art - 2006 - genesis de texturas metamorficas

TEMA 5

Índice

GÉNESIS DE TEXTURAS METAMÓRFICAS...............................................................................131 5.1. TEXTURAS DEBIDAS A CRISTALIZACIÓN .......................................................................................132

5.1.1. Nucleación y crecimiento cristalinos ...................................................................................132 5.1.2. Inclusiones, intercrecimientos y coronas .............................................................................140 5.1.3. Reemplazamiento: texturas del metamorfismo retrógrado ..................................................144

5.2. TEXTURAS DEBIDAS A RECRISTALIZACIÓN Y DEFORMACIÓN ........................................................149 5.2.1. Los mecanismos principales.................................................................................................149 5.2.2. Microfracturación, cataclasis y deslizamiento friccional ....................................................151 5.2.3. Maclado mecánico y “kinking” ...........................................................................................154 5.2.4. Creep por disolución ............................................................................................................156 5.2.5. Creep por dislocación ..........................................................................................................159 5.2.6. Recuperación........................................................................................................................161 5.2.7. Recristalización dinámica ....................................................................................................163 5.2.8. Creep por difusión en estado sólido.....................................................................................166 5.2.9. Recristalización estática.......................................................................................................168

5.3. RELACIÓN BLASTESIS-DEFORMACIÓN: TEXTURAS DE INCLUSIÓN EN PORFIDOBLASTOS................169 BIBLIOGRAFÍA.....................................................................................................................................172

TEMA 5

Génesis de texturas meta-mórficas

Los temas anteriores se han dedicado sobre todo a estudiar cómo el equilibrio químico nos ayuda a conocer las condiciones de presión y temperatura en las que una roca se ha formado. Este es uno de los objetivos principales de la petrología metamórfica, muy trabajado en los úl-timos 25 años como consecuencia de los avances en petrología experimental y teórica y la faci-lidad para el análisis puntual de minerales traído de la mano por la microsonda electrónica. Sin embargo, los estudios basados en el equilibrio químico no nos cuentan nada sobre la historia de la roca previa y posterior al momento en el que alcanzó el equilibrio químico.

El estudio de las texturas de las rocas metamórficas proporciona una línea de evidencia complementaria sobre los acontecimientos sufridos por una roca. Las texturas son muy impor-tantes para el estudio del metamorfismo porque nos informan a menudo de desviaciones del equilibrio que nos permiten precisar cómo una roca recristalizó en su camino hacia el equilibrio químico. De esta forma podemos inferir ciertos detalles de la historia de la roca.

Las texturas metamórficas pueden dividirse en dos tipos: (1) las que nos informan sobre las reacciones metamórficas que han tenido lugar, y (2) las que se relacionan con los procesos de deformación contemporáneos con el metamorfismo.

El estudio de las texturas del primer tipo nos revela detalles de la secuencia de asociacio-nes minerales y, por tanto, de la historia de las condiciones ambientales (apartado 5.1); el estu-dio de las segundas nos permite indagar sobre la historia deformacional (apartado 5.2) y la cronología relativa de la deformación y el crecimiento de minerales metamórficos (apartado 5.3). Las texturas del primer tipo se producen por cristalización de nuevas fases y las del se-gundo por recristalización y deformación de fases preexistentes. Cristalización, recristalización y deformación son, por tanto, los tres procesos básicos involucrados en la génesis de las texturas de las rocas metamórficas. Vamos a ver primero las texturas debidas a cristalización de fases nuevas y luego las debidas a cristalización y deformación de fases preexistentes.

Tema 5: Génesis de texturas metamórficas Metamorfismo

5.1. Texturas debidas a cristalización

La cristalización de las rocas metamórficas en respuesta a cambios en las condiciones de pre-sión y temperatura produce la formación de nuevos minerales. La composición de estos minera-les puede explicarse por medio de la termodinámica de los equilibrios de fase, pero su creci-miento está controlado por factores cinéticos, mucho peor comprendidos. Esta cristalización tiene lugar en dos pasos: el primero es el de nucleación y el segundo el de crecimiento cristali-no y a ellos dedicamos el apartado 5.1.1.

Si se alcanza el equilibrio durante el crecimiento cristalino la textura resultante es aquella de menor energía (más estable) y esto borra cualquier indicio de las condiciones P-T anteriores. Sin embargo, es normal encontrar texturas que evidencian claramente la falta de un equilibrio completo y que permiten reconstruir en parte la historia metamórfica de una roca: son las in-clusiones, los intercrecimientos y las coronas de reacción. A ellas vamos a dedicar el apartado 5.1.2. Además, durante el metamorfismo retrógrado se produce el reemplazamiento de unos minerales de presiones y temperaturas relativamente más altas por otros de presiones y tempe-raturas más bajas, que en muchos casos nos permiten reconstruir la última parte de la trayecto-ria P-T-t de una roca, desde el pico térmico hasta que la roca llega a la superficie. Las texturas de reemplazamiento se describen en el apartado 5.1.3.

5.1.1. Nucleación y crecimiento cristalinos

El crecimiento de un cristal sólo se puede producir una vez que se han sobrepasado las condi-ciones de equilibrio para su formación. Es precisamente este rebasamiento (que puede ser un sobreenfriamiento, un sobrecalentamiento o una sobresaturación) el que proporciona la energía necesaria para formar el núcleo alrededor del cual se produce el crecimiento. Una vez formado, el núcleo sirve de centro hacia el que se difunden los componentes que el cristal necesita para crecer. La distancia a la que la difusión puede transportar material depende de la velocidad de difusión y del tiempo disponible. El material que está demasiado lejos de un núcleo no se di-fundirá hacia dicho núcleo, sino que formará otro independiente. El número de núcleos que se forman depende, por tanto, de la facilidad con la que se produce la nucleación y del tiempo disponible para que el material se difunda hacia los núcleos. El juego entre nucleación y creci-miento de los núcleos es el que determina, en última instancia, el tamaño de grano de la roca.

5.1.1.1. Nucleación

La cristalización se produce en respuesta a una necesidad de disminuir la energía libre del sis-tema (las fases cristalinas tienen una energía libre menor que las fases no cristalinas, sean estas sólidas o líquidas). Pero esta reducción en la energía libre por cristalización se ve contrarrestada por el aumento de la energía de superficie que va asociada con la creación de una interfase en-tre el nuevo cristal que crece y el medio que le rodea.

Al comienzo de la cristalización, las fluctuaciones en la composición de los reactantes hace apa-recer grupos de átomos con los componentes necesarios para formar la nueva fase. A estos gru-pos de átomos se les conoce con el nombre de embriones o núcleos.

Un embrión tiene una relación superficie/volumen muy grande y por lo tanto una energía de superficie muy alta debido a la gran cantidad de átomos que no tienen todos sus enlaces satis-fechos. Esto hace que los embriones se destruyan espontáneamente tan rápidamente como se forman, aunque las condiciones ambientales sean las apropiadas para la cristalización. Existe

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Metamorfismo Tema 5: Génesis de texturas metamórficas

un tamaño crítico que los núcleos deben alcanzar antes de que la disminución de la energía libre debido a la cristalización sea mayor que el aumento de la energía de superficie (figura 5.1). Una vez que un núcleo ha alcanzado el tamaño crítico, el crecimiento cristalino puede conti-nuar. En general, los minerales con una estructura cristalina simple nuclean con más facilidad que los de estructura cristalina compleja.

energía de superficie

energía de volumen

energía libre total

incr

emen

to d

e en

ergí

a lib

re

0

+

-

radio del cristalRadiocrítico

embrión cristal

energía de activación

Figura 5.1. Contribución de la energía de superficie y la energía de volumen a la energía libre total de un cristal. Para radios menores que el radio crítico el incremento de energía libre total es positivo y por tanto desfavorable desde el punto de vista energético, por lo que los embriones formados tienden a desaparecer. A partir del radio crítico el in-cremento de energía libre es negativo y los núcleos que han alcanzado este tamaño pueden seguir creciendo y ser estables energéticamente. Un embrión o núcleo es un conjunto de átomos con estructura cristalina con un radio menor que el radio crítico. Por encima del radio crítico ya se habla de cristales propiamente dichos. Tomado de Barker (1998), pág. 58.

Esta dificultad en comenzar la cristalización se describe cuantitativamente por medio de una barrera de energía, denominada energía de activación en la figura 5.1. La superación de esta barrera de energía requiere que las condiciones ambientales sobrepasen los valores míni-mos necesarios para la cristalización de una fase estable. Esto implica una supersaturación en el caso de la cristalización a partir de una solución, un sobreenfriamiento para la cristalización a partir de un fundido o un sobrecalentamiento la cristalización metamórfica durante el meta-morfismo progrado.

La formación de un núcleo a partir de una solución o de un fundido por sobresaturación o sobreenfriamiento se denomina nucleación homogénea. Pero la cristalización puede proceder más fácilmente por nucleación heterogénea, que implica la presencia de impurezas o de crista-les previos que actúan de “semilla”. Este es el tipo de nucleación que se da en las rocas meta-mórficas, donde las caras de cristales previos y otros defectos cristalinos actúan de centros de nucleación. Todos estos puntos potenciales de nucleación se caracterizan por poseer una ener-gía de superficie alta y es precisamente el balance de esta energía de superficie con la energía libre de formación del núcleo lo que permite superar la barrera de energía y facilitar la nuclea-ción. Los cristales semilla son los puntos de nucleación más fáciles de entender, ya que su red cristalina tiene características estructurales comunes con la fase que nuclea. Los minerales con un red cristalina muy similar (como dos tipos de feldespatos o anfíboles y piroxenos) son los

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que más probabilidad tienen de actuar de semilla para la fase afín, aunque también se conocen casos de nucleación heterogénea entre sillimanita y moscovita, estructuralmente muy diferen-tes. La capacidad de un mineral para nuclear sobre la red cristalina de otro se conoce como epitaxia. Cuando la orientación cristalográfica de los dos cristales (el que nuclea y el que sirve de semilla) es idéntica, se habla de sintaxia.

