por la laumontita. En el borde inferior izquierdo se observa un fragmento casi rectangular de feldespato alterado que, en parte, está reemplazado por laumontita policristalina límpida en su parte inferior izquierda. La laumontita se distingue de otras zeolitas por su carácter biáxi-co negativo y su valor 2V pequeño.

Localidad: sedimentos jurásicos próximos a la ensenada Ship, Hokonui Hills, Nueva Zelanda: aumento: x 72, LPNA y LPA.

Referencia: Boles, J. P., Coombs, D. S. (1975): Geológica! Society of America Bulletin 86:163-173.

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Metatoba con heulandita Facies de zeolitas

Esta roca contenía, además de partículas cristalinas, abundantes formas aciculares de vidrio. Los fragmentos angulosos en cristales de feldespato y de rocas volcánicas microlíticas (visibles en el borde izquierdo) están casi inalterados. Sin embargo, la pasta microlítica está reemplazada, en parte, por cio¬rita verde y formas vitreas aciculares rodeadas por clorita. Las partes internas de estas formas aciculares están reemplazadas por agregados finamente cristalizados de zeolita (en su variedad heulandita). Hay también calcita secundaria.

La ausencia de deformación es típica de rocas sometidas a metamorfismo de enterramiento.

Localidad: cadena Norte, isla del Sur, Nueva Zelanda; aumento: x53, LPNA y LPA.

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Metamorfismo de rocas sedimentarías

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Metagrauwaca con glaucofana y jadeíta Facies de esquistos azules

Esta roca fue inicialmente una grauwaca y el metamorfismo posterior le confirió una paragénesis de jadeí ta y glaucofana junto a una textura algo laminar. Encima del centro de la fotografía (LPNA) se identifica un cristal azulado de glaucofana y los otros minerales con relieve fuerte son, en su mayor parte, de jadeíta (que forman el 20-30 % de la roca). Este último mineral, al igual que lo hace la glaucofana, forma haces radicales con birrefringencia débil. E l resto de la roca está constituido, en gran parte, de cuarzo y algunos de sus cristales son granos detríticos residuales. Hay también algunas fengitas.

Localidad: collado Panoche, California, Estados Unidos; aumento: x 20, LPNA y LPA.

Referencia: Ernst, W. G. (1965): Geológica! Society of America Bulletin 76:879-914.

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Esquisto con actinolita y pumpellyíta Facies de prehnita y pumpellyíta

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Metagrauwaca con estilpnomelana Facies de prehnita y pumpellyíta

1

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Esta roca, de grano fino, consta de moscovita, estilpnomelana, epidota, cuarzo, albita y algunas turmalinas. En la fotografía inferior (grandes aumentos, LPNA) se puede identificar la mayoría de estos cristales. La estilpnomelana forma unas delgadas láminas características coloreadas de marrón verdoso. La moscovita (en su variedad fengita verde pálida) tiene un aspecto similar y está asociada, de forma frecuente, a pequeños cristales granulares de epidota con relieve alto. En concreto se pueden distinguir dos cristales de epidota por su relieve y bi-rrefringencia a lo largo del borde inferior en las fotografías superior y central (con menos aumentos). La turmalina se presenta en cristales aislados de color azul verdoso y con relieve alto (sólo se pueden ver, difícilmente, con aumentos grandes en ia fotografía inferior). (El estudio preciso de esta roca requiere un análisis por microsonda en cristales diagnósticos seleccionados por criterios ópticos.)

Localidad: lago Hawea, Nueva Zelanda; aumento: x 12, LPNA y LPA; x 72, LPNA (fotografía inferior).


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Esquisto con estilpnomelana Facies de esquistos verdes (V. otro ejemplo en la fotografía 98)

Esta roca, rica en estilpnomelana, también contiene clorita, epidota, moscovita, cuarzo y granate. La fotografía superior (con pocos aumentos, LPA) muestra un pliegue diseñado por una banda de minerales opacos y clorita que rodean una parte, central, enriquecida en cuarzo. Las fotografías con mayor aumento (fotografías central e inferior, LPNA) corresponden al ángulo superior izquierdo de la fotografía anterior y permiten observar, con detalle, cristales aciculares de estilpnomelana alojada en el cuarzo. También se observan algunos cristales laminares de moscovita. Con este aumento grande se puede distinguir una concentración importante de cristales pequeños, con relieve alto, que corresponden a granate rico en molécula de espesartina. Hay que destacar que no todos los cristales de granates son isótropos (LPA, fotografía inferior) y, además, algunos cristales con relieve alto son de epidota.

La ferroestilpnomelana verde (con Fe 2 +) es la forma estable de la estilpnomelana en estas condiciones metamórficas, pero cuando la roca es superficial, se altera con rapidez a ferroestilpnomelana parda.

Localidad: Queenstown, Nueva Zelanda; aumento: x 10, LPA (fotografía superior); x53, LPNA y LPA.

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Metasilexita con egirina-augita y riebeckita Facies de esquistos azules

Esta roca, rica en cuarzo, contiene diversos minerales meta-mórficos distintos, en una matriz de cuarzo deformado y re-cristalizado sintectónicamente, y con moscovita en su variedad fengita.

El anfíbol sódico se presenta en grandes cristales zonados con birrefringencia débil. Su parte central está formada por Mg-riebeckita, mientras que su borde externo está enriquecido en Fe ! + y presenta un color azulado en cristales con orientación adecuada. La augita aegirínica presenta cristales más pequeños, verdoso pálidos y con relieve fuerte. Es bien visible en el centro de la fotografía (LPA) cuyos colores brillantes de birrefringencia son comparables a los de la epidota. El granate rico en la molécula de espersatina forma cristales pequeños idio-morfos y diseminados en la roca; su dimensión pequeña es característica de los granates ricos en M n de las metasilexitas. En el centro del borde superior de la fotografía se ve, muy bien, un cristal de apatito con relieve medio. (Esta asociación mineral requiere la realización precisa de análisis por microsonda electrónica.)

Localidad: Bizan, circunscripción o distrito de Tokushima, Japón; aumento: x50, LPNA y LPA.

Referencia: Miyashiro, A. y Iwasaki, M. (1957): Journal of the Geológica! Society of Jopan 63:698-703.

Metamorfismi) de rocas sedimentarias

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Metasilexita con piamontita Facies de esquistos azules

Las silexitas ricas en M n , aunque pobres en Fe, son frecuentes en las zonas metamórficas circumpacíficas de los Al pes, las Cicladas (islas griegas del mar Egeo situadas entre Atenas, al oeste, la península turca al este y al norte de Creta) y otras áreas. Pueden constituir indicadores valiosos del grado metamòrfico en secuencias muy monótonas . En el ejemplo que indicamos, el mineral manganesífero es la piamontita (epidota rica en Mn) . Los colores rosas son frecuentes en minerales que contienen Mn; en la piamontita hay un pleocroísmo particularmente marcado con tonos rojos, rosas y amarillos. La matriz está formada por cuarzo y fengita.

Localidad: Karystos, sur de Evia, Grecia; aumento: x 65, LPNA.

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Roca ferruginosa metamorfizada con grunerita y minnesotaíta* Facies de esquistos verdes

Esta roca fue, inicialmente, una silexita ferruginosa que experimentó un metamorfismo regional de grado débil seguido por un metamorfismo de contacto. En su mayor superficie se ve que la roca consta de magnetita, cuarzo y unos agregados amarillentos radiales de minnesotaíta fibrosa o término ferroso de una serie isomorfa con el talco. Obsérvese el relieve muy destacado de las fibras de minnesotaíta cuando penetran en el cuarzo. En el ángulo superior derecho se ven algunos cristales grandes con colores brillantes de birrefringencia y una composición de grunerita**. Cerca de la grunerita y a la izquierda de la fotografía se ven algunos cristales de carbonatos (v. en LPA) probablemente siderita.

Localidad: Mina Erie, montes Mesali, Minnesota, Estados Unidos; aumento: x 25, LPNA y LPA.

Referencia: French, B. M. (1968): Minnesota Geológica! Survey Bulletin 45.

*N. del T. Minnesotaíta: fórmula aproximada (FeMg},SirPJOH)6; en Deer, Howie y Zussman, 1992, pág. 328.

**N. del T. Grunerita: variedad monoclínica (-) de la serie camming-tonita-grunerita de fórmula general (Mg,Fe,Mn)7(SiKOv)(OH)¡.


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Cuarcita con magnetita y grunerita Facies de anfibolitas

Esta roca es un buen ejemplo de una roca ferruginosa afectada por un metamorfismo de grado medio. La textura muestra una alineación, marcada, de minerales de hierro y grunerita superpuestos al bandeado original. E l aumento mostrado en la fotografía inferior afecta una superficie situada en la parte inferior de la fotografía superior; en este caso (LPA) se puede ver, con facilidad, una macla compleja que es característica de la grunerita. E l cuarzo es el principal componente de la roca que, posiblemente fue originalmente una silexita. La muestra procede de una formación precámbrica de rocas ferruginosas bandeadas.

Localidad: granja Dwala, distrito de Gwanda, Zimbabwe meridional; aumento: X 12, LPNA; x34, LPA.


Metamorfismo de mármoles y rocas calcosilicatadas

Estos dos tipos de rocas se distinguen por la presencia de minerales ricos en Ca (incluidos los silicatos de Ca-Mg) cuyos contenidos en M g son relativamente más altos que en Fe. Los mármoles contienen abundantes carbonates (la calcita es habitual y la dolomita es más rara), mientras que en las rocas calcosilicatadas el carbonato es raro o, incluso, está ausente. La distinción entre los dos tipos de rocas es, no obstante, gradual. Muchos silicatos cálcicos resultan del metamorfismo de sedimentos carbonatados con algunas impurezas; éste es el caso de las margas; otros, sin embargo, son de origen metasomático y se han formado por interacción entre delgadas capas originales de la caliza y las pelitas adyacentes.

Las calizas, compuestas de calcita, con arena cuarzosa como principal impureza, reaccionan poco durante el metamorfismo, excepto en condiciones extremas de presión (la calcita es reemplazada por el aragonito) o de temperatura (se puede formar wollastonita si la presión disminuye). Sin embargo, se pueden producir cambios estructurales importantes durante el metamorfismo de los mármoles , incluso sin verificarse ninguna reacción mineralógica. Muchas rocas carbonatadas están constituidas, sin embargo, por dolomita y reaccionan mucho m á s durante el metamorfismo, en presencia de sílice. Para un grado meta-mórfico débil aparece talco en los mármoles dolomíticos que es continuado, sucesivamente, por la tremolita, el diópsido y la paragénesis diópsido + forsterita. Las condiciones rae-tamórficas en las cuales se producen estas reacciones dependen, de un modo muy destacado, de la composición de la fase fluida presente (Yardley, 1989, cap. 5).

Las rocas calcosilicatadas cálcicas tienen una mineralogía muy variable: habitualmente comprenden la actinolita, la homblenda, la biotita, la plagioclasa, el diópsido, la microcli-na, la epidota/clinozoisita, la zoisita, el granate y la esfena.

La composición de los fluidos desempeña un papel muy importante en la formación de los minerales, así como la temperatura y la presión. 50


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Mármol con talco Facies de esquistos verdes (V. otros ejemplos en las fotografías 93 y 105)

En esta roca hay dos tipos distintos de textura en los carbonates: en el ángulo inferior izquierdo hay un carbonato poligonal granoblástico de grano fino y en otras partes se ve un carbonato porfidoblástico. E l talco muestra colores de birrefrin-gencia típicos de segundo orden, sobre todo el amarillo y, localmente, está interpenetrado con calcita. En la parte superior derecha se ven cristales de albita con débil relieve y birrefrin-gencia.

Localidad; puerto de Campolungo, Ticino, Suiza; aumento: x9, LPNA y LPA.

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Los principales minerales de esta roca son la calcita, la dolomita y la tremolita. La tremolita se identifica por los colores de birrefringencia de primer y segundo orden y por la forma en diamante o en cuña de los cristales; la lámina es ligeramente más delgada que una lámina estándar.

La calcita se puede distinguir de la dolomita porque aquélla liene las láminas de macla paralelas a las aristas del romboedro o a las diagonales mayores, mientras que la dolomita tiene sus láminas de macla paralelas a las diagonales menores del cristal en forma de diamante constituido por planos de exfoliación romboédricos.

Localidad: Gastacher Wände, pane este de Dorfertal, oeste del Tirol (Tirol austríaco), Austria; aumento: x ! I , LP'NA y LPA; x 16, LPA (fotografía inferior).


Mármol con flogopita y diópsido Facies de anfibolitas

Este mármol algo laminado tiene una textura definida por cristales prismáticos alineados con composición de flogopita parda que alterna con niveles de carbonates y silicatos. El mi neral carbonático es la calcita. E l diópsido aparece en cristales redondeados que, en esta lámina algo más delgada que la estándar, muestran colores de birrefringencia de primer orden. La clinozoisita, con colores claros y relieve más alto, es visible también en forma de cristales esqueléticos situados en el ángulo inferior derecho. Algunos cristales presentan un color azul anómalo en LPA. Los cristales con débil birrefringencia y relieve son de cuarzo y plagioclasa. La esfena es accesoria.

Localidad: 8 km al sur de Majavatn, en el límite de Nor-Íand-Trondelag, Noruega; aumento: x 14, LPNA y LPA-


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Mármol con espinela, forsterita y clinohumita Facies de corneanas piroxénicas

En el centro de la fotografía se identifican, con claridad, cristales de color amarillo pálido de clinohumita. Se pueden ver unos cristales pequeños de espinelas, con relieve fuerte, situados entre los cristales amarillos anteriores. En la parte inferior y a la izquierda de la fotografía se puede observar una concentración alta de espinelas.

En esta roca hay calcita y dolomita, pero es difícil distinguirlas en LPNA de la forsferita. Su bitTefringencia comparable a la del olivino la hace claramente visible en LPA; numerosos cristales de forsterita son visibles en el borde inferior derecho.

Localidad: aureola de la íonalita. de Bergell, valle Sissona, al nordeste de Italia; aumento: x 20, LPNA y LPA.

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Mármol con escapolita Facies de anfibolitas

Como muchos calcoesquistos, ésta es una paragénesis muy compleja. La esfena se ve con facilidad en LPNA por su relieve elevado y su forma rómbica, mientras que la hornblenda es verde pálida. Los cristales alterados de diópsido tienen un relieve elevado y colores brillantes de birrefringencia de primer orden. La escapolita (incolora, refringencia bastante débil, uniáxica y con extinción recta en las secciones longitudinales donde la elongación es negativa respecto a la traza de la exfoliación) se distingue con facilidad del diópsido por su relieve inferior y un borde de alteración a plagioclasa. La escapolita se ve bien en el centro de la fotografía central y su aumento en ía fotografía inferior. La clinozoisita muestra en LPA unos colores característicos azules; se ve bien próxima al centro del borde inferior de la fotografía central. La calcita es un componente frecuente de la matriz; otros minerales frecuentes son el cuarzo límpido con birrefringencia débil y la microclina ligeramente alterada (este mineral es abundante en el ángulo superior izquierdo de la fotografía).

Localidad: caliza Deeside, Ord, Banchory, condado de Aberdeen, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 16, LPNA y LPA; x43, LPA (fotografía inferior).

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Roca calcosilicatada con grosularia, diópsido y wollastonita Facies de corneanas con hornblenda

Estas tres fotografías muestran un cristal grande de granate rico en molécula de grosularia que ocupa la parte principal en el centro hasta el borde inferior de la fotografía. Los cristales de wollastonita, que ocupan la mayor superficie disponible en la fotografía, son alargados y coloreados en gris, negro y blanco en LPA. Con mayor aumento {fotografía inferior) se distingue mejor la wollastonita (recuérdese que es biáxica negativa, presenta cristales alargados según b, fibrosos por lo general, refringencia bastante fuerte, exfoliación frecuente con desarrollo fino y regular, incolora, birrefringencia media —amarillo de primer orden— y el 2V varía de 36 a 42°. No se la debe confundir con la pectolita —incolora— que es biáxica positiva, con mayor birrefringencia y siempre es largo-lento mientras que la wollastonita es largo-rápido). Los cristales de diópsido muestran colores brillantes de birrefringencia de primer y segundo orden. No subsiste ningún carbonato.