5.1.1.2. Crecimiento cristalino

Una vez se ha formado un núcleo estable, este continua creciendo y da lugar a un cristal cuyo tamaño depende de la concentración de nutrientes en los alrededores y de la proximidad de los núcleos vecinos. Cuatro pasos controlan el proceso de crecimiento.

1. Los nutrientes deben difundirse hacia el núcleo a través del medio en el que el cristal está cre-ciendo. Un cristal no puede crecer a menos que los iones necesarios para su ensamblaje sean capaces de moverse hacia él. En las soluciones y los fundidos más simples los io-nes son completamente libres de difundirse hacia los cristales en crecimiento pero en los magmas de viscosidad elevada, en los sólidos amorfos y en las rocas metamórficas no. En particular, en las rocas metamórficas los minerales que no están en equilibrio deben reaccionar primero para que los elementos queden libres para difundirse hacia los puntos de nucleación de los nuevos minerales. Luego, la difusión se produce sobre todo aprovechando los bordes de grano, por el mecanismo de transferencia en disolu-ción (solution transfer) (ver el apartado 5.3.4).

2. Los nutrientes, al llegar a la superficie del núcleo, deben reaccionar y reorganizarse en unidades que sean aceptables por el cristal. En los silicatos la adición de átomos uno a uno no es po-sible ya que en todo momento se debe mantener la neutralidad de carga. Esto hace que los iones reaccionen primero para formar grupos.

3. Los bloques de construcción (los grupos de iones) deben unirse a la superficie del cristal, ya sea formando nuevas superficies o por medio del crecimiento de dislocaciones.

4. La unión de los bloques de construcción produce un calor de cristalización y aumenta la concen-tración de los componentes que no participan en la formación de cristal. Ambos deben disi-parse para que el crecimiento continúe.

La velocidad de crecimiento del cristal está controlada por el paso más lento de estos cuatro. Si éste es la difusión, se habla de un crecimiento controlado por difusión; si es la reacción, de un cre-cimiento controlado por reacción, etc. Cada uno de ellos confiere unas morfologías especiales a los cristales, como veremos más adelante.

Como las reacciones metamórficas se producen a menudo en un ambiente en el que la temperatura está aumentando (metamorfismo progrado) o disminuyendo (metamorfismo re-trogrado), es posible que el mecanismo que controla el crecimiento (aquél cuyo ritmo es el más lento) cambie con el tiempo. Así, es normal que los porfidoblastos pasen por una etapa inicial en la que su crecimiento está controlado por reacción, seguida de otra en la que el mecanismo limitante es la difusión de borde de grano y termine en otra cuyo mecanismo limitante es la velocidad a la que el calor puede transportarse desde el cristal en crecimiento hacia la matriz de la roca. La compleja alternancia en el tiempo del mecanismo limitante hace que se desarrollen microtexturas como los zonados, las exoluciones , los intercrecimientos simplectíticos y las texturas de reacción.

5.1.1.3. Tamaño de los cristales

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Es importante, cuando se describe cualquier textura, fijarse en el tamaño de grano general, así como en las variaciones relativas de tamaño de grano entre los minerales constituyentes. La subdivisión precisa entre los que se considera grano grueso, medio o fino en una roca metamór-fica varía ligeramente de unos autores a otros, pero la norma es considerar de grano fino las rocas metamórficas cuya matriz tiene un tamaño de grano menor de 0.1 mm, de grano medio si la matriz tiene un tamaño de grano entre 0.1 y 1 mm y de grano grueso si tiene más de 1 mm.

Durante las fases iniciales del metamorfismo progrado (grado muy bajo y bajo), los pro-ductos de las reacciones metamórficas son generalmente de grano fino, lo que permite que se conserve casi intacta la textura original de la roca. Sin embargo, con el paso del tiempo y en respuesta al aumento de la presión y la temperatura, la roca sigue recristalizando1. Esto conlle-va un aumento progresivo del tamaño de grano de la matriz y el borrado de la textura original de la roca premetamórfica.

Aunque las rocas monominerales como el mármol o la cuarcita son normalmente equigra-nulares, al igual que lo son las corneanas y las rocas de metamorfismo regional de grado alto (granulitas), otras como los esquistos pelíticos desarrollan texturas en las que unos minerales crecen mucho más que los otros. Tales minerales se denominan porfidoblastos y la textura re-sultante porfidoblástica, en analogía con los términos “fenocristal” y “textura porfídica” de las rocas ígneas. Influyen muchos factores en la formación de la textura porfidoblástica, gran parte de ellos relacionados en última instancia con las distintas velocidades de nucleación y creci-miento de los minerales de la roca, velocidades que son a su vez dependientes de las condicio-nes de presión, temperatura, composición de la fase fluida, química de la roca y altura de la barrera de energía de activación para la nucleación y el crecimiento cristalinos. Como unos minerales nuclean y crecen con más facilidad que otros, el resultado es una estructura porfido-blástica heterogénea. En particular, minerales como el granate y la estaurolita crecen casi siem-pre como porfidoblastos, mientras que otros como el cuarzo son exclusivos de la matriz.

Se sabe desde hace tiempo que en agregados monofásicos (metales, rocas como la cuarcita o el mármol, etc.) los cristales crecen tanto por el paso del tiempo como por el aumento de la temperatura. Este proceso de aumento del tamaño de grano, que se denomina envejecimiento de Ostwald (Ostwald ripening) se produce en respuesta a la necesidad de disminuir la energía libre de Gibbs del sistema para producir una configuración más estable, más cercana al equili-brio termodinámico. Una de las formas de conseguir esta reducción de la energía libre es dis-minuyendo la contribución de la energía de superficie (o energía interfacial) a la energía total del sistema. El aumento del tamaño de grano se consigue eliminando los granos más pequeños o uniendo éstos entre sí para formar granos más grandes por el proceso de migración de bordes de grano (ver la sección 5.2.7.1). Aunque el tamaño de grano aumenta con el tiempo y la tempe-ratura, el ritmo al que este tamaño aumenta disminuye con el tiempo y con el aumento de la temperatura.

El envejecimiento de Ostwald es más aparente en las rocas monominerales pero también ocurre en las rocas compuestas por dos o más fases, aunque en estos casos el proceso es más complicado. Por ejemplo, en el metamorfismo progrado de las pelitas, las rocas metamórficas de grado más bajo son de grano muy fino (pizarras). Estas se transforman en filitas y esquistos de grano fino a medio en condiciones de la facies de esquistos verdes. A su vez, estas rocas se convierten en esquistos y gneisses de grano medio a grueso conforme el grado metamórfica aumenta (facies de anfibolitas y de granulitas).

1 El significado exacto de este término se verá en el apartado 5.3.4.

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El ritmo al que se produce el aumento general del tamaño de grano de una roca metamór-fica depende de muchos factores, entre ellos: la presencia y el tipo de fluido metamórfico, las velocidades de difusión, la energía interfacial (que influye en la velocidad a la que los bordes de grano migran) y el ritmo al que la temperatura varía. Si la velocidad de nucleación es alta comparada con la velocidad de crecimiento se formarán gran cantidad de centros de nucleación en las primeras etapas del desarrollo de una reacción metamórfica, lo que dará lugar a un pro-ducto de reacción de grano fino diseminado más o menos homogéneamente por toda la roca. La situación contraria se da cuando la velocidad de crecimiento es mayor que la de nucleación. En este caso se produce el rápido crecimiento de unos pocos núcleos, lo que elimina muchos sitios potenciales de nucleación al quedar incluidos en los cristales en crecimiento y el resultado final es la formación de unos pocos porfidoblastos, bastante separados entre sí.

Una vez nucleado, el tamaño final de un porfidoblasto es función de la velocidad de crecimien-to y del tiempo disponible. La velocidad de crecimiento depende fuertemente de la velocidad de difusión de los elementos necesarios hacia el porfidoblasto, así como del ritmo al que dichos elementos pueden ser incorporados en la red cristalina del porfidoblasto. Si el porfidoblasto en crecimiento agota el suministro de reactantes, el crecimiento cesará, ya sea permanentemente o hasta que la matriz de la roca se “recargue” de los elementos necesarios. Esta recarga puede producirse por la entrada de un fluido externo o por la liberación de iones a la matriz por la actuación de alguna otra reacción metamórfica. La difusión incompleta de los reactantes en la matriz puede provocar la aparición de un halo de reacción alrededor del porfidoblasto.

Para una roca determinada, puede parecer razonable pensar que los porfidoblastos que comenzaron a crecer antes tengan un tamaño mayor que los que lo hicieron más tarde. Pero este razonamiento asume que la velocidad de crecimiento ha sido la misma para todos los pofi-doblastos de un mineral, y esto no tiene porque ser así. La figura 5.2 y el texto que le acompaña ilustra este punto de forma esquemática.