Localidad: Pollagach Burn, Ballater, montes Grampianos, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 7, LPA y LPNA; x 20, LPA (fotografía inferior).


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Esquisto con andesina y actinolita Facies de anfibolitas

En este esquisto con silicatos calcicos no subsiste ningún carbonato, pero la presencia de abundantes silicatos calcicos atestigua la presencia de carbonatas en el sedimento original. La actinolita, incolora, con relieve medio, tiene colores brillantes de birrefringencia de primer orden y con frecuencia es poiquiloblástica. La plagioclasa (andesina) puede presentarse también en porfidoblastos, pero en el campo de la fotografía, está finamente cristalizada. La clorita, incolora, es también muy abundante y presenta bajos colores de birrefringencia. El cuarzo es frecuente también en la matriz. La biotita parda y el grafito opaco son minerales accesorios.

Localidad: Caín Dubh. 9.5 km al sur de Braemar, Escocia, (jrati Bretaña; aumento x .i2. l.PNA y l.PA.

5 7


56

Esquisto con clinozoisita Facies de anfibolitas

La clinozoisita es el mineral principal de esta roca con silicatos calcicos. Las fotografías muestran grandes y pequeños porfidoblastos con una zonación aparente debida a la birrefrin-gencia. Algunos sectores muestran colores de birrefringencia características pero, en este caso, la lámina es algo más gruesa de lo normal. Los cristales más pequeños son la clinozoisita, el anfíbol verde-azul, la biotita parda, la clorita pálida, la oligoclasa y el cuarzo. La biotita parda y la hornblenda verde se presentan en toda la roca. En los ángulos superior izquierdo e inferior derecho se pueden ver la clorita verde pálida y una plagioclasa porfidoblástica.

Localidad: río Lokovista, Rhodopes centrales, Bulgaria; aumento: x 11, LPNA y LPA.

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Las rocas metamórficas, originadas a partir de rocas ígneas más frecuentes, son antiguas coladas de basalto e intrusiones pequeñas que atraviesan numerosas series sedimentarias metamorfizadas. Las rocas metavolcánicas acidas c intermedias son frecuentes en algunas áreas geológicas, mientras que los metagranitos se encuentran en materiales complejos, afectados por un polimetamorfismo (p. ej., zonas de colisión).

Una distinción esencial entre el metamorfismo de rocas magmáficas y el de rocas sedimentarias es la presencia de agua, en las primeras etapas, necesaria para hidratar (y frecuentemente, carbonatar) los minerales magmáticos originales y transformarlos en minerales metamórficos de bajo grado. Un aumento posterior de la temperatura podrá permitir, entonces, una desvolatilización progresiva, de modo similar a lo que ocurre en las pelitas. En el caso de coladas con gran potencia y de sills masivos, los minerales ígneos persisten frecuentemente hasta las condiciones correspondientes a las facies de los esquistos verdes e incluso hasta mayor grado. Este comportamiento es distinto al de las tobas volcánicas según se indicó antes (pág. 41).

Los ejemplos seleccionados en este capítulo proceden de rocas afectadas por un metamorfismo regional muy antiguo. Sin embargo, el metamorfismo de rocas magmáticas ha tenido lugar en la actualidad en zonas geotérmicas, en torno a volcanes activos (o con actividad reciente). Estas rocas tienen, sin embargo, pocas posibilidades de ser conservadas en los tiempos geológicos futuros.

Metamorfismo de rocas ígneas básicas e intermedias

El anfíbol es un mineral esencial de las metabasitas en todo el espectro P-T del metamorfismo; en realidad, muchas metabasitas están descritas como anfibolitas. En contraste neto con las pelitas, donde las zonas distintas están definidas por la aparición de minerales nuevos, las reacciones son frecuentemente continuas en las metabasitas, lo que conduce a un cambio gradual de la composición de los anfíboles con la presión o la temperatura. Es, pues, difícil distinguir zonas individuales de pelitas en las metabasitas. Por el contrario, los cambios graduales más importantes en la mineralogía de las metabasitas permiten definir una clasificación de facies, ya indicada en la introducción {pág. 3).

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Metamorfismo de presión media

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Metabasalto con pumpellyíta Facies de prehnita y pumpellyíta

Esta roca es una lava almohadillada con textura amigdalar metamorfizada. Las fotografías superior y central muestran fe-nocristales de piroxeno no modificados por el metamorfismo; la pasta contiene incluso piroxeno y plagioclasa, y presenta una textura variolítica en algunas zonas. Los intersticios entre los piroxenos y las plagioclasas constan de serpentina y clori-ta secundarias. Un aumento de la fotografía inferior muestra en detalle una amígdala donde los haces radiales de cristales aciculares verdes de pumpellyíta, con pleocroísmo del verde al azul amarillento (compárense las dos fotografías en LPNA), constituyen la mayor parte del relleno. Estos colores son típicos de la pumpellyíta en un metabasalto.

Localidad: sur de Riverton, isla del Sur, Nueva Zelanda: aumento: X 15, LPNA y LPA; x 40 LPNA (fotografía inferior).

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Metamorfismo de rocas magmáticas

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Esquisto verde con relictos ígneos Facies de esquistos verdes (V. otro ejemplo en la fotografía 81)

Esta roca ha experimentado un metamorfismo de grado débil. Consta de vestigios de minerales y texturas preexistentes; contiene clorila metamórfica. epidota, cuarzo y albita. En la fotografía superior con LPA y pocos aumentos se ven restos diversos de textura ofítica y también venillas de cuarzo.

Las fotografías central e inferior, con mayor aumento, muestran restos corroídos de la augita original marrón pálida, reconocible por sus colores brillantes de birrefringencia. La matriz de la roca, finamente cristalizada, contiene epidota amarillenta, clorita y albita. Hay algunas actinolitas; la actinolita puede formar un borde alrededor de una augita residual según se ve en el borde superior izquierdo de la fotografía donde esta augita es contigua a una venilla de cuarzo.

Localidad: lago Wakakipu, isla del Sur, Nueva Zelanda; aumento: x 16, LPA (fotografía superior); x 72, LPNA y LPA (fotografías central e inferior).


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Esquisto con actinolita y epidota Facies de esquistos verdes

Las dos fotografías superiores, con pocos aumentos, muestran que la roca está compuesta por laminillas distintas y alternan minerales claros y oscuros. Las zonas oscuras, esquistosas, están compuestas sobre todo de un entrecruzamiento de actinolita. clorita, cristales pequeños de epidota y esfena (mineral accesorio). Hay algunas moscovitas. Las zonas claras están constituidas, fundamentalmente, de albita porfidoblástica con algo de calcita y cuarzo. El aumento indicado en la fotografía inferior permite ver mejor los cristales de albita y sus maclas, así como algunas laminillas de filosilicatos y actinolita. Esta roca, intensamente laminada, tiene un contenido relativamente escaso de minerales ferromagnesianos. Podría tratarse de una colada de lava o de un sedimento volcanogénico metamorfi-zado.

Localidad: cerca de Arrowtown, isla de! Sur, Nueva Zelanda; aumento: x 16, LPNA y LPA; x28, LPA.

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Anfibolita con epidota Facies de anfibolitas

Esta roca está formada fundamentalmente por hornblenda prismática, biotita pardo verdosa y epidota; en menor proporción hay plagioclasa y calcita, y la esfena es un mineral accesorio. La alineación de las biotitas indica una esquistosidad pequeña, cortada por numerosos cristales de anfíbol y por epido-tas zonadas cuyos colores intensos de binefringencia son distintivos.

Localidad; cabo Anagh, condado de Mayo, Irlanda; aumento; x 22, LPNA y LPA.


Anfibolita Facies de anfibolitas

mi

Las fotografías ilustran la roca metabásica tipo más frecuente, constituida, sobre todo, por plagioclasa y hornblenda. La hornblenda forma pequeños prismas relativamente discretos en el interior de plagioclasas poiquiloblásticas. Pequeños granos de ümenita opaca están diseminados en toda la roca; se observan algunas epidotas, biotitas y cloritas. La epidota es visible en los ángulos superior derecho e inferior izquierdo (color brillante en LPA). La clorita verde se presenta en el ángulo inferior derecho, mientras que la biotita parda es fácilmente visible en el ángulo superior izquierdo.

m Localidad: sur de Bunaveela, condado de Mayo, Irlanda;

aumento: x 27 LPNA y LPA.


62

Gneis con antofilita y cordierita Facies de anfibolitas

Esta roca consta, sobre todo, de cordierita incolora, antofilita pardo verdosa y una pequeña proporción de óxido de hierro. Muchas propiedades que permiten identificar ópticamente la cordierita no se muestran en esta roca, pero son típicas la bi-rrefringencia y su macla compleja. La antofilita es ligeramente pleocroica y presenta una extinción recta (recuérdese que las antofilitas magnésicas son biáxicas negativas y la mayoría de las variedades alumínicas son biáxicas positivas; además, la extinción paralela a las secciones [010] permite distinguir la antofilita de otros minerales, como cummingtonita, actinolita u homblenda. En caso de duda, hay que identificar que las secciones longitudinales de antofilita son largo-lento y presentan extinción recta).

La localidad finlandesa de Orijarvi es clásica en rocas con antofilita y cordierita. Su origen ha sido discutido durante años ya que su composición no corresponde a ninguna roca preexistente sedimentaria o magmàtica; sin embargo, se piensa que están formadas, en algunos casos, por metamorfismo de grado alto a partir de un basalto alterado hidrotermalmente. (La complejidad de esta roca requiere un estudio composicional por microsonda electrónica y su posterior estudio cristaloquímico permitirá establecer una hipótesis genética fundamentada.)

Localidad: Orijarvi, Finlandia: aumento: x 7, LPNA y LPA,

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63

Granulita feldespática Facies de granulitas (V. otro ejemplo en la fotografía 80)

Las fotografías muestran clinopiroxeno, ortopiroxeno y un feldespato antipertítico. Los piroxenos tienen un color verdoso, aunque no se pueden distinguir con facilidad por criterios ópticos en LPNA; en LPA, la birrefringencia más alta permite reconocer el clinopiroxeno. En la fotografía en LPNA, un ligero desenfoque del objetivo permite observar ia línea de Becke entre las laminillas de feldespato potásico y las inclusiones en la antipertita. Todos los piroxenos presentan lámelas de exolu-ción.

La fotografía inferior con mayores aumentos del sector situado a la derecha del centro de la fotografía central permite ver, con mayor detalle, el feldespato antipertítico.

Localidad: Scourie, noroeste de los Highiands, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 8, LPNA y LPA; X 22 LPA (fotografía inferior).


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Granulita con piroxeno, hornblenda y granate Facies de granulitas

Esta metabasita en facies de granulita está formada por cristales con iguales dimensiones de hornblenda, granate y un c l i -nopiroxeno verde pálido, dispuestos en una matriz de plagio-clasas. Con frecuencia, la hornblenda parece reemplazar al p i roxeno. Esta roca es una granulita, formada por un metamorfismo de relativamente alta presión, como indica su asociación con granulitas con distena (38); la ausencia de ortopiroxeno es una característica común a estas metabasilas (v. 80).

Localidad; SHshwood, condado de SligO, Irlanda; aumento: x27, LPNAyLPA.

67

Metamorfismo de alta presión

Esquisto con crossita* Facies de esquistos azules

Estas dos fotografías muestran el borde de una capa con

cristales grandes de crossila*, en un esquisto con crossita de

grano fino. La roca está compuesta, básicamente, por crossita

intensamente pleocroica, con algo de epidota (reconocible en

LPA) y clorita de color verde manzana.

La crossita tiene un pleocroísmo amarillo pajizo, azul y la

vanda. Este último color no se reproduce en la fotografía con

la calidad deseada. En algunos cristales se observa una zona-

ción.

Localidad: Skuksan, Cascades septentrionales, Washington, Estados Unidos; aumento: X 28, LPNA y LPA.

*N. del T. La crossita es un mineral de la serie de los anfíboles alcalinos giaucofana-crossita-riebeckita; su composición varia, pues, entre NaMgAtíSWuXOH)! de la glaucofana y Nafe/'Fe^ (SixOa)(OH)¿ de la riebeckita. La crossita es un término intermedio de esta serie con valores Fe1' l(Fe" + Mg) = OJ-0,7. Es monoclínica y hiúxiea negativa. Recuérdese que la incorporación de Fe'' en la crossila aumenta los índices de refracción y disminuye la birrefringencia. En realidad, la crossita se distingue ópticamente de la glaucofana porque aquélla tiene unos índices de refracción más altos y, por lo general, una orientación diferente. La crossita puede presentar zonación con un valor 2 V - 12" en el núcleo y 2 V = 65" en el borde del cristal. La distinción por su análisis en microsonda electrónica es un criterio más seguro en rocas (compárese el análisis ¡5 de la crossita con los de la glaucofana y riebeckita en Deer, Howie y Zussman, púgs. 230-231, 1992).


Esquisto azul con lawsonita Facies de esquistos azules

Esta roca contiene la asociación lawsonita + glaucofana, típica de los esquistos azules. En la fotografía se ven dos grandes porfidoblastos de lawsonita y el cristal inferior muestra una macla múltiple. La glaucofana, finamente cristalizada, ocupa el resto de la fotografía y toma un color muy pálido en esta roca. El mineral con fuerte relieve y fácilmente visible en LPNA es epidota. Otros minerales presentes son la clorita (v. en una venilla en el borde izquierdo seccionado por la fotografía) y la moscovita (v. en la parte superior izquierda afectando la lawsonita) y, por últ imo, hay algunos circones no v i sibles en esta fotografía.

Localidad: formación Franciscana, California, Estados Unidos; aumento: x23, LPNA y LPA.


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Esquistos con glaucofana y granate Facies de esquistos azules

Los principales minerales de esta roca son la glaucofana y el granate; este último presenta una alteración intensa a clori-ta. Los cristales pequeños, con relieve fuerte, que aparecen casi opacos y con una elevada dispersión, al igual que la glaucofana, son rútilos con un borde de esfena y, por úl t imo, se observan algunas moscovitas.

Muchos granates presentan en su parte central innumerables inclusiones pequeñas, mientras que éstas faltan o son escasas en su borde. La parte central parece estar reemplazada, en algunos casos, preferentemente por la clorita, lo que conduce a una textura «en atolón» poco desarrollada (v. 99). Esta roca ha sido formada probablemente en la facies de eclogitas y ha re-cristalizado posteriormente en la facies de esquistos azules, si bien la onfacita original ha sido completamente reemplazada por glaucofana (v. también 107).

Localidad: formación Franciscana, California, Estados ' Unidos; aumento: x 11, LPNA y LPA.

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Eclogita Facies de eclogitas (V. otros ejemplos en las fotografías 102-104)

Esta roca está constituida por numerosos granates, con piro¬xeno onfacítico y laminillas de moscovita, que señalan una foliación marcada. Hay algunas glaucofanas azules, ai igual que cuarzos y rútilos (mineral accesorio).

Localidad: Kvineset, Noruega occidental en la zona Vest-Adger; aumento: x27, LPNA y LPA.

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Eclogita con distena Facies de eclogitas

Además de los minerales esenciales de una eclogita (piro¬xeno onfacítico y granate), esta roca consta de distena, zoisita y cuarzo. El granate, la onfacita y la distena tienen relieves muy similares. El de la zoisita es ligeramente inferior (v. el ángulo superior derecho de la fotografía). En esta roca, la distena presenta un aspecto inusual, pues su color azul de absorción es lo bastante intenso como para ser apreciado en lámina delgada. Algo sobre el centro de la fotografía se ve un grupo de cristales pequeños entrecruzados de distena en secciones en forma de diamante.

Algunas inclusiones de anfíbol pardo verdoso son visibles en el gránate y en el cuarzo. Muchos cristales pequeños de ruti lo, diseminados en la roca, parecen opacos con estos aumentos. Los cristales límpidos en el centro del borde inferior de la fotografía son de cuarzo.

Localidad: Verpeneset, Nordfjord, Noruega; aumento: x 12, LPNA y LPA.

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Metamorfismo de rocas magmát icas

Dolerita eclogitizada Facies de eclogitas

Esta roca fue, en su origen, una metabasita con textura do-lerítica y ha sido sometida a un metamorfismo en facies de eclogitas. La textura infrecuente de esta roca procede de la textura ofítica residual parcialmente conservada, a pesar de los cambios mineralógicos de la roca, particularmente el desarrollo de granates. Los piroxenos originales están muy alterados y reemplazados por un piroxeno verde metamòrfico; contienen numerosas inclusiones de óxidos de hierro. La fonna original, en prisma, de las plagioclasas, ha sido casi completamente reemplazada y las partes claras de la lámina ahora están compuestas de cuarzo con algunos restos de feldespatos. El cuarzo y el feldespato contienen innumerables inclusiones pequeñas. A l gunas laminillas de biotita pardo naranja son visibles y también algunos cristales de esfena.

En estadios intermedios de la eclogitización de estas rocas, las texturas coroníticas son visibles con frecuencia; algunas se ilustran en las rocas 102-104.

Localidad: Flatraket, región de Nordfjord, Noruega occidental; aumento: X13, LPNA y LPA.

73


Metamorfismo de rocas ultrabásicas

El olivino reacciona con facilidad en presencia de agua y produce serpentina, incluso a las temperaturas bajas de las condiciones por debajo de la superficie, por lo que muchas rocas ultrabásicas se han transformado completamente en serpentinita. Esto es frecuente en las peridotitas de tipo alpino, situadas en las zonas orogénicas. La serpentinización también está acompañada por deformaciones e intrusiones fílonianas, asociadas probablemente a los grandes cambios de volumen que acompañan a este proceso. Algunas peridotitas alteradas también están carbonatadas y la magnesita suele ser el carbonato más frecuente.

En algunas áreas, especialmente si hubo polimetamorfismo, las serpentinitas han podido ser sometidas a nuevos aumentos de temperatura y experimentar un metamorfismo progresivo. Esto pudo provocar un nuevo crecimiento de minerales, como el olivino y el p i roxeno que preexistían ya en la roca magmàtica original; la roca resultante es, pues, una pendolita regenerada (2 es un ejemplo excelente).

71

i

Serpentinita Facies de esquistos verdes (V. otros ejemplos en las fotografías 2 y 5)

Esta roca está constituida, casi completamente, de serpentina y cristales opacos de óxidos de hierro; algunas áreas pardas pueden estar, posiblemente, coloreadas por hematites. Muchas serpentinitas contienen vestigios de sus minerales originales, olivino o piroxeno, en la red mineral de la serpentina, aunque en este caso no sucede. Esta roca muestra un ejemplo de textura reticulada característica donde la serpentina, finamente cristalizada, con una birrefringencia muy débil, está dividida en fragmentos pequeños por numerosas venillas delgadas de serpentina con birrefringencia ligeramente más alta.

Localidad: cabo Lizard. al sur de Falmouth o al suroeste de W ? ' Plyniouíh. ('onuialles. Cana! de la Mamila. Gran Bretaña: 8B aumento: X 7, LPNA y LPA.

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72

Roca carbonatada con talco y olivino Facies de anfibotitas

Esta roca es una serpentinita afectada moderadamente por un metamorfismo de gradiente alto, donde la deshidratación progresiva de los minerales de baja temperatura comienza a reconstruir la mineralogía de la peridotita de temperatura más elevada. El talco ocupa un área grande y muestra colores rojo y verde en LPA; se la podría confundir al microscopio* con moscovita, pero en la muestra macroscópica de visu se identifica con facilidad por su carácter blando. El olivino forma cristales neoformados por metamorfismo; el mineral carbonatado es, probablemente, la magnesita.

Localidad: valle di Ganano, valle Calanca, Italia; aumento: x 32, LPN A y LPA.

*N. del T. El talco es biáxico (-) y su 2V es pequeño, sin superar los 50° con r > v. La moscovita y la pirofüita tienen ángulos 2V mayores. No obstante, la diversidad de su posible presentación aconseja realizar análisis por microsonda electrónica.

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73

Metaperidotita serpentinizada Facies de granulitas

La lámina es algo más delgada de lo normal y por ello los restos de olivino y piroxeno presentan colores de birrefringencia que no superan el segundo orden.

El centro de la fotografía está ocupado por un carbonato (magnesita) poiquiloblástico que contiene cristales diversos de olivino que, en la roca actual, se ven serpentinizados. También se distingue el ortopiroxeno, con relieve fuerte, menos alterado, con birrefringencia débil, y un cristal elongado con ensta-tita dispuesta paralelamente al borde derecho de la fotografía. La enstatita, el olivino y la magnesita constituyen la paragéne-sis del metamorfismo máx imo (facies de las granulitas) de esta roca; estos minerales se han formado por el aumento progresivo de la temperatura de una peridotita previamente carbonatada y serpentinizada. Una hidratación posterior progresiva ha producido, sobre todo, la serpentina y un cristal de clorita bien formado, próximo a la enstatita antes indicada, así como talco, con birrefringencia muy elevada.

Localidad: Ballysadare, condado de Sligo, al noroeste de Irlanda y próximo a la bahía de Donegal; aumento: x 27, LPNA y LPA.

Metamorfismo de rocas magmát icas

Metamorfismo de rocas plutónicas ácidas

Los granitos y las rocas asociadas forman grandes macizos intrusivos que, en consecuencia, se enfrían muy lentamente; con frecuente están acompañados de una circulación, por convección, de aguas más profundas. Muchos granitos adquieren, pues, características metamórficas durante su enfriamiento. Las exoluciones subsolidus son frecuentes en los feldespatos alcalinos; todos los feldespatos están alterados frecuentemente en minerales arcillosos.

En este capítulo, sin embargo, hemos representado ejemplos de rocas plutónicas ácidas que han experimentado una fase metamórfica distinta. En algunos casos, el metamorfismo ha estado acompañado o provocado, incluso, por las deformaciones mientras que, en otros casos, la roca ha conservado su textura granítica. Ejemplos extremos de granitos deformados están ilustrados por las milonilas (v. 84-86).

Con frecuencia, los granitos forman intrusiones en los estadios finales de los ciclos oro-génicos; en esta situación no están metamorfizados. Los ejemplos elegidos en este caso indican, sobre todo, una removilización de las rocas del zócalo.

74

Metatonalita Facies de esquistos verdes (V. otros ejemplos en las fotografías 85-87)

Esta roca es relativamente poco deformada y conserva incluso un aspecto magmàt ico superficial manifiesto, sobre todo por la textura original reconocible en las plagioclasas. La matriz de la roca, sin embargo, está constituida de cuarzo, biotita y algo de feldespato potásico que ha experimentado una recristalización metamórfica. Los porfidoblastos de plagioclasa se reconocen en LPNA. con sus minerales de alteración elon-gados, dispuestos en desorden. Aumentando la parte central de la fotografía anterior, en LPA, se aprecia que los cristales de alteración son moscovitas (colores amarillos brillantes) y cino-zoisitas (colores azules anómalos) . Estos minerales resultan del inicio de hidratación en las condiciones metamórficas con gradiente débil.

Localidad: Obervallach, Austria; aumento: x8, LPNA; x23, LPA (fotografía inferior).


y '¿•• •¡.-, • • 75

Gneis ocelar Facies de anfibolitas

Esta roca, con milonitización débil, muestra feldespatos, de origen magmát ico , que ahora forman porfidoclastos u «ocelos» en cuyo entorno el resto de la roca se ha deformado. La ¡amina se ha teñido con azul de metileno que colorea de azul la moscovita. Los «ocelos» están formados de feldespato potásico y albita, y la matriz está formada de moscovita, biotita y cuarzo.

En las dos fotografías, central e inferior, con fuerte aumento, parte de un ocelo visible en la fotografía anterior, situada arriba en la fotografía central, está formada por un único feldespato potásico (algo pardo en LPNA) , ocupando el cuarzo la sombra de presión en el extremo del feldespato. Los ocelos u ojos de la albita son l ímpidos en L P N A y son más pequeños que los del feldespato potásico; por lo general se trata de un agregado policristalino y no de un cristal único. A l revés que los feldespatos, el cuarzo ha experimentado una recristalización sintectónica importante. La moscovita tiene, probablemente, en parte, un origen metasomático por acceso de un fluido acompañando la deformación.

Localidad: 1 km al suroeste de Mallnitz, Austria; aumento: x 8, LPNA; x 20, LPNA (fotografía central) y LPA (fotografía inferior).


76

Charnockita Facies de granulitas

La charnockita es una roca de la facies de granulitas caracterizada por la coexistencia de ortopiroxeno y feldespato potásico. Esta roca es bastante rica en cuarzo y consta, con igual proporción, de plagioclasa sódica y microclina pertítica, con maclas frecuentes. El feldespato potásico se distingue con facilidad de la plagioclasa por su índice de refracción débil; la plagioclasa no está maclada, en general, y su índice de refracción es próximo al del cuarzo y su composición se sitúa en el término de oligoclasa.

El pleocroísmo muy débil de la hiperstena varía del rosa al verde y se ve girando lentamente la platina, este rasgo permite identificar al ortopiroxeno. La roca no está alterada, pero el ortopiroxeno está, sin embargo, rodeado por una corona de clo-rita. Pueden verse también algunas laminillas de biotita y un mineral de hierro.

Localidad: suroeste del monte St. Thomas, Madras, India; aumento: X11 LPNA (fotografía inferior); x24, LPNA y LPA.

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Metagranito con jadeíta Facies de eclogitas

En esta roca, la plagioclasa original se ha descompuesto durante las condiciones metamórficas de la facies de eclogitas. aunque la textura granítica permanece intacta. Hacia la izquierda del centro de la fotografía se observan numerosos cristales pequeños, en haz, con relieve fuerte, de jadeíta que han seudomorfizado una plagioclasa original; otros seudomorfos son visibles en torno a los bordes de la fotografía. La biotita original ha recristal izado en parte y está rodeada de granates pequeños. También se observan asociaciones de moscovita (variedad fengita) y biotita; la fengita se presenta también en los seudomorfos de plagioclasa a la derecha de la fotografía. Los feldespatos potásicos magmáticos originales apenas han sido afectados por el metamorfismo; un fenocristal grande está situado en el borde izquierdo de la fotografía. El cuarzo original también está relativamente poco afectado.

Localidad: monte Mucrone, zona Sesia, Italia; aumento: x27, LPNA y LPA.

Referencia: Compagnoni, R., Maffeo, B. (1973): Schweize¬rische mineralogisches und petrograpisches Mitteilungen 53:355-382.

80


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Gneis con jadeíta Facies de eclogitas

Esta roca, como la muestra 77, ha sido formada por metamorfismo de un granito, en las condiciones de la facies de eclogitas, pero en este caso el metamorfismo ha estado acompañado de deformaciones. Los minerales presentes son la jadeíta (cristales grandes con relieve fuerte y cristales pequeños interpenetrados con cuarzo), la fengita, la microclina y el cuarzo.

Las fotografías superior y central (con pocos aumentos) muestran cristales grandes de jadeíta, mica fengítica y microclina en una matriz de cristales pequeños de cuarzo recristali-zados sintectónicamente y microciinas recristalizadas.

En la fotografía inferior, con aumentos grandes, el centro está ocupado por un cristal de microclina, enmarcado a la izquierda y a la derecha por una asociación de cuarzo y jadeí ta que hubiera podido ser originalmente una mirmequita de feldespato y cuarzo.

Los componentes ferromagnesianos del granito original están representados esencialmente por la fengita.

Localidad: valle de Aosía, norte de Italia; aumento: x 12, LPNA y PA; x52, LPA (fotografía inferior).

81

Parte 2

TEXTURAS DE ROCAS METAMÓRFICAS

Introducción

El estudio de las texturas metamórficas es un complemento esencial al estudio de las pa-ragénesis minerales, pues si estas últimas permiten definir las condiciones físicas de los fenómenos metamórficos, las texturas indican los procesos metamórficos y la historia del metamorfismo.

Las rocas metamórficas pueden experimentar una recristaíización, bien por respuesta a un esfuerzo lectónico, en ausencia de reacción química, bien como resultado de una reacción produciendo nuevos minerales. Con frecuencia, las deformaciones acompañan las reacciones metamórficas y, en este caso, los dos efectos son inseparables.

Muchos estudios en metamorfismo han tratado de las texturas de minerales porfidoblás-ticos y su relación con la textura de la matriz de la roca huésped. Calculando la cronología relativa del crecimiento de los porfidoblastos metamórficos tipo, en relación con la formación de esquistosidades durante las deformaciones, se puede correlacionar la realización de las condiciones metamórficas con episodios específicos de las deformaciones a que han estado sometidas las rocas. Hemos ilustrado muchos ejemplos de estas relaciones texturales.

Se pueden determinar secuencias de crecimiento de porfidoblastos y de deformaciones incluso en rocas que sólo han experimentado un ciclo metamòrfico progresivo. No obstante, no es raro que las rocas hayan experimentado dos episodios muy diferentes de metamorfismo en épocas distintas; se trata entonces de polimetamorfismo. En el último capítulo ilustramos muchos casos de texturas poi ¡metamórficas. Si bien seguimos las propuestas de Yardíey (1989), el lector también puede consultar Spry (1969) para referencias más completas con la terminología de texturas, así como Vernon ( 1975, 1989) y Barker (1990), o Bard (1985) para completar algunos conceptos.

Términos texturales básicos

Los términos texturales de rocas metamórficas son muy variados en la literatura geológica (v. Spry, 1969 y Bard, 1985): algunos sólo se emplean, de forma generalizada, por pe-trólogos metamórficos.

Dimensión y forma de los cristales

El crecimiento de los cristales de rocas metamórficas está influido por varios factores independientes. En particular:

1. La facilidad de transporte de un volumen de la matriz de la roca a los espacios de crecimiento puede afectar, a la vez, la dimensión de los cristales y el número de sus inclusiones.

2. Los mecanismos de incorporación de átomos a las superficies cristalinas pueden influir su morfología; por ejemplo, si los átomos se incorporan más fácilmente según una orientación determinada, se podrá formar un cristal alargado o acicular (81).

3. La tendencia a disminuir la superficie puede provocar la recristalización de cristales más o menos equidimensionales. con superficies planas, como la textura granoblástica poligonal o en la textura entrecruzada (desarrollada por minerales fuertemente anisotropos cuando los factores cristalográficos entran en competición con la energía de superficie para controlar la forma de los cristales).

Texturas de rocas metamórficas

Como consecuencia, los minerales metamórficos también pueden formar cristales l i m i tados por caras racionales (m. idiomorfos o automorfos, 95 y 107) o sin caras cristalinas (m. xenomorfos o alotriomorfos, 24 y 80) o existir situaciones intermedias (m. subauto-morfos o subidiomorfos). En muchas rocas, concretamente en los esquistos pelíticos, importa distinguir los minerales relativamente pequeños de la matriz y los porfidoblastos o los poiquiloblastos con tamaño relativamente grande. Los poiquiloblastos (29) difieren de los porfidoblastos por tener aquéllos numerosas inclusiones minerales de la matriz y estos últimos muy pocas (107). Por lo habitual, las inclusiones de los porfidoblastos y poiquiloblastos son de igual naturaleza mineralógica que los minerales de la matriz. Sin embargo, algunos minerales infrecuentes pueden conservarse como inclusiones en los porfidoblastos, pues un mineral incluido en un porfidoblasto no puede reaccionar con otros minerales de la matriz de la roca (v. 96 y 97).

Mientras que los cristales idiomorfos conservan su forma cristalina, el tamaño y la forma final de otros cristales han sido modificados por la recristalización. En otras palabras, los antiguos cristales pueden ser reemplazados por otros nuevos sin producirse un cambio en la composición mineralógica modal. La recristalización puede producirse por migración de los límites cristalinos entre dos cristales próximos de igual naturaleza (Yardley, 1989, pág. 154) o por un mecanismo de disolución-reprecipitación.