Figura 5.2. Ilustración esquemática de las relaciones entre velocidad de crecimiento, tiempo y tamaño de los porfido-blastos. En el gráfico de la izquierda (a) se muestra la variación del tamaño de dos porfidoblastos, X e Y, con el tiem-po, para el caso de una velocidad de crecimiento igual para los dos. El porfidoblasto X, que comenzó a crecer antes que el porfidoblasto Y, tiene un tamaño mayor en todo momento y la diferencia de tamaño dX-dY es constante a lo largo de toda la historia de crecimiento. En el gráfico esto se muestra para dos tiempo diferentes, t1 y t2. Por el contra-rio, en el gráfico de la derecha (b) los dos porfidoblastos X e Y tienen una velocidad de crecimiento diferente, siendo mayor la del porfidoblasto Y, que comienza a crecer más tarde que el porfidoblasto X. En las primeras etapas (por ejemplo t1) el porfidoblasto X es mayor que el Y, pero a partir de un momento dado sus tamaños se igualan y, a partir de entonces, debido al crecimiento más rápido de Y, éste supera en tamaño a X y la diferencia de tamaño se incremen-ta con el tiempo. El caso (a) sirve para saber cuando un porfidoblasto ha comenzado a crecer, ya que los de mayor tamaño habrán sido los primeros en nuclear, mientras que en el caso (b) este razonamiento no funciona. Tomado de

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Barker (1998), pág. 64.

Tiempos de crecimiento absolutos. Diferentes estudios teóricos, de laboratorio y de campo, sugieren que los porfidoblastos en las rocas metamórficas crecen muy rápido en términos geo-lógicos y que pueden alcanzar tamaños de unos 5 cm en 10.000 a 100.000 años (Barker, 1998, pág. 65 y referencias allí citadas). Las dataciones radiométricas proporcionan una medida inde-pendiente de estos tiempos de crecimiento. Datando el núcleo y el borde de un porfidoblasto se puede conocer, si la precisión del método es suficiente, el tiempo que un porfidoblasto ha nece-sitado para crecer. Aplicando esta técnica se han hallado velocidades radiales de crecimiento de granates del orden de 1.5 mm por millón de años, lo que implica tamaños de 3 cm en unos 10 millones de años. Estos tiempos de crecimiento son mucho mayores que los hallados por otros métodos. Barker (1994, citado en Barker, 1998, pág. 65) concluye que para porfidoblastos de granate de <1.5 mm de diámetro, en situaciones de metamorfismo regional, son posibles tiem-pos de crecimiento menores de 1 millón de años y probables tiempos <0.1 Ma. Para granates mayores (1- 3 cm de diámetro), las estimaciones disponibles sugieren tiempo de crecimiento desde <1 Ma hasta 5-10 Ma, lo que tiene importantes consecuencias para la interpretación de las relaciones geométricas entre los porfidoblastos y la esquistosidad (ver el apartado 5.3).

5.1.1.4. Forma de los cristales

La forma de los minerales en una roca metamórfica puede describirse, al igual que en las rocas ígneas, como idiomorfa, subidiomorfa y alotriomorfa, dependiendo de que un cristal esté completa- o parcialmente rodeado por caras cristalográficas o no desarrolle caras cristalográfi-cas en absoluto. Los factores que controlan el que un cristal sea idiomorfo, subidiomorfo o alo-triomorfo son muchos, pero el más importante de ellos es la cinética del crecimiento cristalino. El desarrollo de porfidoblastos idiomorfos se ve favorecido por condiciones de crecimiento lentas, sin impedimentos, en un medio anisótropo, mientras que los cristales alotriomorfos sue-len reflejar un crecimiento rápido.

La forma y el número de caras de un cristal idiomorfo depende tanto de ciertas propieda-des específicas del mineral como de su proceso de crecimiento. El mineral intentará mantener la forma de menor energía y esto está controlado por la energía de superficie y por la energía reti-cular del mineral. Si todas las caras tienen la misma energía de superficie, se desarrollan multi-tud de ellas y la forma del cristal se aproxima a la de una esfera. Sin embargo, lo más común es que ciertas caras tengan menos energía de superficie que otras y éstas son las que se desarrolla-rán con preferencia en la forma de equilibrio (es decir, en ausencia de impedimentos), aunque esto implique un área por unidad de volumen mayor que la correspondiente a la forma esféri-ca. Una cara plana tiene menos energía que una superficie irregular porque el número de enla-ces no satisfechos es menor y, entre las caras planas, las de mayor densidad atómica suelen tener también menor energía de superficie. Las caras con una energía de superficie alta avanzan más rápidamente que las caras con una energía de superficie baja y por ello ocupan una pro-porción menor de la superficie total del cristal. Existe una relación constante (para todas las caras de un cristal) entre la distancia, d, de una cara al centro del cristal y la energía de superfi-cie, γ, de dicha cara:

d1/γ1 = d2/γ2 = … = dn/γn = constante,

donde el subíndice 1, 2, …n hace referencia a cada una de las caras. Esta expresión se conoce con el nombre de teorema de Wulff. La Figura 5.3 ilustra gráficamente este teorema y sus im-plicaciones para la forma de los cristales.

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(010

)d010

d1

d i= distancia de cara al centro del cristali

d2 dnγ1

a1 1 γ + a a1 1 γ + ... + γn n tiende a un mínimo

γ = i energía de superficie de la cara iai = área de la cara i

γ2 γn= = = constante

Teorema de Wulff

mayor energía de superficie =mayor velocidad de crecimiento

d110

(110)

Figura 5.3. Representación gráfica del teorema de Wulff. Este teorema dice que el cociente entre la distancia de una cara al centro del cristal y su energía de superficie es constante para todas las caras de un cristal. Esto quiere decir que las caras con una energía de superficie mayor estarán más alejadas del centro del cristal y, por lo tanto, tenderán a ser más pequeñas o incluso a desaparecer. En conjunto, un cristal tiende a poseer la menor energía de superficie posible compatible con sus restricciones cristalográficas.

Desde hace tiempo los petrólogos metamórficos se han dado cuenta de que unos minerales tienen mayor tendencia al idiomorfismo que otros y que son los porfidoblastos los que con ma-yor frecuencia son idiomorfos. También se ha establecido que un mineral dado desarrolla caras cristalinas cuando está en contacto con determinados minerales, pero no las desarrolla en con-tacto con otros. A partir de todas estas observaciones los minerales se han organizado en una secuencia, denominada serie cristaloblástica, donde los que tienen mayor tendencia al idio-morfismo aparecen en la parte superior de la secuencia (Tabla 5.I).

Tabla 5.I. La serie cristaloblástica de los minerales. La secuencia re-fleja una energía de superficie decreciente, de manera que un mineral es idiomorfo si crece en contacto con cualquiera de los que tiene por debajo de él en la serie (Barker, 1998, pág 68).

1. Magnetita, rutilo, esfena, pirita, ilmenita.

2. Sillimanita, distena, granate, estaurolita, cloritoide, turmalina.

3. Andalucita, epidota, zoisita, forsterita, lawsonita.

4. Anfíbol, piroxeno, wollastonita.

5. Moscovita, biotita, clorita, talco, prehita, stilpnomelana.

6. Calcita, dolomita, vesubianita.

7. Cordierita, feldespatos, escapolita.

8. Cuarzo.

La secuencia refleja un descenso en la energía de superficie media de un mineral y aque-

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llos que están por encima en la secuencia desarrollan siempre caras cristalinas cuando crecen en contacto con cualquiera de los minerales situados más abajo en la serie. Por ejemplo, en un es-quisto con mica y granate, el granate tendrá tendencia al idiomorfismo cuando esté en contacto con la mica y el cuarzo, mientras que la mica sólo desarrollará caras cristalinas en contacto con el cuarzo, pero no con respecto al granate, a no ser que crezca en una orientación favorable con respecto a los límites del granate.

Hasta aquí hemos considerado el crecimiento libre de cristales, fundamentalmente porfi-doblastos, que dan lugar a morfologías más o menos idiomorfas porque la distancia entre cen-tros de nucleación es suficientemente grande como para que no se produzcan interferencias en su crecimiento. En el caso de que los cristales que crecen entren en contacto mutuo, las morfo-logías resultantes ya no reflejan el hábito intrínseco de cada mineral, sino que representan la solución de compromiso de menor energía compatible con las condiciones ambientales de pre-sión, temperatura y esfuerzos desviatorios en los que cristalizó la roca.

En este caso se pueden formar texturas de no equilibrio y texturas de equilibrio. Las pri-meras se caracterizan por la coexistencia de tamaños de grano muy variados, morfologías de los granos irregulares y variables, contactos curvos e irregulares entre granos y uniones múlti-ples. Esta es la textura característica de las rocas metamórficas de grado bajo y medio e implica una elevada energía de superficie de la roca. Conforme aumenta el grado metamórfico, el au-mento de la temperatura favorece la disminución de la energía de superficie y el agregado de minerales recristaliza, en ausencia de esfuerzos desviatorios, a una textura primero granoblásti-ca equigranular y luego granoblástica poligonal, consistente en contactos planos entre granos y uniones triples con ángulos interfaciales próximos a 120°. Ésta es una textura común en rocas monominerales (cuarcitas y mármoles) y en algunas corneanas de alta temperatura y granuli-tas.

Ciertas rocas desarrollan una textura decusada, que es un caso particular de textura gra-noblástica en la cual los cristales que la forman son subidiomorfos, prismáticos o planares, es-tán orientados al azar y tienen una fuerte anisotropía cristalina (es decir, la energía de superfi-cie de sus diferentes caras cristalinas es muy distinta). Esta textura se asocia sobre todo con rellenos monominerales de venas, corneanas monominerales formadas por anfíbol o micas o zonas monominerales anfibólicas o micáceas en corneanas poliminerales.