Foliaciones

Muchas rocas metamórficas han sido deformadas y esto conduce, con frecuencia, a la formación de foliaciones tectónicas. El término de foliación, no genético, se emplea para describir todo elemento textura! plano y espaciado cualquiera que sea el elemento original o el origen metamórfico (79). Las foliaciones tectónicas pueden proceder de la alineación de cristales alargados, o de la segregación mineralógica, en capas leucocratas acidas en cuarzo y en feldespatos, y en niveles melanocratas constituidos sobre todo por micas, an-fíboles y otros minerales. Las texturas definidas por la alineación de los cristales son las exfoliaciones pizarrosas si los minerales son muy pequeños y esquistosidades cuando los cristales son más grandes (12 y 20). Exfoliaciones y esquistosidades son estructuras planas (estructuras «S»). Por lo habitual, los minerales alineados son filosilicatos en plaquetas, pero puede tratarse también de granos aplastados de cuarzo o de carbonatos (79). Si los cristales alineados son prismáticos, y no aplastados (concretamente, los anfíboles), la textura está caracterizada por una alineación intensa de minerales (lineación, textura «L»),

Las foliaciones tectónicas están replegadas, frecuentemente, por foliaciones posteriores; hay formación de micropliegues o crenulaciones. El desarrollo de crenulaciones está acompañado, con frecuencia, por una segregación mineral intensa (Yardley, 1989, pág. 169), concentrándose el cuarzo en las charnelas de los micropliegues y los filosilicatos en sus flancos (11 y 92). Mientras que, en algunos ejemplos (10 y 11), las crenulaciones son claramente visibles, en otros casos (89), las deformaciones posteriores han sido tan intensas que borran la crenulación inicial.

Cuando una deformación relativamente intensa es posterior a la formación de porfidoblastos, los porfidoblastos relativamente rígidos pueden proteger al material próximo de los efectos del esfuerzo en un plano perpendicular a la compresión principal, mientras que un esfuerzo más intenso se ejercerá en otras partes del porfidoblasto. A causa de este esfuerzo heterogéneo, las «sombras de presión» se forman alrededor del porfidoblasto (83); la deformación será diferencial (Bell , 1981), repartida en áreas planas, menos comprimidas, conteniendo los porfidoblastos, separadas por otras zonas menos comprimidas, caracterizadas por texturas nuevas.

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79


80 Textura granoblástica poligonal en una granulita con escapolita y hornblenda

La hornblenda es el principal mineral de esta roca. Los cristales de hornblenda han recristal izado de tal manera que la superficie por unidad de volumen será mínima para una determinada dimensión. Los límites de los cristales son rectilíneos; cuando tres cristales contactan, se disponen de forma simétrica según punios triples formando ángulos interfaciales del orden de 120°. Esta textura granoblástica poligonal representa una tentativa de equilibrio textural. Es muy bien reconocible en la facies de las granulitas, excepto si se trata de rocas carbonatadas o ricas en cuarzo.

La escapolita, un ortopiroxeno (hiperstena) y minerales opacos se presentan en forma de cristales pequeños, aislados, de forma frecuente, en los puntos triples. La escapolita es límpida en LPNA, pero esta roca tiene un aspecto gris abigarrado debido a numerosas inclusiones alineadas de granos aciculares de fase opaca. En LPA, la escapolita muestra colores brillantes característicos que van del primero al segundo orden. El ortopiroxeno muestra un pleocroísmo marcado (girando con suavidad la platina del microscopio) que varía del rosa al verde pálido; muchos cristales de ortopiroxeno han experimentado un inicio de alteración retrógrada y están rodeados por una corona o borde de anfíboi incoloro.

Localidad: Scourie, noroeste de Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 16, LPNA y LPA.

81 Textura acicular en un esquisto con actinolita

La forma alargada, acicular, de grandes cristales de actinolita. es típica de anfíboles formados por un metamorfismo de gradiente débil a medio. Su coloración y su birrefringencia irregulares son el resultado de una zonación compleja debida a su composición. El color verde de la clorita de la matriz es muy parecido al de la actinolita en LPNA, pero la birrefringencia es mucho más débil. La matriz granoblástica de la roca está constituida, sobre todo, por cuarzo y algunas albitas. Un cristal de albita, con exfoliación poco neta, puede verse abajo hacia el ángulo izquierdo en el límite de contacto con un cristal de actinolita. Hay algunos cristales de calcita. La epidota se presenta en cristales pequeños de relieve fuerte con colores de amarillo vivo en LPA; este mineral forma inclusiones en la actinolita y en la matriz.

Localidad: pico Coronet, Otago, Nueva Zelanda (Colección de la Universidad de Cambridge, n." 39.8! 1); aumento: x28, LPNA y LPA.

Referencia: Hutton, C. O. (¡938): Mineralogical Magazine 25:207-211.


Textura acicular (continuación)

82 Textura entrecruzada de un micaesquisto con granate

La fotografía muestra un nivel de micaesquito con granate con alto contenido en moscovitas. Los cristales de moscovita, alargados, prismáticos o en laminillas, están entrecruzados al azar. Esta disposición difiere de la textura granoblástica, pues los cristales no son equidimensionales; sin embargo, constituye un intento de textura con equilibrio de energía y superficie mínima. Otros minerales presentes son el cuarzo, algunas bio¬titas y plagioclasas muy alteradas de color marrón pálido en LPNA.

Localidad: Beinn Dhubhchraig, cerca de Tyndrum, región HB de Tayside, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 15, LPNA y LPA. m

89

Texturas de rocas inetamórficas

83 Porfidoblastos y sombras de presión en una filita con siderita

La fotografía de arriba, con pocos aumentos, muestra una f i lita (zona de la clorita), finamente cristalizada, característica de un metamorfismo de gradiente débil; contiene además porfidoblastos de siderita. Los minerales principales de la matriz son la moscovita y el cuarzo. Este ejemplo muestra sombras de presión alrededor de los porfidoblastos, donde el cuarzo ha re-cristalizado en la zona de menor esfuerzo adyacente al porfi-doblasto.

El cristal fotografiado con gran aumento (fotografía inferior) está situado en el ángulo superior derecho de la fotografía anterior.

Localidad: Beavertail, isla Conanicut, Isla Rhode, cosía sureste de Estados Unidos; aumento: x 7, LPNA; x 30, LPA.

Deformación plástica y milonitización

Cada uno de los minerales responde de forma distinta a las deformaciones. El cuarzo y los carbonates experimentan con facilidad las deformaciones plásticas en la mayor parte de las condiciones metamórficas, al igual que lo hace ei olivino en las condiciones mantéli-cas. Sin embargo, muchos otros minerales son relativamente rígidos y tienen una respuesta frágil para iguales condiciones, mientras que las micas se pueden deformar según pliegues en rodilla (8). El cuarzo responde a esfuerzos débiles formando subgranos que pueden alinearse en capas paralelas a la deformación (84). Los cristales deformados se reemplazan mutuamente con límites imbricados o bien recristalizan en un agregado de nuevos cristales no deformados.

La recristalización sintectónica es un proceso según el cual los nuevos cristales que crecen son comprimidos y reemplazados por otros. En casos extremos, esto produce una textura en forma de cinta con alineaciones muy marcadas (88). Texturas semejantes se producen en rocas ricas en olivino, a alta temperatura (5). 90

Texturas de rocas me tamór fkas

Minerales más rígidos, como los feldespatos y los granates, tienden a deformarse de forma frágil (cataciasis) y a menudo no recristalizan, incluso si la matriz de cuarzo y de mica está intensamente deformada; permanecen en forma de porfidoclastos angulosos (75 y 87) o redondeados (86 y 88). En el caso de los porfidoclastos de feldespatos las partes externas recristalizan a veces para formar un agregado de granos pequeños que rodean una zona central residual (38 y 85).

Una miloniia es una roca cuya matriz ha experimentado una recristalización sintectóni-ca importante, en forma de cristales pequeños, con porfidoclastos residuales. En una pro-tomilonita, los porfidoclastos son dominantes mientras que en una ultramilotüta estos porfidoclastos han sido eliminados ampliamente.

En este capítulo hemos ilustrado rocas diversas afectadas por grados diferentes de deformación plástica y milonitas, Otros ejemplos pueden verse en 5, 38 y 75.

84 Cuarzo deformado con bordes suturados en un micaesquisto con granate

Esta roca muestra una segregación marcada en niveles ricos en biotita y otros niveles con espesor mayor de cuarzo y pla-gioclasa; esta textura con orientación oblicua ha sido deformada poco más tarde de lo que resulta una nueva textura con orientación próxima a N-S. Los cristales de granate son pequeños y xenomorfos; han podido ser fragmentados y parcialmente descompuestos.

En los niveles leucocratas, el feldespato se distingue, a veces, por su macla en LPA mientras que en LPNA aparece turbia (debido a la alteración). Los cristales grandes de cuarzo están compuestos ahora por bandas deformadas paralelamente, es decir, próximas a la posición de extinción. Los límites de los cristales están fuertemente suturados, debido a la migración de los bordes de grano por efecto de los esfuerzos sobre la roca; en algunos sectores, los cristales pequeños no deformados han comenzado a formarse cerca de los límites de los cristales grandes anunciando un inicio de recristalización sintectó-nica.

Localidad: autopista de Cascades septentrionales, Washington, Estados Unidos: aumento: x II, LPNA y LPA.

Texturas de rocas metamórfícas

85 Milonita granítica

La deformación intensa ha plegado (con fracturación asociada) los fenocristales originales de feldespato potásico y ha producido porfidoclastos fracturados con extinción ondulante. La textura residual del granito ha sido casi completamente destruida. El cuarzo ha recristalizado en capas, separadas por segregaciones de finas laminillas de biotita y moscovita. La pla-gioclasa también está presente en la matriz, pero sin ser abundante; la presencia simultánea de plagioclasa y de moscovita sugiere que la deformación ha podido estar acompañada de metasomatismo con descomposición de las plagioclasas y crecimiento de las micas (75).

Localidad: sur de Bretaña, Francia; aumento: x 7, LPNA y LPA.

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92


86 Ultramilonita granítica

Aunque esta roca procede de un área de cizalla igual a la roca anterior, la deformación en este caso ha sido incluso más intensa. Los porfidoclastos de feldespato potásico subsisten, aunque su periferia haya sido muy fracturada. La matriz está compuesta, sobre todo, de moscovita fengítica muy finamente cristalizada, de lo que resulta una coloración pardo amarillenta en LPA. La matriz también está salpicada de cuarzo. Las f i nas láminas de mica han cristalizado, probablemente, en unas condiciones de temperatura muy baja (facies de esquistos verdes); este proceso ha debido ser acompañado por un metaso-matismo muy desarrollado, pues, por ejemplo, la plagioclasa está ausente excepto en los límites de los porfidoclastos de feldespato potásico donde forma, a veces, una interpenetración mirmequít ica con el cuarzo (que no se ve en estas fotografías).

Localidad: sur de Bretaña, Francia: aumento: x 7, LPNA y LPA.

87 Ultramilonita

Es un ejemplo de esquisto que ha experimentado una inten- W'iv "'7..' ",. , • ' v ~. -- i^sS^^^fe;^ ' : " •' sa deformación plástica. La fotografía en I.PNA muestra al L I L I - \y. ' - • . . . . . . 1 : ; -V£$ nos cristales grandes angulosos de plagioclasa y minerales :>:-. >:VC'-.— •"J"' •' opacos que aparecen en forma de porfidoclastos en una matriz ^fT~%^ f \ ' " '!' V ' "* •••• finamente cristalizada de cuarzo y de moscovita con algunas ^£ . '" "' \t. • ••• " ; ™ " " - ' ^ ^ ¿ ^^yf"":'1'^--- '.í'X ':-,-,:'~:-'"::4' • ^ esfenas y carbonates. La roca original pertenecía a la formación «Moine Schists» (facies de las anfibolitas); incluso los porfidoclastos son mucho más pequeños que los cristales or i ginales, tal y como puede verse en los esquistos no deformados en el exterior de la zona milonitizada. Obsérvense los ci-zallamientos oblicuos que interrumpen la textura milonítica principal.

Localidad: pilar de Glencoul, zona orogénica de Moine, noroeste de Escocia, Gran Bretaña; aumento: x40, LPNA.


88 Micaesquisto con granate milonitizado con porfidoclastos y textura encintada

La deformación intensa de un micaesquisto con granate (roca original) ha producido esta milonita. E l granate, relativamente rígido, y los feldespatos plagioclasas han subsistido en forma de cristales residuales o de porfidoclastos, pero el cuarzo ha experimentado una recristalización sintectónica intensa, de lo que resulta un agregado fino de cristales recristalizados; éstos han recristalizado en las zonas de máx imo esfuerzo, en torno a porfidoclastos, formando una textura encintada. La bio¬tita se conserva en las sombras de presión alrededor de los porfidoclastos, pero ha sido transformada en cristales más finos cuando la deformación ha sido más intensa.

Localidad: autopista de Cascadas septentrionales, Washington, Estados Unidos; aumento: x32, LPNA y LPA.

Cronología relativa de deformaciones y del metamorfismo

Puesto que los porfidoclastos son rígidos y no responden a la deformación de igual forma que los minerales de la matriz, es frecuente emplear las relaciones entre las foliaciones de la matriz y los porfidoclastos para deducir las etapas de sus formaciones (Rast, 1958; V o l l , 1960; Zwart, 1962, y Vernon, 1989).

Cuando los porfidoclastos crecen, engloban, de forma frecuente, cristales pequeños de la matriz; cuando estos cristales tienen una forma alargada, o bien si están concentrados en niveles durante una primera deformación, la esquistosidad de la matriz se conserva en el interior de los porfidoblastos (fenómeno de esquistosidad interna S¡). E l cuarzo, la ilmeni-ta y el grafito son minerales que conservan frecuentemente las esquistosidades internas. Si no acontece ninguna deformación posterior, la esquistosidad interna de los porfidoblastos permanece paralela y en continuidad con la esquistosidad externa (S„) de la matriz.

No obstante, si sobreviene una deformación posterior que modifica la textura previa y crea otras nuevas, el porfidoblasto conservará intacta, sin embargo, la textura anterior. En la figura B se esquematizan algunas texturas que pueden proceder de diversas cronologías relativas entre el crecimiento de los porfidoblastos y las deformaciones. 94

Texturas de rucas metarnórficas

La controversia continúa a propósito de la interpretación de algunas texturas porfido-blásticas sintectónicas. La curvatura de alineaciones de las inclusiones en un porñdoblas to se interpreta habitualmente por la rotación del porfidoblasto en relación con la esquistosi-

Fig. B. Ejemplos de cronologías relativas entre la esquisto-sidad interna en los porftdoblastos, o los poiquiioblastos, y ¡a esquístosidad externa (según Yardley, 1989). a y b) ejemplos de crecimiento postectónico de porfidoblastos donde S, es paralela y en continuidad con Se; c y d) los porftdoblastos previos a la esquistosidad externa conservan su esquistosidad interna que es casi perpendicular a S„. En d hay una interrupción pequeña de la esquistosidad externa. Esto es frecuente cuando la matriz está casi completamente constituida por mica; e y f) porfidoblastos sintectónicos; e es un granate clásico en «bola de nieve» (v. 93) donde una rotación de unos 180" se produce durante el crecimiento; f es un porfidoblasto rotacional bastante frecuente, a menudo formado por recristalización de la esquistosidad, según una orientación nueva, durante los últimos estadios del crecimiento. d).

dad interna durante el crecimiento sintectónico. Según la interpretación clásica de estas texturas, el porfidoblasto ha girado bajo el efecto de una deformación tangencial, a lo largo del plano de esquistosidad, pero esto no se aplica en todos los casos. En la fotografía 89, parece, según el cuasiparalelismo de las esquistosidades internas de cristales de plagiocla-sa, entre los cristales diversos, y según la textura de la charnela que ha experimentado una crenulación, que los porfidoblastos no han sufrido una rotación durante la formación de foliaciones consecutivas. Inspirándose en una sugerencia inicial de Ramsay (1962), el paralelismo de S, perpendicul armen te a las charnelas de los pliegues, ha sido demostrado en el campo por pyson (1975 y 1980), de W i t (1976) y Bell (1985). En consecuencia, sería la esquistosidad externa quien sufriría una rotación progresiva en relación con los porfidoblastos, mejor que en el caso inverso, en estos ejemplos (v. Yardley, 1989, fig. 6.13). Esto puede explicar una rotación de S, hasta 90" si el crecimiento fue sintectónico. Una tercera explicación a estas texturas rotacionales (90) es que proceden simplemente de un crecimiento postectónico en un micropliegue. En algunos casos (93), se observa una rotación incluso más extrema de alineaciones de inclusiones en los porfidoblastos. Éstas son las texturas en bolas de nieve, estudiadas por Rosenfeld (1970) y otros investigadores. Se han señalado rotaciones aparentes con más de 90°; el origen de estas texturas implica, pues, una rotación del porfidoblasto (93). No obstante, Bell y Johnson (1989) han indicado recientemente que lo anterior no se da siempre. En uno de nuestros ejemplos (95), la rotación de los porfidoblastos entre sí, como consecuencia de una deformación posterior, no ha sido demostrada.