En los agreagados bi- y poliminerales las texturas de equilibrio son más complejas. En las rocas con cuarzo-feldespato-micas los minerales anisótropos como las micas tienden a dominar la textura final. Las caras 001 (basales) de las micas son muy estables y no se ven afectadas por el crecimiento del cuarzo o el feldespato. Esto provoca que las interfases cuarzo-cuarzo formen ángulos de 90° al entrar en contacto con las caras 001 de las micas (figura 5.4). Como el creci-miento del cuarzo queda restringido en unas direcciones pero no en otras, el resultado final es

Figura 7.4. Ilustración que muestra esquemáti-camente como la anisotropía de las micas influye en la forma de los cristales de cuarzo en las textu-ras de equilibrio.

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un agregado con los granos de cuarzo alargados en la dirección de la foliación marcada por las micas.

5.1.2. Inclusiones, intercrecimientos y coronas

Es muy común encontrar pequeñas inclusiones de fases sólidas en los minerales metamórficos. Estas se pueden desarrollar por tres mecanismos distintos:

• incorporación de minerales de la matriz durante el crecimiento de los porfidoblastos, y

• exolución de una fase durante el enfriamiento,

• seudomorfización incompleta de una fase anterior por otra más tardía.

En determinadas rocas metamórficas de grado alto, dos o más fases pueden cristalizar si-multáneamente para dar lugar a intercrecimientos simplectíticos característicos. En las rocas de facies granulita es común observar el desarrollo de coronas concéntricas de una o más fases alrededor de un núcleo de otra fase. Los siguiente apartados los vamos a dedicar a describir estos tres tipos de microtexturas.

5.1.2.1. Crecimiento de porfidoblastos con inclusión de fases extrañas

Muchos porfidoblastos tienen una zona central anubarrada debido a la presencia de gran canti-dad de diminutas inclusiones, difíciles de identificar con el microscopio petrográfico. En otras ocasiones estas inclusiones son de mayor tamaño (como ocurre en los granates, la cordierita, la estaurolita y la vesubianita) dando al cristal una apariencia “esponjosa”. A esta textura se le denomina poiquiloblástica y es análoga a la textura poiquilítica de las rocas ígneas, con la que no debe confundirse. Las inclusiones pueden no mostrar ninguna orientación especial, pueden estar dispuestas según planos cristalográficos específicos del mineral hospedante o pueden estar orientadas según planos de foliación o lineación previas en la roca.

Las inclusiones aumentan la energía libre total de un cristal por aumento de la energía de superficie (además de la superficie de contacto externa del poiquiloblasto con la matriz existen gran cantidad de superficies internas entre las inclusiones y el cristal anfitrión). Por esta razón los poiquiloblastos son menos estables que los porfidoblastos del mismo mineral. La formación de porfidoblastos idiomorfos se relaciona casi siempre un crecimiento lento, mientras que los poiquiloblastos alotriomorfos se desarrollan cuando el crecimiento ha sido rápido.

Las inclusiones dentro de los porfidoblastos pueden ser fases inertes, no utilizadas por el porfidoblasto al crecer, o fases en exceso (como el cuarzo en los granates y la estaurloita), utili-zadas por el porfidoblasto pero sobrantes por estar en mayor cantidad que la necesaria para ensamblar el porfidoblasto.

La microtextura en reloj de arena de muchos porfidoblastos de cloritoide (figura 5.5, foto de la izquierda) y la disposición en cruz de las inclusiones carbonosas en la quiastolita (5.5, foto de la derecha) de las corneanas pelíticas representan ordenamientos regulares de las inclu-siones con respecto a determinados planos cristalográficos de los porfidoblastos. La explicación más aceptada para esta disposición ordenada de las inclusiones es la adsorción preferente de éstas sobre ciertas caras cristalográficas durante el crecimiento de los porfidoblastos.

En minerales con planos de exfoliación muy bien desarrollados (anfíboles y micas) las in-clusiones pueden incorporarse preferentemente paralelas a dichos planos. Cuando se estudian láminas delgadas al microscopio, es muy importante no confundir las inclusiones orientadas

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según planos cristalográficos con las que marcan la presencia de una fábrica anterior.

Figura 7.5. Izquierda: microtextura en reloj de arena en un cloritoide. Derecha: microtextura en cruz de la quiastolita. Tomado de Passchier y Trow (1998), págs.183 y 184.

5.1.2.2. Texturas de exolución

La exolución es un proceso por el cual una fase que admite solución sólida entre dos miembros extremos se desmezcla en dos fases independientes al disminuir la temperatura y la fase mino-ritaria queda englobada en forma de “inclusiones” dentro de la fase mayoritaria (el cristal anfi-trión).

La forma y el tamaño de las inclusiones exueltas depende de la movilidad iónica (que a su vez depende de la temperatura) y de la energía interfacial (energía de superficie) entre las dos fases. Una morfología típica es en forma de pequeñas burbujas con una distribución homogé-nea que sugiere un mecanismo de nucleación homogénea para su formación. En otros casos se observa que el producto de exolución se concentra en los márgenes de cristal anfitrión, lo que se interpreta como una nucleación heterogénea en los bordes de grano. Otras texturas de exolu-ción tienen una morfología lamelar orientada, como en los feldespatos y los piroxenos de las rocas ígneas y metamórficas de alto grado. En estos casos hay una relación muy estrecha entre la orientación de las inclusiones exueltas y la estructura atómica del cristal hospedante.

La desmezcla de los feldespatos alcalinos durante el enfriamiento desde temperaturas al-tas da lugar a la exolución de plagioclasa (albita) y feldespato potásico, dando lugar a la típica textura pertítica común en muchas rocas ígneas y metamórficas de grado alto. El término perti-ta hace referencia al caso en el que la fase dominante es el feldespato potásico y las inclusiones son de albita. Antipertita es el caso contrario, con predominio de albita e inclusiones de feldes-pato potásico. El término mesopertita se aplica cuando la proporción de albita y feldespato potásico es aproximadamente igual. Aunque a veces son visibles en muestra de mano, la mayor parte de las exoluciones pertíticas y antipertíticas son microscópicas o submicroscópicas.

La interpretación clásica de las pertitas es que se forman por exolución, aunque reciente-mente algunas pertitas y antipertitas en rocas metamórficas han sido consideradas como el resultado del reemplazo de una fase por otra o como el resultado de una variación en el esfuer-zo y la deformación resultante (Barker, 1998, pág. 92). Actualmente parece claro que más de un proceso es el responsable de la formación de las microtexturas pertíticas en las rocas metamór-ficas.

5.1.2.3. Inclusiones que representan un reemplazamiento incompleto

En ocasiones las inclusiones que se observan en el interior de los porfidoblastos no representan

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fases incorporadas durante el crecimiento, sino un reemplazo parcial del porfidoblasto por una fase nueva. Dos ejemplos nos servirán para ilustrar esta posibilidad.

Plagioclasas con gran cantidad de pequeñas “inclusiones” de clinozoisita. Este tipo de plagio-clasas son muy abundantes en las metagranodioritas y las metatonalitas y consisten en cristales subidiomorfos a idiomorfos de plagioclasa con inclusiones idiomorfas de pequeño tamaño y orientadas al azar de clinozoisita y moscovita. Esta microtextura se ha interpretado como el resultado de la reacción no finalizada

An + Kfs + H2O ⇔ Ab + Czo + Ms + Qtz,

durante la cual la plagioclasa rica en anortita (An) del protolito granodiorítico o tonalítico reac-ciona parcialmente con feldespato potásico (Kfs) y agua para dar lugar a una plagioclasa mas albítica (Ab) y numerosas inclusiones de clinozoisita (Czo), moscovita (Ms) y cuarzo (Qtz).

Plagioclasas anubarradas por inclusiones de espinela. Esta microtextura, que se da en algunos metagabros, también se ha interpretado como el resultado de una reacción de reemplazo no finalizada:

An + Ol ⇔ Di + Hy + Spl.

La reacción se produce como consecuencia de la inestabilidad de la asociación An + Ol al au-mentar la presión (o disminuir la temperatura). En este caso, la forma de la plagioclasa original, de composición labradorítica, se conserva, pero su composición se hace más sódica (andesina) y se llena de micro-inclusiones de espinela.

5.1.2.4. Simplectitas

Las simplectitas se forman por cristalización simultánea de dos o más fases en una misma zona de la roca, de forma que las fases adoptan disposiciones geométricas regulares de intercreci-miento (figura 5.6). La mayor parte de las simplectitas sólo aparecen en rocas metamórficas de alto grado y son especialmente abundantes en gneisses y granulitas por metamorfismo progra-do y en eclogitas por metamorfismo retrógrado. Aunque existen intercrecimientos de tres mine-rales, las simplectitas más comunes están formadas por el crecimiento íntimo de dos fases. Ca-sos típicos son:

• Simplectitas de cordierita-cuarzo (o cordierita-ortopiroxeno-cuarzo) como consecuencia de la retrogresión de granate.

• Simplectitas de ortopiroxeno-plagioclasa (figura 5.6), por retrogresión de la asociación Hbl+Grt.

• Simplectitas de ortopiroxeno-espinela, formadas por reacción entre olivino y plagioclasa.

• Simplectitas de cuarzo vermicular y plagioclasa (mirmequitas).