95

89 Porfidoblastos pretectónicos en un micaesquisto con biotita y plagioclasa

La textura principal de esta roca es una foliación definida por la alineación de láminas de biotita y moscovita según una orientación aproximada E-O. En el ángulo inferior derecho, sin embargo, esta foliación es menos intensa y puede resultar de la crenulación de una textura anterior cuya orientación podría ser N-S. Las plagioclasas forman porfidoblastos grandes. En LPA puede verse que la periferia de algunos porfidoblastos tiene una composición diferente a su parte central (v. en el centro y arriba, abajo a la izquierda); es un borde de crecimiento en o l i -goclasa alrededor de un núcleo de albita. Este fenómeno es frecuente en las rocas de la zona del granate, formadas a temperaturas donde la presencia de una laguna de peristerita* impide la formación de composiciones intermedias. Los porfidoblastos de plagioclasa contienen numerosas inclusiones de laminillas pequeñas de biotita, moscovita, cristales de cuarzo y granates muy pequeños. Las micas, en particular, definen una esquistosidad interna que también se alinea según la orientación N-S en los porfidoblastos de feldespato.

Localidad; cadena Nephin Beg, Mayo, Irlanda; aumento: x8, LPNAyLPA.

*N. del T. Peristerita: plagioclasa ácida de baja temperatura (albita-oligoclasa) que está pertitizada (por desmezcla) en albita pura y en una plagioclasa que contiene cerca del 30 % de anorlita. Presenta un color blanquecino con algunas irisaciones. Se identifica por difractometría de rayos X y microsonda electrónica. (Pueden ampliarse datos en Deer, Howie y Zuss-man, 1992; págs. 394, 433, 434 y 452.)

90 Porfidoblasto de probable origen sintectónico en un micaesquisto con biotita y granate

El porfidoblasto de granate muestra alineaciones curvas de pequeñas inclusiones de opacos con composición de ilmenita que indican una rotación aparente de 90° del granate durante su crecimiento. Este fenómeno tiene tres orígenes posibles:

1. Un crecimiento postectónico del granate, sobre una esquistosidad de crenulación preexistente, destruida por una deformación posterior en el resto de la roca.

2. Un crecimiento sintectónico del granate, cuando experimenta una rotación por cizalla, según los planos de esquistosidad (inteipretación clásica).

3. Crecimiento sintectónico del granate con recristalización de la esquistosidad según una orientación nueva, mientras que el porfidoblasto permanece inmóvil (v. pág. anterior).

Se puede emplear el término neutro rotacional para describir esta textura.

La matriz de la roca está compuesta por plagioclasa sódica, a veces maclada, de cuarzo y de biotita (que define una textura débil de orientación E-O). Esta esquistosidad se amolda en torno al granate, lo que sugiere que la deformación ha conti-


Porfidoblasto de origen sintectónico (continuación)

nuado después del crecimiento del granate (v. una discusión en el texto, pág. 95).

Localidad: Connemara, nororeste de Irlanda; aumento: X20, LPNA y LPA.

91 Porfidoblastos tarditectónicos en un esquisto con moscovita y granate

Esta roca tiene una foliación muy marcada debida, por una parte, a ia segregación de minerales de la matriz en niveles r i cos en cuarzo (con un poco de plagioclasa) y en niveles micáceos y, por otra parte, a la alineación de láminas de mica y de pequeñas ilmenitas tabulares. Los porfidoblastos de granate se forman tras esta foliación y a través de los granates se ve la segregación marcada de los niveles, en unos niveles pobres en inclusiones (que corresponden a ñlosil icatos) y otros niveles ricos en dichas inclusiones, cuando el granate se forma en una banda rica en cuarzo. Una deformación débil posterior ha concentrado, sin embargo, los cristales pequeños que forman un pliegue angular cerca de los granates. Los porfidoblastos grandes de opacos son piritas.

Los filosilicatos presentes son cloritas y moscovitas; la roca ha experimentado un metamorfismo retrógrado, lo que ha provocado la formación de clorita a expensas del granate en su periferia. Las biotitas, presentes en la composición original, han sido probablemente cloritizadas.

Localidad: Ben Nevis, Escocia, Gran Bretaña; aumento: X22, LPNA.

97


92 Porfidoblastos postectónicos en un esquisto con biotita y moscovita

Este micaesquisto de la zona de la biotita indica una cronología de deformación compleja, previa al crecimiento de la biotita. La matriz de la roca está compuesta, sobre todo, de moscovita y cuarzo, y tiene una textura con crenulación marcada. Una textura previa, orientada N-S, está indicada todavía por la alineación de cristales alargados de cuarzo, pero éstos se sitúan en las charnelas de las crenulaciones posteriores. La moscovita ha sido reorientada siguiendo una textura oblicua en los flancos de las crenulaciones. Las biotitas, orientadas al azar, han cristalizado después de estas deformaciones; las texturas no están deformadas alrededor de los porfidoblastos de biotita. E l crecimiento de las biotitas es, pues, completamente postectónico.

Localidad: Loch Leven, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x7, LPNA y LPA.

93 Porfidoblastos sintectónicos (en «bola de nieve») en un calcoesquisto

Esta roca tiene una composición infrecuente pues está formada, sobre todo, de cuarzo y calcita con porfidoblastos grandes de granate. Unas alineaciones finas de grafito señalan la esquistosidad de la matriz y forman inclusiones en los granates; la disposición espiral de las inclusiones es típica de porfidoblastos sintectónicos. La fotografía con aumentos mayores, en LPA, muestra con más detalle las espirales de las inclusiones que sugieren una rotación del orden de 270°. Puede verse que las espirales no están definidas por la alineación de inclusiones individuales de cuarzo, sino por una zona rica en cuarzo en la cual los cristales individuales son perpendiculares a la espiral. Esto sugiere que la espiral rica en inclusiones corresponde a la charnela de una crenulación (v. el ejemplo 92 arriba descrito) formada por replegamiento de una esquistosidad anterior. Esta roca está ilustrada en la bibliografía citada cuyo origen se trata con detalle (Rosenfeld, 1968).

Texturas de rocas inetamórfìcas

Textura en «boia de nieve» {continuación)

Localidad: Springfield, Vermont, Estados Unidos, al sur del paralelo 41 del afloramiento descrito por Rosenfeld (1968); aumento: x 5, LPNA y x 14, LPA.

Referencia: Rosenfeld, J. R. (1968): Garnet rotations due to the major Palaeozoic deformations in southeast Vermont. En: Zen E-An, White, W. S., Hadley, J. B., Thompson, J. B. Jr. Studies of Appalachian Geology: Northern and Maritime, Wiley, págs. 185-202.

94 Crecimiento polifásico de porfidobtastos en un micaesquisto con granate

La estaurolita y el granate forman porfidoblastos muy patentes en esta roca. Mientras la estaurolita forma cristales de color amarillo pálido típicos en LPNA, el granate Usurado muestra un alto contenido de inclusiones, muy pequeñas y no distinguibles con este aumento, por lo que se presenta casi opaco. Muchas inclusiones de cuarzo en el granate definen una esquistosidad interna compleja (S,), formada por crecimiento del granate tras una textura con crenulación preexistente. La esquistosidad principal de la roca (S c), definida por la moscovita y biotita, es discordante respecto a la esquistosidad interna de los granates y se amolda alrededor de los porfidoblastos, lo que indica que se ha formado después del crecimiento de los granates. Por el contrario, los porfidoblastos de estaurolita se superponen a la esquistosidad, que no está deformada alrededor de aquéllos; esto implica que la estaurolita se ha desarrollado después de la esquistosidad. No obstante, visto en detalle, aparece cierta discordancia entre S, en las estaurolitas, en la parte central de la fotografía, y Se. Esto procede, probablemente, de la reactivación de !a esquistosidad durante una deformación incluso más tardía.

Además de las micas, el cuarzo forma el mineral principal de la matriz. Una plagioclasa sódica se presenta también, aunque no se la puede distinguir en estas fotografías. La roca también contiene algunos cristales de turmalina, zonados, con un núcleo verde y un borde amarillo. Uno de éstos se ve muy bien en el centro de la mitad inferior de esta fotografía.

Localidad: Connemara, noroeste de Irlanda; aumento: x II, LPNA y LPA.

99


Texturas reaccionales

Algunas texturas metamórficas reflejan las reacciones químicas que han tenido lugar durante el metamorfismo y son verdaderos índices que permiten reconstruir las secuencias de paragénesis que han existido en la roca y también la cronología relativa de las reacciones.

Las texturas que conservan vestigios de antiguas paragénesis contienen restos de inclusiones protegidas (según se ha tratado en pág. 86, 96 y 97), de cristales zonados (98), de coronas y bordes reaccionales (101-104). En todos estos casos, los minerales que pueden reaccionar potencialmente han sido aislados unos de otros por una barrera mineral a través de la cual la difusión es demasiado lenta para que la reacción continúe. Las seudomorfosis también permiten identificar la mineralogía previa de una roca aunque, con frecuencia, basta sólo la forma de un cristal para identificar el mineral preexistente.

Los seudomorfos de quiastolita (110) son un buen ejemplo; otro caso, no ilustrado aquí, es el de los esquistos azules con enlrecrecimientos de zoisita, distena y cuarzo, que seudomorfi-zan a los porfidoblastos de lawsonita (66); estos seudomorfos se forman por la descomposición de la lawsonita a alta temperatura, cerca de la transición eclogita-esquistos azules.

Los seudomorfos también pueden proporcionar informaciones detalladas sobre el mecanismo de las reacciones. Muchos ejemplos ilustrados en este caso entrañan relativamente pocos cambios químicos durante la seudomorfosis; sin embargo, la fotografía 100 ilustra una seudomorfosis de fibrolita con una composición muy diferente al granate preexistente. La formación de estas texturas es, sobre todo, isoquímica, a escata de una muestra grande, y necesita un conjunto complejo de reacciones iónicas simultáneas que conducen a cambios químicos locales complementarios en panes diferentes de la roca que, globalmente, se compensan mutuamente. 100

95 Cronología relativa deformación/metamorfismo compleja en un micaesquisto con estaurolita

Los cristales de estaurolita de esta roca contienen inclusiones helicíticas (microplegadas), formadas según una foliación anterior ya plegada. Durante una deformación posterior aparece una nueva foliación de la matriz micácea (orientada oblicuamente), pero el esfuerzo ha sido heterogéneo y la foliación era más intensa cuando había pocos porfidoblastos. Los mi-cropliegues conservados, señalados por alineaciones de inclusiones, han mantenido las orientaciones diferentes en cada uno de los porfidoblastos, debido a la rotación diferencial de las es-taurolitas durante la última deformación. Esto es poco frecuente, pues, en general, las alineaciones de inclusiones permanecen casi paralelas en todos los porfidoblastos después de una deformación posterior (89).

Localidad: Pirineos, España: aumento: x 7, LPNA y LPA.


96 Mica esquisto con granate, sillimanita y vestigios de estaurolita

Las plagioclasas forman numerosos porfidoblastos en este micaesquisto; se distinguen del cuarzo por su dimensión superior, por su alteración irregular, por la presencia de inclusiones y, a veces, por las maclas. La biotita se presenta en la matriz y forma inclusiones en la plagioclasa; en algunos casos, envuelta por sillimanita fibrosa, por ejemplo, según es el caso cerca del borde izquierdo y próximo al borde inferior, bajo el granate. E l granate forma cristales idiomorfos bastante pequeños. Un gran porfidoblasto de plagioclasa maclada, en el cuadrante superior derecho, contiene restos de estaurolita intensamente alterada, actualmente aislados del resto de la roca por la plagioclasa. Esto se aprecia mejor en la fotografía inferior con mayor aumento. La estaurolita no se presenta en ía matriz de la roca, pues la temperatura máxima ha superado el umbral térmico donde la estaurolita reacciona con el cuarzo; el granate y la sillimanita han cristalizado entonces. Las inclusiones de estaurolita en la plagioclasa estaban, sin embargo, aisladas del cuarzo y no podían participar en esta reacción.

Localidad: valle Maam, Connemara, noroeste de Irlanda; aumento: x 12, LPNA y LPA; x43, LPA (fotografía inferior).

Referencia: Yardley, P>. W. D., Leake, B. £., y Farrow, C. M. (1980): Journal of Petrology 21:365-399.

101


97 Esquisto con granate, estaurolita y restos de cloritoides

La estaurolita es un mineral característico de las pelitas en facies de las anñboli tas inferiores; se forma por descomposición del cloritoide, mineral perteneciente a la facies de esquistos verdes, por reacción con el cuarzo. En esta roca, grandes porfidoblastos de granate están situados en una matriz de estaurolita, moscovita, cuarzo y plagioclasa con algunas biotitas. Los porfidoblastos de granate contienen inclusiones, entre las cuales hay cloritoides de color azul pálido-verde, bien visibles en la fotografía y, sin embargo, no hay cloritoides en la matriz. Estas inclusiones son relictos «protegidos», porque están constituidos por un mineral que se ha descompuesto en la matriz de la roca bajo el efecto de cambios de P y T; las inclusiones de cloritoide han sustituido en el granate debido a su protección completa y rodeadas por el propio granate y, así, aisladas del cuarzo con el que habrían reaccionado. Mientras que la reacción del cloritoide y del cuarzo, que conduce a la formación de estaurolita, marca el inicio de la facies de las anfibolitas, el cloritoide así aislado, es estable a temperaturas relativamente elevadas.

Localidad: Zwenbergertal, cerca de Obervellach, Austria; aumento: X15, LPNA.

98 Cristales zonados en una roca ferruginosa metamorfizada

Esta roca es una anftbolita excepcionalmente rica en hierro; está formada, sobre todo, de cuarzo, de magnetita y de anfíbol. Los cristales pequeños de anfíbol de la matriz son pleocroicos en tonos azul oscuro, l i la y verde pálido; se trata de anfíboles sódicos (serie riebeckitacrossita). Los bordes de dos grandes cristales tienen la misma composición que los cristales de la matriz, pero su parte central está fuertemente zonada. El núcleo de estos porfidoblastos de anfíbol está formado por cum-mingtonita pálida que contrasta con los bordes sódicos fuertemente pleocroicos. Una ferroactinolita también se forma, de manera irregular, en algunos cristales zonados. Sólo los bordes de estos anfíboles pueden ser considerados en una situación de equilibrio con los otros minerales presentes en la roca; el núcleo de los anfíboles ha conservado la composición inicial de la roca, formada bajo condiciones geológicas diferentes; esta composición se ha mantenido debido a la lentitud de las difusiones a través del anfíbol.

102


Cristales zonados (continuación)

Además de estos minerales principales, la roca contiene algunos cristales pequeños verdes de augita aegirínica en la matriz del anfíbol. Algunos cristales pequeños de color negro de la matriz son de deerita*, de forma circular y con una sección transversal diamantiforme; no es realmente un opaco. El granate se presenta, además, en la lámina delgada, aunque no aparece en esta fotografía.

Localidad: Sifnos, Grecia; aumento: x 16, LPNA y LPA.

Referencia: Evans, B. W. (1984): Geológica! Society of America: Abstraéis with Programs 16:504.

*N. del T. Deerita: Fei¡!*Fe6

3*Sii¡O40(Ofí)m (ino-hidrosilicato, monoclini¬co, prismático, en agregados fibrosos o cristales aciculares, de color ,

99 Textura en atolón en un micaesquisto con granate

La textura de granate representada en este caso tiene un origen discutido desde hace años. Varios cristales de granate contienen una biotita pardoverdosa, a veces también con moscovita en su núcleo. Las láminas de mica son, al menos, tan grandes como las de la matriz y al parecer están formadas por sustitución del núcleo del granate; no son inclusiones atrapadas durante el crecimiento del granate. La textura resultante, en atolón, comprende una envuelta de granate, de un contorno casi idiomorfo, con aristas internas irregulares y un relleno por otros minerales. La roca muestra una fuerte segregación, con una parte superior micácea y una parte inferior rica en cuarzo y en plagioclasa. La turmalina forma muchos cristales pequeños verdes en el nivel micáceo.

Localidad: Meall Druidhe, Kinlock Rannock, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 34, LPNA y LPA.

103


100 Seudomorfosis en esquistos con estaurolita y sillimanita

La sillimanita (variedad fibrolita) forma, con frecuencia, asociaciones o agregados; cuando las agujas o cristales aciculares de sillimanita son pequeños, estos agregados pueden aparecer casi opacos en LPNA. Esto se debe a la presencia de cuarzo intersticial; el contraste fuerte del relieve entre estos dos minerales, repetido varias veces en un volumen pequeño, produce un efecto opaco. En esta fotografía el agregado de fibras de sillimanita ha conservado la forma del granate preexistente al que reemplaza; algunos agregados aún conservan vestigios del granate. Otros minerales presentes son la estaurolita —amarilla, con relieve fuerte— y la biotita; el cuarzo y las plagioclasas constituyen la matriz incolora con relieve débil. También se distingue la ilmenita opaca; grandes cristales de i l -menita, acompañados por fibrolita, son visibles en la seudomorfosis de granate.

La formación de este tipo de seudomorfosis exige una transferencia considerable de materia; ía seudomorfosis es, por ejemplo, más rica en A l y más pobre en Fe que el granate original. Globalmente, sin embargo, la composición de la roca permanece inalterada; el granate, la estaurolita y la moscovita han reaccionado juntamente para formar la sillimanita y la biotita. Un ciclo complejo de reacciones iónicas localizadas (Car-michael, 1969) ha permitido cambios químicos complementarios entre las diferentes partes de la roca. Un estadio menos avanzado de sustitución del granate, en este litotipo petrográfico, se ilustra en la fotografía 19 (Yardley, 1977).

Localidad: valle Maatn, Connemara, al noroeste de Irlanda; aumento: x 16, LPNA y LPA.

Referencias: Carmichael, D. M. (¡969): Contributions to Mineralogy and Petrology 20:244-267.

Yardley, B. W. D. (1977): Contributions to Mineralogy and Petrology 65:53-58.

104


101 Bordes reaccionales en una granulita con zafirina

En condiciones de temperatura muy elevada, en la parte superior de la facies de las granulitas, la zafirina [(Mg,Fe)2AUSiO l 0] puede coexistir con el cuarzo. Esta roca contiene inclusiones redondeadas, o casi, de zafirina azul (birrefringencia débil) en una matriz de cristales grandes de cuarzo con relieve débil. A l gunos cristales de hiperstena parda pálida pueden presentarse también. Los cristales de zafirina están revestidos por una película delgada e incolora de cordierita (relieve y birrefringencia débil). Estos bordes reaccionales de cordierita son resultado de un retrometamorfismo, producido probablemente por la reacción de la zafirina con el ortopiroxeno, durante el enfriamiento y ascenso de las rocas. Son reconocibles numerosas pequeñas burbujas de aire.

Localidad: Nunnataks Crosby, Tierra de Enderby, Antártida: aumento: x38, LPNA y LPA.

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106

102 Textura reaccional coronítica (I) en una dolerita metamorfizada con olivino

Esta roca ha conservado una textura magmàt ica típica de la dolerita original y no está prácticamente deformada a pesar de las intensas reacciones metamórf ícas . Las fotografías con aumentos grandes corresponden a una ampliación de la región situada debajo del centro de la fotografía superior. La plagiocla-sa preexistente, que es inestable con olivino en las condiciones metamórfícas de la facies de las granulitas, ha tomado una coloración parda irregular en LPNA, debido a inclusiones finas, que señalan las formas originales del cristal magmàt ico (y sus maclas). Los cristales de olivino magmàt ico original están revestidos, en la actualidad, por bordes complejos en contacto con las plagioclasas. En LPNA, el relieve fuerte de la zona externa del borde es muy aparente; éste es casi negro en LPA, pues está compuesto de una interpenetración simplectítica muy fina de clinopiroxeno y plagioclasa, con un borde externo de granate fino. En LPA se aprecia que los cristales de olivino están revestidos por un borde interno de ortopiroxeno fibroso; en LPNA se puede detectar una diferencia débil de relieve entre el olivino y el ortopiroxeno. En la interfase entre el ortopiroxeno y la biotita se ven algunas biotitas pardas.

Localidad: Midoy, Noruega occidental; aumento: x 27 LPNA (fotografía superior); X 73, LPNA y LPA,

Texturas de rocas metamòrfica*

103 Textura reaccional coronítica (II) en una dolerita metamorfizada

Esta fotografía muestra un tipo ligeramente diferente de borde reaccional, con la interfase entre una augita magmàtica original (arriba a la izquierda) y una plagioclasa. La zona interna del borde, en contacto con la augita, es un clinopiroxeno onfacítico verde pálido. Un borde delgado verde oscuro de an-fíbol (metamorfismo retrógrado) rodea, con frecuencia, los cristales de onfacita; también hay algunas biotitas irregulares, particularmente en el lado izquierdo. La zona con onfacita está separada por una zona clara, con relieve débil, de plagioclasas recristalizadas, de una zona extema formada por cristales pequeños de granate que marca el límite externo de la textura coronítica.

Localidad: Fiskà, Sunnm0re. Noruega occidental; aumento; x22, LPA.

104 Textura reaccional coronítica (III) en una dolerita metamorfizada

En este ejemplo, el desarrollo de bordes reaccionales entre los piroxenos y las plagioclasas magmáticas originales ha estado acompañado por una recristalización más completa. Unos bordes bien visibles, formados por granates pequeños, separan las áreas de las plagioclasas y las de los piroxenos, pero los minerales magmáticos originales han recristalizado ampliamente. La plagioclasa cálcica ha sido reemplazada por la albita, con texturas secundarias complejas (subgranos); la augita es ampliamente seudomorfizada en onfacita verde pálida o en ortopiroxeno pardo pálido. Además , las biotitas pardas y los an-fíboles verdes están presentes, particularmente, en la mitad in ferior de la fotografía; éstos tienen, probablemente, un origen metamórfico retrógrado. También se ven minerales opacos.

Localidad: Hellesylt, Sunnmfire, Noruega occidental; aumento: x 16, LPNA y LPA.

107


l-;;:.

vi

105 Zonacion metasomátíca por difusión en una zona con silicatos cálcicos

Los procesos sedimentarios pueden yuxtaponer capas de mineralogía diferente que reaccionarán, a continuación, mutuamente, durante un metamorfismo de grado medio a fuerte. Estas reacciones producen, a su vez, una o varias reacciones mineralógicas según las interfases; su amplitud está determinada por la facilidad con la cual los materiales difunden en la zona reaccional, a partir de niveles inalterados, por una y otra parte. Los cambios químicos que se efectúan entre los dos n i veles originales definen un metasomatismo por difusión; un ejemplo frecuente es la formación de silicatos cálcicos en la in¬terfase entre un mármol y un esquisto. Niveles de mármol de poco espesor pueden ser completamente destruidos y reemplazados por niveles de silicatos cálcicos. Esta fotografía muestra la interfase entre un esquisto (a la izquierda) y los silicatos cálcicos (a la derecha) que reemplazan, probablemente, una caliza. La capa del esquisto está compuesta de biotita, plagioclasa, cuarzo y granate; la biotita se hace más escasa hacia los niveles de silicatos cálcicos. La zona central está constituida por cuarzo, plagioclasa y granate con algo de calcita (p. ej., alrededor del granate, en la parte inferior de la fotografía) y pequeños cristales rómbicos de esfena. El feldespato se distingue del cuarzo por su aspecto ligeramente turbio en LPNA y, a veces, por las maclas. La zona derecha, compuesta por calcosili-catos, está constituida, sobre todo, por homblenda y cuarzo con algunas biotitas y calcitas.

Localidad: lago Assapoi, Ross of Mull, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 11, LPNA y LPA.

Texturas de polimetamorfismo

No es raro que las rocas metamórfícas contengan minerales formados en épocas diferentes y en condiciones físicas distintas. En realidad, en los trabajos de metamorfismo, con frecuencia es muy difícil determinar qué minerales, en una roca, han coexistido realmente en equilibrio (Yardley, 1989; págs. 46-49).

El polimetamorfismo es una superposición de diversos sucesos metamórficos en un sólo conjunto petrográfico; este término se emplea habitualmente cuando los diferentes sucesos 108


registrados no constituyen un simple ciclo de recalentamiento y enfriamiento. Si una segunda fase metamòrfica sobreviene a una temperatura más alta que la primera, la paragé-nesis original reacciona habitualmente de forma completa, de igual modo al metamorfismo prógrado, aunque puedan subsistir algunos restos de texturas. Citemos, por ejemplo, la textura pizarrosa visible en la fotografía 1. Sólo cuando la energía de las reacciones es muy débil, como en las transiciones polimorfas, pueden subsistir los minerales de baja temperatura (v. 111). Además, si la segunda fase de metamorfismo interviene a una temperatura más baja (metamorfismo retrógrado), muchas reacciones necesitan la reintroducción de fluidos en la roca; si el aporte de fluidos es limitado, las reacciones no podrán ser completas y los minerales formados, por una parte, en la fase primera y, por la otra, aquéllos formados en la fase segunda, estarán presentes ambos en la roca final. Además, las diferencias de temperatura y presión entre las diversas fases del polimetamorfismo de una roca pueden ser importantes.

Los ejemplos 107-109 ilustran, cada uno, diversos tipos de fenómenos superpuestos durante una segunda fase, donde se necesita agua para que dicha segunda fase tenga lugar. Los efectos de un metamorfismo de contacto posterior, a baja presión, son visibles en las fotografías 106 y 112. La fotografía 113 muestra el efecto de una caída de presión, aunque en este caso no se trate, estrictamente, de una roca polimetamórfica. Incluso el ejemplo de la fotografía 111 no es, estrictamente, polimetamórfico aunque ha sido incluido en este caso con otros ejemplos de transiciones polimetamórficas.

106 Metamorfismo de contacto que afecta un esquisto con granate y andalucita

Un granate original idiomorfo cristalizado durante una fase previa de metamorfismo regional ha sido descompuesto, intensamente, durante un metamorfismo de contacto posterior. Las partes externas del granate (que pueden verse muy bien en la fotografía inferior con LPA) están reemplazadas por cuarzo, plagioclasa, moscovita, biotita verde y magnetita, mientras que su núcleo permanece intacto. La magnetita ha cristalizado según planos discretos que marcan, probablemente, una substitución progresiva a través de las fisuras en los primeros estadios de la alteración del granate. La matriz de la roca está compuesta sobre todo, de moscovita, frecuentemente recristalizada en una textura entrecruzada; se forman grandes porfidoblastos de andalucita durante el metamorfismo de contacto, lo que es bien visible en los ángulos derecho e izquierdo de la fotografía. La reacción de descomposición del granate refleja una oxidación, así como cambios de P y T. Se puede escribir la reacción aproximada: granate + 0 2 = plagioclasa + magnetita + andalucita + cuarzo.

Localidad: Easky Lough, condado de Mayo, Irlanda; aumento: x8, LPNA y LPA.

Referencia: Yardley, B. W. D„ Long, C. B, (1981): Mineralógica! Magazine 44:125-131.

109


• í 107 Facies de esquistos azules superpuesta a la facies de las eclogitas

Esta lámina delgada se ha cortado un poco más gruesa para realzar los colores de los minerales. La mineralogía de la roca es intermedia entre la facies de los esquistos azules y la de las eclogitas, pues el granate, la glaucofana y la onfacita se presentan simultáneamente. Las zonas turbias oscuras, casi opacas, están constituidas por rutilo recubierto de esfena. La m i tad inferior de la fotografía, con un grosor débil, está compuesta, sobre todo, de eclogita, de granate, de onfacita verde con, accesoriamente, esfena, pero también está presente la glaucofana. Las ampliaciones de las fotografías central e inferior afectan el cuadrante inferior derecho de la fotografía superior y muestran el pleocroísmo espectacular, de incoloro a l i la y al azul de la glaucofana. En la parte superior de la fotografía superior (con menos aumentos), la onfacita ha sido ampliamente reemplazada por la glaucofana y también se ven algunas cloritas debajo del granate y la glaucofana.

Localidad: formación Franciscana, Jenner, California, Estados Unidos; aumento: x 7, LPNA (fotografía superior); x 25 fotografías central e inferior con LPNA y LPA,


108 Facies de esquistos verdes superpuesta a la facies de esquistos azules (retrometamorfismo de esquistos azules)

Esta metabasita tiene una esquistosidad pronunciada definida por la alineación de cristales de glaucofana pálida; contiene restos corroídos de granate que, probablemente, se han formado durante un metamorfismo de alta presión. La clorita verde alcanza un desarrollo grande a expensas del granate; se la ve, así como a la moscovita, en las sombras de presión del granate. La glaucofana está descompuesta, parcialmente, en albita y en tremolita-actinolita; las interpenetraciones resultantes de an-fíbol alineado en los porfidoblastos de albita son visibles en la ampliación del cuadrante inferior izquierdo de las dos fotografías superiores. Los minerales con aspecto opaco son rútilos con revestimiento de esfena.

Localidad: valle Chiusella, Italia; aumento: x25, LPNA y LPA (fotografías superior y central); x 72, LPA (fotografía inferior).

111

Texturas de rocas ínetamórficas

109 Retrometamorfismo de un micaesquisto con granate

En el centro de la fotografía se ve una seudomorfosis de granate formada, esencialmente, de clorita y un cristal grande de cloritoide en el ángulo superior (relieve más intenso, verde-azul en L P N A ) . Subsisten algunos vestigios del granate original y también algunos cuarzos en la seudomorfosis que, probablemente, representan inclusiones del granate original. La biotita ha sido intensamente cloritizada y conserva un aspecto pardo verdoso irregular compensado por la birrefringencia zonada en LPA. La fotografía en LPA muestra diversas áreas con un agregado brillante de finas laminillas de mica «blanca» con birrefringencia elevada. Aunque predomina la moscovita también hay paragonita. Estas zonas del agregado brillante son, probablemente, seudomorfos formados tras un metamorfismo de alta temperatura, de estaurolita o de distena, pero no es posible identificarlos en los restos que subsisten.

La presencia de cloritoide formado por alteración de granate, según un proceso de retrometamorfismo, indica que la roca ha experimentado un metamorfismo retrógrado a la facies de esquistos verdes con superposición a una paragénesís original en facies de las anfibolitas.

Localidad: punto Rosses, condado de Sligo, noroeste de Irlanda; aumento: x27, LPNA. y LPA.

Referencia: Yardley, B. W. D. y Baltatzis, E. B. (1985): Contributions to Mineralogy and Petrology 89: 59-68.

110 Transición polimorfa de una andalucita quiastolítica a la distena en unas corneanas grafiticas

Las áreas claras en el centro y a la izquierda de la fotografía definen la forma de cristales de andalucita prismática con su disposición en cruz; el grafito se concentra en algunas caras, lo que sugiere un cristal original de quiastolita (27). En la lámina no queda nada de andalucita; el agregado, con relieve débil, visible en el seudomorfo, está formado por cristales finos y brillantes de moscovita y también se distinguen haces de distena con fuerte relieve (se ven mejor en la fotografía con LPA) . La matriz contiene también biotita, cuarzo y algunas moscovitas.

Localidad: sur del distrito Duslcy, Fiorland, Nueva Zelanda; aumento: X 11, LPNA y LPA.

Texturas de rocas metamóri ícas

Transiciones polimorfas (continuación)

111 Transición polimorfa de andalucita a sillimanita en corneanas con sillimanita

Excepto en la facies de las granulitas, la sillimanita prismática se forma, habitualmente, por sustitución de porfidoblastos preexistentes de andalucita, como en el caso de esta roca y su fotografía. La parte principal de la fotografía está ocupada por un cristal grande de sillimanita, con relieve fuerte y color azul en LPA. A la derecha y a la izquierda, este cristal está flanqueado por la andalucita con un relieve más débil y coloreado en amarillo con LPA; puede verse que algunas bandas de andalucita subsisten en la sillimanita neoformada. Éste es un buen ejemplo de substitución topoquímica de la andalucita por la sillimanita; el estilo del crecimiento de la sillimanita es diferente lejos de los límites de la andalucita original. En su extremo superior, la sillimanita forma unas fibras finas paralelas y de aspecto distinto, mientras que hay unos haces pequeños y desordenados de fibrolita que resultan formados en la biotita según se ve en su borde izquierdo. Los minerales de la matriz son el cuarzo (con algunas plagioclasas de tamaño muy pequeño), la biotita, algunas moscovitas y un mineral opaco.