Las simplectitas se desarrollan en dos disposiciones preferentes: (i) en los límites entre va-rios minerales que reaccionan (bordes quelifíticos), como en la figura 5.7, y (ii) asociadas con el reemplazo de un mineral primario por un par de fases secundarias, como en la figura 5.6. En ambos casos el mecanismo principal responsable de su formación es la difusión, especialmente la difusión de borde de grano (ver apartado 5.2.8). La difusión progresa en la dirección del gra-diente de concentración de cada elemento, que puede ser distinto. El funcionamiento simultá-neo de la reacción y la difusión hace que en las simplectitas el intercrecimiento adopte casi siempre la forma de inclusiones alargadas o elipsoidales perpendiculares al borde de reacción (figura 5.7). Aunque todos los elementos influyen en el proceso de difusión, Al y Si son los dos

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elementos que suelen controlar el crecimiento de las simplectitas.

Figura 5.6. Simplectita de ortopiroxeno-plagioclasa por retrogresión de un porfidoblasto de granate, del que todavía se conserva su contorno idiomorfo. El ortopi-roxeno aparece en negro y la plagioclasa en gris en este fotografía en nícoles paralelos. Tomado de Pass-chier y Trouw (1998), pág. 192.

Figura 5.7. Borde quelifítico entre un cristal de hornblenda (derecha) y otro de granate (izquierda). Se han desarrollado dos simplectitas: una de tamaño de grano grueso, que ocupa casi todo el espacio entre la hornblenda y el granate, com-puesta de plagioclasa (blanca, relieve bajo) y ortopiroxeno (gris, relieve alto), y otra de tamaño de grano fino, en con-tacto con el cristal de granate de la izquierda, formada por plagioclasa, ortopiroxeno y espinela En ambas simplectitas la disposición de los cristales de las fases que forman los intercrecimientos es perpendicular al borde de reacción (que es aproximadamente vertical en la figura) Tomado de Pass-chier y Trouw (1998), pág. 190.

5.1.2.5. Coronas (en rocas de alto grado)

Las coronas o texturas coroníticas son especialmente comunes en los gneisses de grado alto, las granulitas y las eclogitas (figura 5.8). Están formadas por un núcleo de un mineral completa-mente rodeado por una corona de otra fase o fases. Un ejemplo característico de textura coroní-tica en rocas metamórficas de grado alto es la presencia de granates con una corona de plagio-clasa y otra de ortopiroxeno, separando la plagioclasa del cuarzo de la matriz. Se trata de una textura de descompresión de muchas granulitas y se produce por la reacción Grt + Qtz → Opx + Pl. Se han descrito muchos otros tipos de coronas en las rocas metamórficas de alto grado, la mayor parte de ellas iguales a los crecimientos simplectíticos del apartado anterior. Las coronas pueden ser mono- o biminerales y, en ocasiones, múltiples (varias capas concéntricas con dis-tinta mineralogía). En las coronas multicapa es muy habitual que alguna de ellas esté formada por un intercrecimiento simplectítico.

Al igual que las simplectitas, las coronas que se desarrollan en las rocas metamórficas de grado alto se forman por la inestabilidad (retrogresión) de las asociaciones minerales formadas durante el pico térmico cuando la presión y la temperatura descienden durante el levantamien-to que transporta las rocas a la superficie. El proceso se inicia por el desequilibrio entre la fase que forma el núcleo y los minerales que la rodean. La reacción metamórfica que se pone en marcha genera una corona de nuevos minerales, formando una barrera que aísla las fases en

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desequilibrio. Como ocurre en las simplectitas, la formación de la corona se debe a la difusión local de los elementos de los reactantes, unos en la dirección del núcleo y otros en la dirección opuesta. Como las velocidades de difusión descienden rápidamente al disminuir de la tempera-tura, la formación de las texturas coroníticas sólo es posible durante el metamorfismo de grado alto, justo después del clímax metamórfico, antes de que la temperatura descienda y la difusión sea imposible o muy lenta.

Figura 5.8. Corona de granate (negro) separando un núcleo de plagioclasa (blanco) de la matriz de clinopiroxeno y anfíbol en una granulita retrogradada. Tomado de Passchier y Trouw (1998), pág. 189.

5.1.3. Reemplazamiento: texturas del metamorfismo retrógrado

El metamorfismo retrógrado es un proceso que supone la desestabilización de las asociaciones minerales de temperaturas y presiones más altas y su sustitución por otras que son estables en condiciones de P y T más bajas. Como la mayor parte de las reacciones de retrogresión requie-ren de agua o CO2, la presencia de una fase fluida es esencial para que se produzcan. La tabla 5.II resume los productos de retrogresión más importantes durante el metamorfismo retrógrado de rocas ultrabásicas, metabasitas, rocas cuarzofeldespáticas, rocas calcosilicatadas y metapeli-tas.

Muchas rocas de metamorfismo regional muestran indicios de retrogresión durante el le-vantamiento posterior al clímax metamórfico que se manifiesta por la presencia de asociaciones minerales y texturas características. Esto sugiere que los fluidos, que habían desaparecido en las últimas etapas del metamorfismo progrado, vuelven a estar presentes en el espacio intergranu-lar, aunque no en suficiente cantidad como para borrar por completo las texturas y las asocia-ciones minerales formadas durante el pico térmico.

La retrogresión también es importante en el metamorfismo de contacto y en el hidroter-mal, donde la fase fluida suele ser más abundante que en el metamorfismo regional de grado alto y la duración de la perturbación térmica es mucho menor. Los principales factores que controlan el tipo de alteración que se produce son la composición y mineralogía de la roca enca-jante, la composición de la fase fluida y su temperatura. En muchos casos la alteración que se produce no es isoquímica y el proceso tiene lugar en un sistema abierto en el que hay importan-tes pérdidas y ganancias de elementos (metasomatismo). Las alteraciones metasomáticas más comunes en estos ambientes son la alteración potásica (como la sericitización), por ganancia de

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potasio, la alteración propilítica, que supone una cloritización intensa de la roca y la alteración argilítica, que da lugar a la formación de minerales de la arcilla.

5.1.3.1. Texturas de retrogresión

Las coronas y los bordes de reacción son claros signos de desequilibrio entre ciertas fases en una asociación mineral. En las metapelitas y metabasitas en facies de anfibolitas o de esquistos verdes, las coronas de minerales hidratados son comunes. Se reconocen mejor alrededor de porfidoblastos, por desequilibrio entre estos y los minerales de la matriz debido a cizalla, descompresión o enfriamiento. Si la reacción de reemplazamiento continua, se puede producir la sustitución completa de la fase de alta P-T por otra de menor P-T, dando lugar a lo que se conoce con el nombre de seudomorfo (o pseudomorfo). Un seudomorfo es un mineral que ha sido completamente sustituido por otro u otros minerales pero que conserva su contorno origi-nal. La figura 5.9 muestra una etapa muy avanzada en la sustitución seudomórfica de un cristal de estaurolita por un agregado de cristales de moscovita.

Las coronas, los bordes de reacción y los seudomorfos son las texturas más características de la retrogresión. Otras texturas que también indican retrogresión, aunque en menor escala, son los reemplazamientos de núcleos y los reemplazamientos zonales. La alteración zonal es especialmente común en los cristales de plagioclasa ígneos e indica que ciertas zonas de la pla-gioclasa están en desequilibrio con el fluido de la matriz y son, por tanto, más susceptibles de alteración. En estos casos el fluido accede a la parte central de los cristales a través de microfrac-turas y planos de exfoliación. Los feldespatos, los anfíboles y las micas son particularmente aptos para este tipo de alteración.

Cuando se estudian los porfidoblastos al microscopio petrográfico no siempre es sencillo decidir si las “inclusiones” de grano fino dentro de ellos representan productos de alteración (y por tanto un signo de retrogresión) o inclusiones propiamente dichas incorporadas por el por-fidoblasto durante su crecimiento. Hay dos características que pueden ser útiles para decidir entre una opción y otra: (1) los productos de alteración de grano fino no suelen tener contornos bien definidos cuando se observan con el microscopio petrográfico, mientras que las inclusio-nes si los tienen, aunque sean de pequeño tamaño; (2) los productos de alteración suelen tener un parentesco químico con el mineral al que están alterando (por ejemplo, sericita por feldespa-to potásico), mientras que los minerales incorporados durante el crecimiento por un porfido-blasto suelen ser químicamente muy diferentes.

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Figura 5.9. Reemplazamiento de un porfidoblasto de estaurolita (gris oscuro, de relieve alto, en el centro) por un agregado de cristales de moscovita (gris claro) en un esquisto con biotita y estaurolita. Cuando se complete el reem-plazamiento el resultado final es un seudomorfo de estaurolita. Tomado de Passchier y Trouw (1998).

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Tabla 5.II. Reacciones de retrogresión comunes en las diferentes categorias composicionales de las rocas metamórfi-cas. Según Barker (1998), pág. 102.

Mineral inicial Producto de la retrogresión Observaciones

Rocas ultramáficas

Olivino → serpentina Si los fluidos son ricos en H2O. → magnesita Si los fluidos son ricos en CO2. Enstatita (Cpx-Mg) → antofilita Opx y/o olivino → talco ± serpentina

Metabasitas Plagioclasa cálcica → plagioclasa-Na + epidota Retrogresión muy común de la facies anfibolita

a la facies de esquistos verdes (fluidos ricos en H2O).

→ ceolitas Común en el metamorfismo de enterramiento y en el de fondo oceánico.

→ sericita/moscovita En las metabasitas esta retrogresión requiere el aporte de K+.

→ calcita Si los fluidos son ricos en CO2. → escapolita En el metamorfismo hidrotermal con fluidos

ricos en CO2. Cpx → hornblenda/actinolita Opx (hiperstena) → hornblenda/actinolita Hornblenda → actinolita → clorita → biotita Normalmente asociado al aporte de K+. Anfíbol sódico (glaucofana) → actinolita Granate → clorita Ilmenita o rutilo → esfena

Rocas cuarzofeldespáticas Feldespato potásico → sericita/moscovita/pirofilita → minerales de la arcilla Plagioclasa → sericita ± epidota Biotita → clorita

Rocas calcosilicatadas Forsterita → serpentina Anortita → epidota ± sericita → carbonatos Diopsido → tremolita-actinolita Tremolita → talco

Metapelitas Granate → clorita y/o biotita Estaurolita → sericita → sericita + clorita Andalucita, sillimanita, distena → sericita/mica blanca Cordierita → pinnita (mezcla microcristalina

de sericita y clorita)

Cloritoide → clorita ± sericita Biotita → clorita Ilmenita → esfena

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5.1.3.2. Tipos de retrogresión y reemplazamientos

Serpentinización. La serpentina es el producto de alteración por excelencia del olivino y la ser-pentinización de las rocas ultramáficas ha recibido mucha atención en la literatura petrológica. Este tipo de alteración tiene lugar en ambientes geológicos diversos, entre los que destacan el metamorfismo de fondo oceánico, las zonas de cizalla desarrolladas durante las orogenias y las las aureolas de metamorfismo de contacto en las que se produce una importante infiltración de fluidos acuosos. La adición de agua es esencial para la serpentinización y en general ésta tiene lugar a temperaturas menores de 500° C y casi siempre menores de 350° C. Si la masa permane-ce constante durante el proceso, se produce un importante incremento de volumen (de entre un 35 y un 45%). La reacción básica puede escribirse en la forma

2 Forsterita + 3H2O ⇔ Serpentina + Brucita

si lo que se serpentiniza es olivino y en la forma

3Enstatita + 2H2O ⇔ Serpentina + SiO2

si es piroxeno. Si el olivino o el piroxeno originales contienen algo de hierro, que es lo más nor-mal, la magnetita es un producto adicional de esta reacción.

Uralitización. Es el término que se aplica al reemplazo de los piroxenos ígneos primarios por anfíbol (típicamente tremolita, actinolita u hornblenda). El reemplazo se suele producir en los márgenes de los plutones cuando los fluidos magmáticos tardíos interaccionan con las zonas de la intrusión que ya han solidificado. Un proceso similar ocurre durante el metamorfismo regio-nal orogénico. La roca resultante recibe el nombre de epidiorita y en ella los piroxenos han sido completa o parcialmente sustituidos por anfíbol verde. Es necesaria la entrada de fluidos para que se produzca la uralitización (los piroxenos son minerales anhidros, mientras que los anfíbo-les son fases hidratadas). La textura ígnea se conserva, lo que indica que los esfuerzos desviato-rios han sido nulos durante la alteración. Si estos esfuerzos desviatorios son importantes, con-juntamente con la formación de anfíbol se crea una esquistosidad y la roca así formada recibe el nombre de esquisto verde.

Cloritización. El reemplazamiento masivo de la mineralogía original por clorita requiere de un importante influjo de fluidos acuosos. Este tipo de retrogresión se asocia comúnmente con la alteración hidrotermal de roca máficas. Los fluidos acuosos están siempre presentes, pero el tipo específico de reacción que se produce depende de la composición química de la roca y de los fluidos. Si la biotita es uno de los reactantes, el potasio liberado pasa a solución y se puede usar para formar sericita en otras partes de la roca.

Sericitización. La alteración del feldespato potásico, la plagioclasa, los aluminosilicatos, la es-taurolita o la cordierita a un agregado de grano muy fino de mica blanca (denominada genéri-camente “sericita”) es una característica muy habitual de las rocas cuarzofeldespáticas retro-gradadas y de las metapelitas. Esta sericitización es especialmente común en el metamorfismo hidrotermal y en la zonas de cizalla desarrolladas en facies de esquistos verdes. La forma básica de la alteración feldespato potásico → sericita es:

3 Feldespato potásico + 2H+ ⇔ Sericita + Cuarzo + 2K+.

Cuando la concentración de H+ aumenta con respecto a la de K+, la reacción anterior se desplaza hacia la derecha y la sericita comienza a formarse a expensas del feldespato potásico.

Saussuritización. Supone una liberación de Ca de las plagioclasas cálcicas para dar lugar a una plagioclasa más sódica y una gran cantidad de inclusiones de grano fino de minerales del gru-po de la epidota (junto con sericita y algo de calcita). Este tipo de alteración es común durante

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la retrogresión en facies de esquistos verdes y durante el metamorfismo hidrotermal. En la saussuritización de las rocas ígneas, donde la plagioclasa está zonada, se suele alterar única-mente el núcleo cálcico de los cristales de plagioclasa, quedando el resto sin alterar.

Metasomatismo sódico y calco-sódico. El metasomatismo sódico se ha descrito en varios am-bientes geológicos. Se caracteriza por un intercambio de Na por Ca o K y el cambio mineralógi-co más característico es la neoformación de albita y el reemplazamiento del feldespato potásico original por albita (albitización). Otros cambios mineralógicos asociados a la albitización, que dependen de la naturaleza del fluido metasomatizante y de las condiciones de P-T, son la con-versión de los feldespatos en ceolitas (ceolitización), el reemplazamiento por escapolita (esca-politización) y la conversión a epidota (epidotización).

5.2. Texturas debidas a recristalización y deformación

La deformación de las rocas metamórficas se produce por la actuación de gran cantidad de mecanismos, casi todos ellos a pequeña escala (de granos individuales o menores). El mecanis-mo particular implicado en cada caso depende tanto de factores intrínsecos como extrínsecos. Entre los primeros destacan la mineralogía, la composición de la fase fluida, el tamaño de gra-no, la orientación preferente cristalográfica, la porosidad y la permeabilidad; y entre los factores extrínsecos (o ambientales) están la temperatura, la presión litostática, el esfuerzo desviatorio, la presión de fluidos y la velocidad de deformación.

En esta sección vamos a introducir los mecanismos de deformación más importantes que afectan a las rocas metamórfica y lo vamos a hacer en una secuencia que va de temperaturas bajas y velocidades de deformación altas a temperaturas altas y velocidades de deformación bajas. Prestaremos especial atención a las texturas que se desarrollan como consecuencia de la actuación de cada mecanismo particular, para mostrar cómo el estudio de las texturas en lámi-na delgada puede usarse para identificar los procesos de deformación que han actuado. Las características visibles dentro de los granos minerales reciben el nombre de texturas de deforma-ción intracristalina.

5.2.1. Los mecanismos principales

Davis y Reynolds (1996) agrupan los mecanismos de deformación en cinco categorías generales: (1) microfracturación, cataclasis y deslizamiento friccional; (2) maclado mecánico y “kinking”; (3) creep por difusión; (4) creep por disolución; y (5) creep por dislocación. Estos mecanismos suelen actuar al mismo tiempo que otros procesos importantes, como la recuperación y la recris-talización. Los procesos de deformación, cuando actúan solos, dan lugar a rocas más deforma-das que las rocas de partida. Por el contrario, los procesos de recuperación y recristalización dan lugar a rocas menos deformadas, con minerales cuyas redes cristalinas contienen menos defectos.

Durante la deformación de una roca se produce una competencia entre los procesos que provocan la distorsión de la red cristalina de los minerales constituyentes y los procesos de recuperación y recristalización, que tienden a restaurar el orden. El efecto resultante de la ac-tuación de estos procesos antagónicos depende de la importancia relativa de cada uno de ellos e, indirectamente, de parámetros tales como la temperatura y la velocidad de deformación. En términos generales, las temperaturas altas y la presencia de una fase fluida intergranular favo-recen los procesos de recuperación y de recristalización, mientras que las velocidades de de-

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formación altas favorecen los procesos de distorsión de la red cristalina. En lámina delgada sólo suelen quedar preservadas las microtexturas relacionadas con las últimas fases de actuación de estos procesos competitivos, justo antes de que la temperatura descienda lo suficiente o la velo-cidad de deformación caiga por debajo de un umbral límite y las microtexturas queden “conge-ladas” en la roca.

Figura 5.10. Mapa de mecanismos de deformación simplificado en el que se muestran las condiciones aproximadas de temperatura y esfuerzo diferencial a las que cada mecanismo de deformación domina. Los mecanismos de deformación que se han distinguido y que se tratan en las secciones siguientes son (de temperaturas bajas y esfuerzos diferenciales altos a temperaturas altas y esfuerzos diferenciales bajos): fractura y cataclasis; creep por disolución y maclado mecá-nico; creep por dislocación; y creep por difusión (con sus dos variantes de difusión de borde de grano y difusión volu-métrica). Según Davis y Reynolds, 1996, p. 162.

Una forma muy conveniente de ilustrar las condiciones físicas en las que un mecanismo de deformación particular es el dominante es por medio de los mapas de mecanismos de defor-mación, que normalmente representan en forma de diagrama x-y la temperatura frente al es-fuerzo diferencial (o frente a otra variable). La figura 5.10 es un ejemplo simplificado de mapa de mecanismos de deformación en el que las cinco categorías de mecanismos de deformación se representan en diferentes regiones del espacio temperatura-esfuerzo diferencial.