Localidad: monte Stuart, Cascades septentrionales, Washington, Estados Unidos; aumento: x 14, LPNA. y LPA.

113


112 Transición polimorfa de la distena a la andalucita en un micaesquisto con distena, sometido a un metamorfismo de contacto

La fotografía muestra tres silicatos distintos de A l y cada uno está revestido por un agregado brillante de laminillas finas de moscovita y biotita, de cuarzo y plagioclasa. El porfido-bíasto izquierdo superior es un vestigio redondeado de distena; tiene un relieve claramente más intenso que el porfidoblasto de andalucita situado en el ángulo inferior izquierdo (debajo del de la distena). El porfidoblasto grande de la derecha, en la fotografía, está formado, sobre todo, de andalucita, con una textura compleja de cristales secundarios, pero es muy importante que también contenga un vestigio de distena con relieve fuerte. La cordierita se presenta, en una proporción pequeña, en la roca, pero no es visible en esta fotografía. De todas formas se ve una venilla de pinita recortando el cristal de andalucita del ángulo inferior izquierdo.

Localidad: bahía de Ardanalish, Ross of Mull, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 16, LPNA y LPA.

114


113 Transición polimorfa que muestra el reemplazamiento topoquímico del aragonito por la calcita

El cristal grande de carbonato ocupa la mayor parte de la superficie de la fotografía y su composición es de aragonito que se forma en una venilla durante un metamorfismo de alta presión y baja temperatura. El aragonito está reemplazado parcialmente por la calcita que ha formado numerosos cristales cerca del borde del aragonito y en las fisuras. La calcita se presenta en dos formas distintas. Forma agregados granoblásticos típicos (p. ej., cerca del borde inferior del principal cristal de aragonito y también en la parte superior) y, además, forma cristales dendríticos difusos en el aragonito.

Localidad: río Eel, norte de California, Estados Unidos; aumento: x 24, LPNA y LPA.

Referencia: Carlson, W. D. y Rosenfeld, J. L . (1981): Journal ofGeology 89:615-638.

m

115

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117

índice mineralógico

Nota. Los números hacen referencia a las fotografías donde se cita este mineral

Actinolita 6, 42, 55, 58, 59, 81, 108 Ferroactinolita 98

Albita 10, 58 Andalucita 27, 28, 29, 30, 31, 106, 110, 111, 112

Quiastolita 27 Andesina 55 Antipertita 63 Antofilita 62 Aragonito 113 Augita 45, 58 Augita aegirínica 45

Biotita 1, 3, 4, 8, 11, 14, 18, 20, 23, 26, 29, 89, 90, 92

Calcita 113 Carfolita 35 Clinohumita 52 Clinoenstatita 5 Clinopiroxeno 5, 63, 64 Clinozoisita 56, 74 Clorita 1, 10, 11, 14, 58 Cloritoide 13, 15, 35, 97

Ottrelita 13 Coesita 37 Cordierita 1, 21, 22, 23, 24, 26, 28, 31, 32, 33, 34, 62 Corindón 32 Crossita 65 Cuarzo 8, 24 Cummigntonita 98

Deerita 98 Diópsido 51, 54 Distena 17, 18, 36, 37, 38, 69, 112

Epidota7, 12, 58, 59, 60 Escapolita 53, 80 Espinela 5, 23, 24, 32, 52 Estaurolita 4, 16, 17, 19, 30, 94, 95, 96, 97, 100 Estilpnomelana 43, 44

Feldespato potásico 8, 20, 22, 31, 38, 76 Fengita 37, 77 Flogopita 51 Forsterita (v. también Olivino) 52

Glaucofana 41, 67, 107, 108 Grafito 18, 110 Granate 3, 4, 14, 15, 17, 21, 22, 23, 24, 64, 67, 69, 82, 84, 85, 90, 91, 93,

94, 96, 97, 99, 106, 107, 109 Grosularia 54 Piropo 37 Espesartina 44, 45

Grunerita 47, 48

Heulandita 40 Hornblenda 61, 64, 80

Jadeíta41, 77, 78

Laumontita 39 Lawsonita 66

Magnetita 48 Microclina 12 Minnesotaíta 47 Moscovita 10, 11, 68, 75, 91, 92 Mullita 33, 34

Olivino 2, 5, 72, 73, 102 Onfacita 68, 69, 103, 104, 107 Ortopiroxeno 2, 5, 33, 34, 63, 64, 73, 76

Piamontita 46 Plagioclasa 6, 21, 32, 33, 34, 61, 89

V. también Albita y Andesina Prehnita 9 Pumpellyíta 9, 42, 57

Riebeckita 45 Rutilo 68

Serpentina 71 Siderita 83 Sillimanita 19, 20, 21, 23, 96, 100, 111

Talco 37, 49, 72 Tremolita 50, 108 Turmalina 19

Wollastonita 54

Zafirina 25, 26, 101

118

Indice general

Nota. Los números en redonda hacen referencia a la página y los números en negrita hacen referencia a la microfotografía y su descripción

Acicular 86, 81 Alotriomorfo 86 Anfibolita (roca) 60, 61 Anfibolita de fondo oceánico 6 Anfibolitas (facies de) 16, 17, 18, 19, 20, 21, 48, 50, 51, 53, 55, 56, 60, 61,

62, 72, 75 Atolón (textura en) 99 Automorfo 86

Buchita 33, 34

Calcosilicatada (roca) 50, 54 Carbonatada (roca) 72 Charnockita 76 Corneana 6, 27, 28, 31, 32, 111 Corneana grafitica 110 Corneana pelítica 1 Corneana (facies de c. con hornblenda) 27, 28, 29, 30, 54 Corneana (facies de c. con piroxeno) 31, 52 Coronítica (textura) 102, 103, 104 Crenulación 86 Cronología (de deformaciones) 95 Cronología relativa 94 Cuarcita 48, 79

Deformación plástica 90 Dinamometamorfismo 8, 5 Dolerita eclogitizada 70 Dolerita metamorfizada 102, 103, 104

Eclogita (roca) 68, 69 Eclogitas (facies de) 36, 37, 68, 69, 70, 77, 78, 107 Entrecruzamiento (textura de) 86, 82 Epidotita 7 Epitaxia 17 Esquisto 4, 10, 29, 30, 81, 97, 106 Esquisto azul (roca) 66 Esquistos azules (facies de) 35, 41, 45, 46, 65, 66, 67, 107, 108 Esquisto con cloritoide 13, 15 Esquisto con glaucofana 67 Esquisto grafitico 18 Esquistos verdes (facies de) 10, 11, 12, 13, 14, 15, 44, 47, 49, 58, 59, 71,

74, 108 Esquistosidad 86, 87 Estratificación 87

Exfoliación pizarrosa 86

Ferruginosa (roca) 47, 98 Filita 83

Gneis 17, 21, 24, 26, 62, 78 Gneis migmatítico 23 Gneis ocelar 75 Granito ultramilonitizado 93 Granoblástica (textura) 86, 80 Granoblástica poligonal (textura) 86, 80 Granulita (roca) 25, 38, 63, 64, 80, 101 Granulitas (facies de) 22, 23, 24, 25, 26, 38, 63, 64, 73, 76 Grauwaca 41

Idiomorfo 86 Impactita 8

Mármol 50, 49, 50, 51, 52, 53 Metabasalto 57 Metagranito 77 Metagrauwaca 39, 41, 43 Metamorfismo barrowiense 14 Metamorfismo de alta temperatura 24 Metamorfismo de baja presión 30, 37 Metamorfismo de contacto 6, 7, 106, 112 Metamorfismo de fondo oceánico 11,6 Metamorfismo de impacto 13, 8 Metamorfismo de presión media 14, 60 Metamorfismo de rocas ígneas 59 Metamorfismo de rocas ígneas básicas e intermedias 59 Metamorfismo de rocas magmáticas ácidas 77 Metamorfismo de rocas pelíticas 14 Metamorfismo de rocas ultrabásicas 74 Metamorfismo hidrotemal 11, 7 Metamorfismo regional 8, 9 Metaperidotita serpentinizada 73 Metasilexita 45, 46 Metasomatismo 11 Metasomatismo por difusión 105 Metatoba 40 Micaesquisto 3, 12, 82, 84, 88, 92, 94, 95, 96, 99, 100, 109 Milonita 91 Milonita granítica 92 Milonita en peridotita 5 Milonitización 90

Peridotita regenerada 74 Pizarra grafitica 9

Indice general

Pizarra moteada 28 Poiquiloblasto 86 Polifásico (crecimiento) 94 Polimorfa (transición) 110, 111, 112, 113 Porfidoblasto 86, 83, 89, 90, 91, 93, 94 Polimetamorfismo (textura de) 108 Prehnita-pumpellyíta (facies de) 9, 42, 43, 57 Protomilonita 91

Reaccional (borde) 101 Reaccional (textura) 100, 102, 103, 104 Reemplazamiento topoquímico 113 Relicto magmàtico 58 Reticulada (textura) 71 Retrometamorfismo 108, 109

Sanidinita (facies de) 32, 33, 34 Serpentinita 71

Seudomorfosis 100 Silexita 41 Sombra de presión 83 Subautomorfo 86 Subidiomorfo 86

Talco-esquisto 36 Toba 41

Topoquímico (reemplazamiento) 113

Ultramilonita 91, 86

Xenomorfo 86

Zeolitas (facies de) 39, 40 Zonación metasomática 105 Zonado (cristal) 98

120

APÉNDICES SOBRE ROCAS METAMÓRFICAS

1. Símbolos de minerales 2. Resumen de facies y subfacies en metamorfismo 3. Diagramas de representación de asociaciones minerales 4. Composición química de los minerales citados en el atlas

Este pliego complementa la obra A T L A S DE ROCAS METAMÓRFICAS Y SUS TEXTURAS

de B. W. D. Yardley, W. S . MacKenzie y C. Guil publicada por M A S S O N , S . A . de Barcelona © 1997. M A S S O N , S . A .

Apéndice 1. Símbolos de minerales

N. de los T. La simbología de Kretz (1983) es la propuesta más aceptada —hasta el momento actual— en petrología metamórfwa (en manuales y artículos especializados) y por ello se incluye en este caso. El término español viene seguido del equivalente inglés (en paréntesis) y del símbolo correspondiente adaptado del inglés. Algunos minerales conservan dos términos distintos en español y, en atención al uso común, se han conservado ambas acepciones (p. ej.: esfena o titanita, etc.).

Albita (albite): Ab Acmita (acmite): Acm Actinolita (antinolite): Act Andrádita (andradite): Adr Aegirina-augita (aegirine-augite): Agt Akermanita (akermanite): Ak Almandino (almandine): Alm Allanita (allanite): Aln Aluminosilicato (aluminosilicate): Ais Analcima (analcite): Anl Anatasa (anatase): Ant Andalucita (andalusite): And Anfíbol (amphibole): Am Anhidrita (anhydrite): Anh Ankerita (ankerite): Ank Annita (annite): Ann Anortita (anorthite): An Antigorita (antigorite): Atg Antofilita (anthophyllite): Ath Apatito (apatite): Ap Apofilita (apophyllite): Apo Aragonito (aragonite): Arg Arfvedsonita (arfvedsonite): Arf Arsenopirita (arsenopyrite): Apy Augita (augite): Aug Axinita (axinite): Ax

Baritina (barite): Brt Berilo (beryl): Brl Biotita (biotite): Bt Boehmita (boehmite): Bhm Bornita (bornite): Bn Brucita (brucite): Brc Brookita (brookite): Brk Bustamita (bustamite): Bst

Calcita (calcite): Cal Calcopirita (chalcopyrite): Ccp Calcosina (chalcocite): Ce Ca clinoanfíbol (Ca clinoamphibole): Cam Ca clinopiroxeno (Ca clinopyroxene): Cpx Cancrinita (cancrinite): Ccn Carnegieita (carnegieite): Crn Carfolita (carpholite): Cp Casiterita (cassiterite): Cst Celadonita (celadonite): Cel Celestina (celestine): Cls Chabacita (chabazite): Cbz Chorlo (schorl): Sri Cianita/distena (kyanite): Ky Clinoenstatita (clinoenstatite): Cen

Clinoferrosilita (clinoferrosilite): Cfs Clinohumita (clinohumite): Chu Clinozoisita (clinozoisite): Czo Clorita (chlorite): Chi Cloritoide (chloritoid): Cid Coesita (coesite): Cs Condrodita (chondrodite): Chn Cordierita (cordierite): Crd Corindón (corundum): Crn Covellina (covellite): Cv Crisocola (chrysocolla): Ccl Crisotilo (crysotile): Ctl Cristobalita (critoballite): Crs Cromita (chromite): Chr Cuarzo (quartz): Qtz Cummingtonita (cummingtonite): Cum

Diamante (diamond): Dia Diginita (diginite): Dg Diàspora (diaspore): Dsp Diópsido (diopside): Di Distena/cianita (kyanite): Ky Dolomita (dolomite): Dol Dravita (dravite): Drv

Eckermanita (eckermannite): Eck Edenita (edenite): Ed El baita (elbaite): Elb Enstatita (enstatite)-orto-: En Epidota (epidote): Ep Escapolita (scapolite): Scp Esfalerita (sphalerite): Sp Esfena/titanita (titanite): Ttn Espesartina (spessartine): Sps Espinela (spinel): Spi Espodumena (spodumene): Spd Estaurolita (staurolite): St Estilbita (stilbite): Stb Estilpnomelana (stilpnomelane): Stp Estroncianita (strontianite): Str

Fassita (fassite): Fst Fayalita (fayalite): Fa Feldespato potásico (K-feldspar): Kfs Fengita (phengite): Phe Ferroactinolita (ferroactinolite): Fac Ferrocarfolita (ferrocarpholite): Fcp Ferroedenita (ferroedennite): Fed Ferropargasita (ferropargasite): Fpa Ferrosilita (ferrosilite)-orto-: Fs Ferrotschermakita (ferrotschermakite): Fts Flogopita (flogopite): Phl Fluorita (fluorite): Flt Forsterita (forsterite): Fo

Galena (galena): Gn Gedrita (gedrite): Ged Gehlenita (gehlenite): Gh Gibbsita (gibbsite): Gbs Glaucofana (glaucophane): Gin

Glauconita (glauconite): Git Goethita (goethite): Gt Grafito (graphite): Gr Granate (garnet): Grt Grosularia (grossular): Grs Grunerita (grunerite): Gru

Halita (halite): HI Hastingsita (hastingsite): Hs Haiiyna (haiiyne): Hyn Hedenbergita (hedenbergite): Hd Hematites (hematite): Hem Hercinita (hercynite): He Heulandita (heulandite): Hul Hornblenda (hornblende): Hbl Humita (humite): Hu

Idocrasa/vesubiana (vesuvianite): Ves Illita (illite): 111 Ilmenita (ilmenite): Ilm

Jadeita (jadeite): Jd Johannsenita (johannsenite): Jh

Kalsilita (kalsilite): Kls Kaolinita (kaolinite): Kin Kaersutita (kaersutite): Krs Katoforita (kataphorite): Ktp Kornerupina (kornerupine): K m

Laumontita (laumontite): Lmt Lawsonita (lawsonite): Lws Lepidolita (lepidolite): Lpd Leucita (leucite): Let Limonita (limonite): Lm Lizardita (lizardite): L z Loellingita (loellingite): Lo

Magnesiocarfolita (magnesiocarpholite): Mcp Magnesiokatoforita (magnesiokataphorite): Mkt Magnesioriebeckita (magnesioriebeckite): Mrb Maghemita (maghemite): Mgh Magnesita (magnesite): Mgs Magnetite (magnetite): Mag Margarita (margarite): Mrg Melilita (melilite): Mel Molibdenita (molibdenite): Mo Monacita (monazite): Mnz Monticellita (monticellite): Mtc Montmorillonita (montmorillonite): Mnt Moscovita (muscovite): Ms Mullita (mullite): Mul

Natrolita (natrolite): Ntr Nefelina (nepheline): Ne Norbergita (norbergite): Nrb Noseana (nosean): Nsn

Olivino (olivine): Ol Onfacita (omphacite): Omp

Ortoanfibol (orthoamphibole): Oam Ortopiroxeno (orthopyroxene): Opx Ortosa/ortoclasa (orthoclase): Or Osumilita (osumilite): Osm