La microfracturación, la cataclasis y el deslizamiento friccional implican la formación, crecimiento y unión de microfracturas y el deslizamiento friccional a favor de dichas microfrac-turas o de bordes de grano. El resultado es la formación de rocas muy fracturadas y brechifica-das.

El maclado mecánico y el “kinking” son dos mecanismos de deformación menos agresi-vos que la cataclasis y el deslizamiento friccional. La deformación se produce por flexión de la red cristalina, no por rotura.

Los tres tipos de creep nombrados arriba tienen un origen distinto, aunque en los tres ca-sos se produce un cambio en la forma y el tamaño de los cristales en respuesta a la actuación de esfuerzos dirigidos. El creep por difusión cambia la forma y el tamaño de los cristales por el movimiento de átomos y vacancias en el interior de los cristales y a lo largo de los bordes de

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grano. El creep por disolución cambia la forma y el tamaño de los cristales por disolución y re-precipitación de material, ayudado por la presencia de fluidos en los bordes de grano o en los poros de la roca. Este tipo de creep también se denomina disolución por presión. El creep por dislocación, que es el mecanismo de deformación por excelencia, opera por deslizamiento in-tracristalino (movimiento de dislocaciones) de la red de los minerales.

5.2.2. Microfracturación, cataclasis y deslizamiento friccional

La microfracturación, la cataclasis y el deslizamiento friccional son todos ellos mecanismos de deformación frágil que operan a la escala de granos y subgranos. Las microgrietas (microcracks en inglés) individuales, en respuesta a la actuación de esfuerzos, se forman, propagan y se unen para dar lugar a microfractuas y fracturas de mayores dimensiones. Las microgrietas se abren en tensión y pueden acomodar deformación por deslizamiento friccional. En las fallas y las zonas de falla, que se caracterizan por el desarrollo masivo de microgrietas y fracturas, el ta-maño de grano de una roca puede reducirse dramáticamente por cataclasis y el material des-menuzado moverse por flujo cataclástico, de modo similar a como lo haría un conjunto de canicas.

5.2.2.1. Formación de microgrietas

En experimentos de deformación de rocas a baja temperatura, las rocas son capaces de acomodar deformaciones elásticas de menos del 1% antes de fracturarse. El esfuerzo diferencial al que se fracturan las rocas en estos experimentos está muy por debajo de la resistencia teórica de los minerales que las componen. Esto es así porque las predicciones teóricas de la resistencia no tienen en cuenta la presencia de microgrietas, que son defectos planares submicroscópicos. Las microgrietas concentran los esfuerzos cerca de sus extremos, haciendo que los alrededores de las microgrietas “sientan” un esfuerzo que es mayor (y puede ser mucho mayor) que el es-fuerzo externo aplicado. La mayor parte de las microgrietas se producen en zonas donde exis-ten defectos previos, como límites de grano, inclusiones, poros, maclas, dislocaciones u otras microgrietas previas. En el nivel atómico, la formación y crecimiento de las microgrietas supone la rotura de enlaces atómicos.

El esfuerzo que provoca la formación de microgrietas puede ser tectónico, gravitatorio o térmico. El calentamiento y enfriamiento provocan que minerales vecinos se expandan o con-traigan de manera diferente (en función del coeficiente de expansión térmica) provocando la aparición de puntos de concentración de esfuerzos. Si esta concentración es suficientemente grande, se formará una microgrieta en el punto de concentración. En granitos, por ejemplo, la diferencia en los coeficientes de expansión térmica del cuarzo y el feldespato es la causa princi-pal de la aparición de microgrietas. Las rocas sin cuarzo tienden a poseer menos microgrietas que las rocas con cuarzo, debido al elevado coeficiente de expansión térmica de éste.

El enterramiento y la erosión también generan microgrietas, no sólo debido a los cambios de temperatura asociados con los cambios de profundidad, sino también por el efecto de carga y descarga gravitatoria. Conforme una roca es enterrada, la presión confinante aumenta y los granos que la componen se acercan unos a otros debido a la compactación. Aparecen concen-traciones de esfuerzo en los contactos entre los granos, especialmente donde los granos se in-dentan con los vecinos. Las microgrietas preexistentes, en especial aquellas cuyo plano es hori-zontal, tienden a cerrarse durante el enterramiento y a abrirse durante el desenterramiento (por levantamiento o erosión).

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Las microgrietas también se forman como resultado de los esfuerzos tectónicos, sobre todo cerca de microgrietas previas y contactos entre granos. Cuando la deformación es semi-frágil o dúctil, la concentración de esfuerzos se puede producir cuando la propagación de dislocaciones encuentra un obstáculo como un borde de grano, una cavidad u otra dislocación. La microgrie-ta se forma cuando el movimiento de la dislocación no puede acomodarse por deformación elástica de la red cristalina.

5.2.2.2. Microgrietas y fracturas a escala de grano

Las microgrietas se suelen subdividir en tres tipos: intragranulares, intergranulares y transgra-nulares (Kranz, 1983). Las microgrietas intragranulares afectan a un sólo grano y suelen apare-cer a favor de planos de exfoliación. Se forman cuando la resistencia del grano es menor que la del límite de grano. Las microgrietas intergranulares crecen a favor de los límites de grano y se propagan entre granos en vez de atravesándolos. La presencia de grietas intergranulares evi-dencia que los contactos entre granos han sido más fáciles de fracturar que los granos adyacen-tes. Son más comunes en rocas de grano fino, ya que en las rocas de grano grueso no es energé-ticamente favorable para un microgrieta “rodear” un grano de gran tamaño. Las grietas trans-granulares afectan a varios granos adyacentes y a sus respectivos límites de grano. Varios fac-tores favorecen la formación de este tipo de microgrietas, incluyendo límites de grano muy resistentes y orientaciones similares de los planos de exfoliación en granos vecinos.

Los tres tipos de microgrietas pueden coexistir en una roca debido a la diversidad de mi-nerales, orientaciones cristalográficas, texturas y microestructuras presentes en las rocas. Las fracturas que se observan en muestra de mano o en el afloramiento se han formado por la unión de muchas microgrietas, más que por la propagación de una sola fractura de menor lon-gitud. Sólo en condiciones de esfuerzos puramente extensionales se da el caso de una micro-grieta que crece y se propaga para dar lugar a una fractura de grandes dimensiones.

5.2.2.3. Cataclasis y flujo cataclástico

Cataclasis es la fractura frágil penetrativa y granulación de las rocas, normalmente en fallas y zonas de falla. Produce un agregado de fragmentos de roca muy fracturados inmersos en una matriz de granos de menores dimensiones todavía. Una vez formado, este agregado de granos desmenuzados es capaz de fluir por fracturación repetida, deslizamiento friccional y rotación rígida de granos y fragmentos de roca. A este proceso se le denomina flujo cataclástico. Aun-que el flujo es producido por un mecanismo de deformación frágil a escala de granos y subgra-nos, puede parecer homogéneo (“dúctil”) en distancias de centímetros a cientos de metros.

El flujo cataclástico es similar al flujo granular que se produce por deslizamiento y roda-miento de partículas en sedimentos poco consolidados. Sin embargo, en el flujo granular la mayor parte de los granos permanecen intactos en lugar de sufrir repetidas fracturas como en el flujo cataclástico. El flujo granular sólo se produce cuando los límites de grano son mucho más débiles que los granos individuales y cuando la presión confinante efectiva es muy baja (cerca de la superficie o en zonas con elevada presión de fluidos). La microfracturación y la cataclasis implican esfuerzos diferenciales mayores que la resistencia de las rocas, mientras que el flujo granular se produce en rocas de cohesión baja o nula.

La cataclasis tiene como resultado la disminución progresiva del tamaño de grano, conforme los granos de mayores dimensiones se fragmentan para dar granos menores. También tiene como resultado una disminución de la selección ya que se crean granos cada vez más pequeños pero sin que desaparezcan los de dimensiones mayores. Además, la cataclasis generalmente produce un aumento de volumen de la roca, proceso que se denomina dilatancia, conforme se

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crea nuevo espacio poroso entre los fragmentos que se generan por fractura. La causa principal de la fracturación que se produce durante la cataclasis se debe a concentraciones de esfuerzos alrededor de los bordes de las microgrietas y en los contactos entre granos.

El aumento de presión dificulta la cataclasis y el flujo cataclastico, debido a la inhibición del deslizamiento friccional y la dilatancia a presiones crecientes. Debido a ello, la cataclasis y el flujo cataclástico son importantes en las partes poco profundas de la corteza (< 10-15 km) y casi siempre asociadas a fallas o zonas de falla.

El flujo cataclástico se produce en condiciones de metamorfismo muy bajo o bajo y a velo-cidades de deformación relativamente altas, aunque también depende del tipo de mineral y de la presión de fluidos (las presiones de fluidos altas favorecen el flujo cataclástico).

Figura 5.11. Brecha de falla cohesiva formada sobre cuarcitas. Se observan fragmentos angulosos de todos los tama-ños. Longitud de la foto: 8 mm. Nícoles paralelos (tomado de Passchier y Trouw, 1998)

Las rocas deformadas dominantemente por flujo cataclástico (a escala de granos minerales o mayor) reciben el nombre de brecha de falla (figura 5.11), harina de falla y cataclasita. Se ca-racterizan por estar muy fracturadas a todas las escalas y contener granos y fragmentos de roca angulares. La mayor parte de las rocas cataclásticas muestran un aspecto muy similar indepen-dientemente de a la escala de observación, desde el afloramiento al microscopio electrónico. Se asocian a zonas de falla y muestran una transición gradual o brusca a la roca sin deformar con-forme nos alejamos del plano de falla. Durante el flujo cataclástico se crean huecos (dilatancia) que son rellenados por material que precipita en forma de venas y que posteriormente también se ve afectado por el proceso de cataclasis. Como consecuencia, muchas cataclasitas contienen abundantes fragmentos de cuarzo y carbonato precipitado originalmente en venas.