Paragonita (paragonite): Pg Pargasita (pargasite): Prg Pectolita (pectolite): Pct Pentlandita (pentlandite): Pn Periclasa (periclase): Per Perovskita (perovskite): Prv Pigeonita (pigeonite): Pgt Pirita (pyrite): Py Pirofilita (pyrophyllite): Prl Piropo (pyrope): Prp Pirrotina (pyrrothite): Po Plagioclasa (plagioclase): PI Prehnita (prehnite): Prh Protoenstatita (protoenstatite): Pen Pumpellyita (pumpellyite): Pmp

Riebeckita (riebeckite): Rbk Rodonita (rhodonite): Rdn Rodocrosita (rhodochrosite): Rds Rutilo (rutile): Rt

Sanidina (sanidine): Sa Serpentina (serpentine): Srp Sericita (sericite): Ser Siderita (siderite): Sd Sillimanita (sillimanite): Sii Sodalita (sodalite): Sdì Sudoita (sudoite): Sud

Talco (tale): Tic Thomsonita (thompsonite): Tmp Titanita/esfena (titanite): Ttn Topacio (topaz): Toz Tremolita (tremolite): Tr Tridimita (tridimite): Trd Troilita (troilite): Tro

Tschermakita (tschermakite): Ts Turmalina (tourmaline): Tur

Ulvoespinela (ulvospinel): Usp

Vermiculita (vermiculite): Vrm Vesubiana/idocrasa (vesuvianite): Ves

Wairakita (wairakite): Wa Witherita (witherite): Wth Wollastonita (wollastonite): Wo Wiistita (wiistite): Wus

Yeso (gypsum): Gp

Zafirina (sapphirine): Spr Zircon (zircon): Zrn Zoisita (zoisite): Zo

Apéndice 2. Resumen de facies y subfacies en metamorfismo

Tabla 2-1. Asociaciones minerales típicas de las diversas facies metamórficas

Facies Metabasitas Metapelitas (con cuarzo)

Zeolitas Laumontita, analcima, heulandita, wairakita, abundantes relictos con reacción incompleta

Interestratificados de minerales de la arcilla

Corneanas con albita-epidota Albita + epidota + actinolita + clorita Actinolita + oligoclasa

Moscovita + biotita + clorita

Corneanas anfibólicas Hornblenda + plagioclasa ± cummingtonita Cordierita + clorita + biotita + moscovita Andalucita + biotita + moscovita Cordierita + andalucita + moscovita (zona de ma

yor temperatura)

Corneanas piroxénicas Clinopiroxeno + ortopiroxeno + plagioclasa + oli¬vino ± hornblenda

Cordierita + andalucita + feldespato potásico

Sanidinitas Asociación mineral poco característica Corindón + magnetita + anortita (cuarzo ausente), vidrio

Prehnita-pumpellyíta Prehnita + pumpellyíta ± clorita ± albita ± epidota (zona de baja temperatura)

Pumpellyíta + actinolita (zona de alta temperatura) Lawsonita + albita (zona de mayor presión)

Illita/moscovita + clorita + albita + cuarzo Estilpnomelana, pirofilita

Esquistos verdes Actinolita + epidota + albita ± clorita ± estilpno-melana (zona de baja temperatura)

Hornblenda ± actinolita + albita + clorita + epidota + granate (zona de alta temperatura)

Clorita + moscovita + albita (zona de menor temperatura)

Clorita + moscovita + biotita + albita Granate + clorita + moscovita + biotita + albita

(zona de máxima temperatura) Cloritoide, paragonita + moscovita + albita

Anfibolitas Hornblenda + plagioclasa ± epidota ± granate Estaurolita, distena o sillimanita + moscovita (zona de menor temperatura)

Sillimanita + feldespato potásico ± moscovita + cordierita o granate

Sillimanita + granate + cordierita, feldespato potásico ausente (zona de mayor temperatura)

Granulitas Ortopiroxeno + clinopiroxeno + plagioclasa ± d i vino ± hornblenda (zona de baja presión)

Granate + clinopiroxeno + ortopiroxeno + plagioclasa + hornblenda (presión media)

Granate + clinopiroxeno + cuarzo + plagioclasa + hornblenda (alta presión)

Cordierita + granate + feldespato potásico + sillimanita (presión moderada)

Distena + feldespato potásico (alta presión) Ortopiroxeno, zafirina + cuarzo (alta temperatura)

Esquistos azules Glaucofana + lawsonita Fengita + clorita o talco + granate, biotita ausente Cloritoide magnesiano, carfolita

Eclogitas Onfacita + granate; ni plagioclasa ni lawsonita Talco + cianita ± granate ± moscovita (fengítica)

De Yardley, 1989.

Temperatura (°C)

Fig. 2-1. Red petrogenética para rocas metapelíticas, con P = PH20. Los símbolos empleados están tomados de Kretz (1983) y son los indicados en el Apéndice 1. Adaptado de Yardley (1989).

— i - 1 1 1 i i

200 300 400 500 600 700

Temperatura (°C) Fig. 2-2. Red petrogenética para rocas básicas metamorfizadas (metabasitas), con P — PH2o- Los símbolos empleados son los indicados en el Apéndice 1. Adaptado de Yardley (1989).

Tabla 2-2. Asociaciones minerales características de rocas me-tapelíticas, según las distintas zonas del metamorfismo barro-

wiense

Zona

Clorita

Biotita

Granate

Estaurolita

Distena

Sillimanita

Asociación mineral típica

Clorita + moscovita fengítica + cuarzo + albita ± calcita ± estilpnomelana ± parago-nita

Biotita + clorita + moscovita fengítica + cuarzo + albita + calcita

Granate + biotita + clorita + moscovita + cuarzo + albita + epidota + cloritoide

Estaurolita + granate + biotita + moscovita + cuarzo + plagioclasa; posiblemente, clo-ritas en los grados inferiores de esta zona

Distena ± estaurolita + granate + biotita + moscovita + cuarzo + plagioclasa

Sillimanita ± estaurolita + granate + biotita + moscovita + cuarzo + plagioclasa ± relictos de distena

Accesorios frecuentes Ilmenita, magnetita, hematites, rutilo (principalmente en la zona de la distena), pirita, turmalina, apatito, zircón, grafito

Tabla 2-3. Equivalencia aproximada de las zonas establecidas en metapelitas, con las específicas para rocas calcosilicatadas

Zona de metapelitas

Granate

Estaurolita/distena

Sillimanita

De Yardley (1989).

Zona en calcosilkatos

Zoisita-calcita-biotita Zoisita-hornblenda

Anortita-hornblenda

Anortita-piroxeno

De Yardley (1989).

Apéndice 3. Diagramas de representación de asociaciones minerales

Diagrama A'-K-F, con indicación de la posición de los minerales más frecuentes.

Apéndice 4. Composición química de los minerales citados en el atlas

Actinolita: Ca,(Mg,Fe 2 + ),[Si 80,,](OH,F) 2

Aegirina: NaFe'*Si 20 6

Albita: N a A l S i A Andalucita: Al 2 SiO, Andesina: 30-50 % Ab-An (serie de las pla-

gioclasas) Antofilita: (Mg,Fe 2 +) 7[Si A ] ( O H , F ) 2

Apatito: Ca,(P0 4 ) , (OH,F,Cl) Aragonito: CaCO, Augita: (Ca,Mg,Fe 2 \Al) 2 (Si ,Al)A Augita aegirínica: (Ca,Na)(Mg,Fe 2\Feu)SiA

Biotita: K(Mg,Fe) 3 AlSi,0 ! ( J (OH,F) 2

Calcita: CaCO, Carfolita: MnAl 2 Si ,0 6 (OH) 4

Coesita: polimorfo de alta presión, SiO, Clinohumita: Mg(OH,F) 2 • 4Mg 2[Si0 4] Clinopiroxeno: [(M2)(M1 )(Si,Al) 20 6] Clinozoisita: C a 2 ( A l , F e ' l A l 2 O O H S i 2 0 7 S i 0 4

Clorita: (Mg, Fe, Al) l 2 (Si , Al)Ao (OH), 6

Cloritoide: (Fe 2 + ,Mg,Mn) 2(Al,Fe 5 +)(OH) 4Al,0, [S iOJ 2

Cordierita: (Mg,Fe) 2 [Si,Al 4 0 l s ] • nH 2 0 Crossita: composición con gama entre Na2Mg,

Al 2 [S i 8 0 2 2 ] (OH) 2 —glaucofana— y Na,Fe,2* Fe2

3lSi»02 2] (OH) 2 —riebeckita— Cuarzo: S i 0 2

Deerita: Fe, :

2 +Fe 6

3*Si,A„(OH),„ Diópsido: Ca(Mg,Fe)SiA Distena o cianita: A I,SA Dolomita: CaMg(CO,) 2

Enstatita: (Mg,Fe)2SiA, Espesartina: Mn,Al 2 Si ,0 1 2

Epidota (grupo): X 2 Y 3 Z , ( O . O H , F ) L 3 ; X = Ca. Ce,La,Y,Th,Fe 2*,Mn 2* y Mn1*; Y = Al.Fe 1*, Mn' \ Mn2*, Fe 2 t y Ti; X = Si,Be.

Escapolita: composición global, (Na,Ca,K) 4

[A13(A1, Si) 3SiA 4 ](Cl ,C0 3 ,S0 4 ) Esfena/titanita: CaTi [Si0 4] (0 ,OH,F) Espinela: (Fe,Mg)Al 2 0 4 (en detalle, hay 3 se

ries, según que el ion trivalente sea Al , Fe o Cr).

Estaurolita: (Fe 2 \Mg,Zn) 2 ( A l , F e \ T i)A [ S i , Al)0 4 ] 4 (0 ,OH) 2

Estilpnomelana: (K,Na,Ca)„6(Mg,Fe2*,Fe ,*) sSi1 1

Al(0 ,OH) , ; • 2-4H,0

Fayalita: Fe 2 Si0 4

Feldespato potásico: K A l S i A Fengita: moscovita con Si/Al > 3/1 y el au

mento de Si se acompaña por la substitución de Mg, Fe2* por Al (posición octaédrica)

Fibrolita: composición de Al 2 SiO, con entrada de cantidades pequeñas de agua en las fibras.

Flogopita: K 2 M g J S i 6 A l A J ( O H ) 4

Forsterita: Mg,Si0 4

Glaucofana: Na 2 Mg.,Al 2 [SiA 2 ](OH), Grafito: polimorfo del C (hojoso, escamoso,

radiado o granular) Granate: grupo de almandino —(Mg,Fe,Mn),

A l 2 S i , 0 1 2 — grupo de la andrádita —Ca,(AI , Fe,Ti, C r ) 2 S i 3 0 1 2 —

Grosularia: Ca ,Al 2 Si ,O l 2

Grunerita: (Mg,Fe,Mn) 7[Si sO,,](OH) 2

Hematites: Fe ,0 , (con frecuencia, incluye cantidades pequeñas de MnO y TiO,)

Hiperstena: denominación antigua con 70¬50 % de MgSi0 3 (serie de la enstatita [Mg-SiOJ-ortoferrosilita [FeSiO,])

Hornblenda: (Na,K) ( , ,Ca 2 (Mg,Fe 2 t,Fe'*,Al) 5

S i M . 5 Al2„.< 0 2 2 (OH) 2

Idocrasa/vesubianita: Ca | g (Al,Fe) l 0 (Mg,Fe), [Si 2 O 7 ] 4 [SiO 4 ] 1 0 (O,OH,F) 1 0

lllita: K „ A l 4 [ S i , 5 , „ Al ,,.,„ O 2 0 ] (OH) 4

Ilmenita: FeTiO, (es frecuente, la composición: Fe, Mg, Mn [TiO,])

Jadeíta: N a A l S i A

Laumontita: Ca 4 [Al 8 Si l f ,0 4 8 ] • 16H 20 Lawsonita: CaAl 2 [S i 2 0 7 ] (0H) 2 • H 2 0

Magnesita: MgCO, Magnetita: Fe 2*Fe * 2 0 4

Microclina: K A l S i 3 0 8

Minnesotaíta: (Fe ,Mg) 6 SiA, (OH)„ Moscovita: K 2 Al 4 [Si 6 Al 2 0 2 „](OH.F) 4

Mullita: 3A1 20, • 2Si0 2

Oligoclasa: 10-30% molécula de la serie de las plagioclasas (Ab-An)

Olivino: (Mg, Fe), [SiOJ Onfacita: (Ca,Na)(Mg,Fe 2*,Fe'",Al)Si 20 6

Ortopiroxeno: (Mg,Fe),Si,O t

Ottrelita: variedad rica en Mn del cloritoide (V. este mineral)

Paragonita: Na,Al 4 [Si 6 Al 2 O 2 0 ](OH) 4

Pectolita: Ca 2NaH[SiO,], Peristerita: plagioclasa àcida (albita-oligocla-

sa) de baja T Piamontita: Ca 2(Mn',Fe'*,Al),0 • O H • S i ,0 7 •

SÍO4

Pinita: alteración secundaria con mezcla de cantidades variables de moscovita con algo de clorita, algo de serpentina y óxidos de hierro. Sin fórmula estequiométrica definida. Alteración frecuente en la cordierita y otros minerales.

Piropo: Mg,Al,Si 3 O l 2

Pistacita: Ca^Fe^.AOAl.O • O H • S i 2 0 7 • S i 0 4

Plagioclasa: Na[AlSi 3 O s ] -Ca[Al,Si 2 0 8 ] Pumpellyíta: Ca,Al 2(Al,Fe 1*,Fe 2*,Mg) l „[Si2 (O,

OH) 7 ][Si0 4 ] (OH,0) ,

Quiastolita: variedad de la andalucita con inclusiones carbonosas dispuestas según una cruz.

Riebeckita: Na2Fe2*, Fe' +

2 [S i 8 0 2 2 ] (0H) 2

Rutilo: TiO,

Sericita: mineral de alteración con cantidades variables de moscovita o paragonita.

Serpentina: Mg,[Si 2 0 5 ](OH) 4 . En este grupo se incluyen la lizardita, la antigorita y el crisotilo.

Siderita: FeCO, Sillimanita: Al 2 SiO, Stishovita: polimorfo de alta densidad, SiO,

Talco: Mg„[Si 8 0 2 l l ] (OH) 4 . Adopta una composición compleja por la variedad de substituciones.

Tremolita: Ca 2(Mg,Fe 2 í) 5[Si 8 0 2 2 ] (OH,F) 2

Turmalina: (Na,Ca)(Mg,Fe,Mn,Li,Al),(Al,Mg, F u ) 6 [S i 6 0 , s ] (B0 3 ) 3 (0 ,OH) , (OH.F)

Wollastonita: Ca[SiO,]

Zafirina: (Mg,Fe 2 t ,Fe 3 \Al) 8 0 2 [(Al ,Si) 6 O l 8 ] Zeolitas (grupo de): fórmula general (Na,, K 2 ,

Ca, Ba) [(Al, S i )0 2 ] n • x H 2 0 Zoisita: C a 2 A l 2 0 • AIOH[Si 2 0 7 ] [Si0 4 ]


El proceso metamòrfico que ha experimentado una roca depende, a la vez, de los cambios fisicoquímicos de su ambiente de emplazamiento y de su composición mineralógica, expresados en la historia de su propia cristalización. Los fenómenos metamórficos son complejos y también lo es la tipología de rocas metamórficas.

La primera parte de este atlas presenta la diversidad de rocas que resultan de condiciones metamórficas variables y con una composición mineral diferente. La segunda parte expone sus principales texturas según las presiones y temperaturas metamórficas características.

Al igual que en otros atlas de esta serie, las rocas son estudiadas en lámina delgada, al microscopio polarizante, lo que permite poner de manifiesto las características morfológicas y mineralógicas que facilitan su identificación.

Las 240 micro fotografías seleccionadas en esta obra permitirán a los estudiantes y a los aficionados desenmarañar la madeja de paragénesis y texturas metamórficas.

B. W. D. Yardley Reader in Metamorphic Gcochemistry, University of Leeds W. S. MacKenzie Emeritus Professor of Petrology, University of Manchester C. Guílford Fornier Superintendent of the Department of Geology, University of Manchester

M. Lago y E. Arranz, traductores de e¿ *spectivamente, profesores luniversidad de Zaragoza.

ap atlas de rocas metamorficas y sus texturas

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