5.2.2.4. Evidencias texturales en lámina delgada de flujo cataclástico

En lámina delgada, las zonas de flujo cataclástico pueden confundirse con zonas de cizalla for-madas por material recristalizado dinámicamente (ver apartado 5.3.7). Una cataclasita se dife-rencia de una roca deformada y recirstalizada por (figura 5.11): (1) una variación mayor en el tamaño de grano, (2) la presencia de granos con contornos angulosos y bordes rectos, y (3) la presencia de fragmentos de roca policristalinos. Los granos constituyentes no presentan ningu-na orientación preferente mineral cuando los fragmentos son de minerales equidimensionales como el cuarzo o el feldespato. En algunos casos, el material cataclástico ha recristalizado des-

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pués de la deformación y entonces la distinción es imposible. Los criterios ópticos pueden ser insuficientes para identificar una roca como cataclasita, en cuyo caso es necesario utilizar un microscopio electrónico de transmisión.

5.2.3. Maclado mecánico y “kinking”

5.2.3.1. Maclado mecánico

El maclado mecánico es un mecanismo de deformación que provoca la flexión (doblado), más que la rotura, de la red cristalina de los minerales. En el caso más simple, una macla mecánica se forma cuando la red cristalina de un mineral se somete a un esfuerzo de cizalla simple para-lelo a un plano cristalográfico favorable. La red cristalina a un lado del plano de macla sufre una deformación de cizalla de un determinado ángulo por rotación con respecto a la red crista-lina del otro lado del plano. Después del maclado cada parte del cristal termina siendo una imagen especular de la otra. El grado de flexión de la red (y por tanto el ángulo de rotación) está limitado por la estructura cristalina del mineral. El maclado mecánico es especialmente común en la calcita y la plagioclasa, minerales que poseen una estructura cristalina apropiada para este tipo de deformación.

Comparadas con las maclas primarias que se producen durante el crecimiento de un cris-tal, las maclas mecánicas son más lenticulares y tiendes a acuñarse dentro del cristal (figura 5.12).

Figura 5.12. Cristal de plagioclasa con maclas de deformación. Obsérvese cómo las maclas se concentran en la zona del cristal que ha sufrido la máxima deformación. En este caso la deformación ha producido finalmente la rotura del cristal de plagioclasa. Nícoles cruzados. Longitud de la barra: 100 µm.

5.2.3.2. Condiciones que favorecen el maclado mecánico

Son necesarias dos condiciones para que se genera una macla mecánica: (1) debe existir al me-nos un plano reticular vulnerable sobre el que se produzca la cizalla o la rotación; y (2) dicho plano debe estar orientado de forma que el esfuerza de cizalla resuelto sobre él sea suficiente para deformar la red cristalina. El maclado mecánico no es especialmente sensible a la presión confinante ya que este proceso no implica deslizamiento friccional o dilatancia. Además, la

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facilidad para producir maclas tampoco varía mucho con la temperatura ya que no depende de ningún mecanismo térmicamente activado1. Lo que sí que afecta al maclado es el esfuerzo dife-rencial, que debe ser suficientemente alto como para ser capaz de deformar por flexión la red cristalina.

El maclado es un proceso relativamente rápido, pero la cantidad de deformación de cizalla que puede acomodarse por este mecanismo está limitado por la cristalografía de cada mineral. Los enlaces atómicos sólo pueden rotarse una cierta cantidad antes de romperse. Una vez que la red cristalina ha sido rotada el número de grados necesario (y óptimo) para formar la macla, ya no puede acomodar más deformación por este mecanismo. Cualquier deformación adicional debe producirse por la actuación de un mecanismo distinto al maclado mecánico.

5.2.3.3. Kinking

El kinking, como el maclado mecánico, supone una flexión de la red cristalina, utilizando planos de debilidad. Suele afectar a bandas discretas dentro de un cristal y en lámina delgada esto se observa por un ángulo de extinción distinto al del resto del mineral (bandas de extinción). Las micas y otros minerales planares son especialmente fáciles de deformar por kinking, sobre todo cuando se someten a acortamiento en una dirección paralela a los planos de exfoliación. La rotación de la red cristalina durante el kinking no esta limitada a un ángulo específico, dictado por restricciones cristalográficas como en el caso de las maclas mecánicas, y puede acomodar por tanto deformaciones mayores.

Figura 5.13. Kink en una cristal de moscovita. Obsérvese el cambio brusco de dirección de las líneas de exfoliación. Nícoles cruzados. Longitud de la barra: 100 µm.

5.2.3.4. Evidencias texturales en lámina delgada del maclado mecánico y el kinking

Las maclas de deformación se suelen distinguir de las maclas de crecimiento por su forma: las primeras tienen forma de cuña, mientras que las segundas son rectas y con escalones. Las ma-clas mecánicas suelen estar restringidas a una parte del cristal, cerca de las zonas que han sufri-do una concentración de esfuerzos mayores (figura 5.12), y esto suele ocurrir en los bordes de

1 Un mecanismo térmicamente activado es aquél que depende de la temperatura de forma exponencial, de manera que un pequeño incremente en la temperatura supone un gran cambio en la velocidad a la que dicho mecanismo opera. La difusión de átomos y vacancias en la red de un cristal es un ejemplo típico de mecanismo térmicamente activado.

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los cristales, donde entran en contacto con los granos vecinos. Las maclas de crecimiento, por el contrario, es más común que afecten a todo el cristal. En la plagioclasa es normal encontrar ambos tipos de maclas. En la calcita la mayor parte de las maclas son mecánicas y en este caso suelen acuñarse hacia el borde de los cristales. En particular, las maclas mecánicas de la calcita se han utilizado para estimar la temperatura y la cantidad de deformación sufrida por una roca: las maclas finas y rectas indican temperaturas bajas (menos de 200 °C) y deformaciones peque-ñas, mientras que las maclas gruesas y curvadas indican temperaturas más altas (más de 200°C) y deformaciones más grandes.

El kinking, como ya se ha dicho, se pone de manifiesto en lámina delgada por medio de bandas de extinción, que tienen un ángulo de extinción distinto al del resto del cristal. En los minerales planares con exfoliación basal buena, como las micas, el kinking se manifiesta como una serie de micropliegues de charnela angulosa (figura 5.13).

5.2.4. Creep por disolución

El creep por disolución o disolución por presión se produce por la disolución selectiva, el transporte y la reprecipitación de material por medio del fluido intersticial presente en los lími-tes de grano o en los poros entre granos. La presencia de este fluido aumenta mucho la eficien-cia con la que el material se puede transportar desde las zonas de esfuerzos elevados a las zo-nas de esfuerzos bajos. Cuando los granos de una roca están sometidos a un esfuerzo diferen-cial, pueden cambiar de forma por disolución, transporte y reprecipitación del material asistido por la fase fluida. Este fluido intergranular es fundamental para que el mecanismo de creep por disolución sea operativo.

5.2.4.1. Procesos del creep por disolución

El creep por disolución depende de tres procesos interconectados: disolución de material en la fuente, difusión o migración del material disuelto, y reprecipitación (figura 5.14). Al ser some-tidos a un esfuerzo diferencial, los granos se disuelven con mayor facilidad en aquellos seg-mentos del borde de grano donde el esfuerzo compresivo es mayor. Estos segmentos son los que están orientados casi perpendicularmente a la dirección del esfuerzo compresivo mayor y los que están sometidos a indentación por parte de granos vecinos (donde se produce una con-centración del esfuerzo, figura 5.14). Esta disolución no afecta por igual a todos los minerales, ya que unos son intrínsecamente más solubles que otros. Así, en las rocas carbonatadas impu-ras, la calcita se disuelve más rápidamente que el cuarzo, las arcillas y los óxidos de hierro. Del mismo modo, los granos con impurezas y los que tienen su red cristalina dañada por la actua-ción de otros mecanismos de deformación son más susceptibles a la disolución que los granos sin impurezas ni defectos reticulares.

Figura 7.14. Granos rodeados de un fluido inter-granular, durante la diagénesis o el metamorfismo de grado muy bajo y bajo. En los puntos de con-tacto entre granos el esfuerzo es mayor que en losdemás puntos del borde del grano, tal y como seindica con el sombreado en (a). En (b) se muestra el cambio de forma que ha producido la disoluciónpor presión en los granos (el material precipitadose muestra en otro tono de gris). Obsérvese comolos marcadores en (a) están desplazados en (b).Tomado de Passchier y Trouw (1998), pág. 26.

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Conforme los granos se disuelven, el fluido intergranular se enriquece en las especies químicas que los constituyen y este enriquecimiento es mayor cerca de los puntos donde la disolución es más rápida. Por el contrario, en los puntos donde los contactos entre granos son perpendiculares al menor esfuerzo compresivo la disolución es mínima porque allí las concen-traciones de esfuerzos son también mínimas. Estas diferencias en las velocidades de disolución de unos puntos a otros provoca la aparición de gradientes químicos de concentración dentro del fluido, lo que hace que las especies disueltas se muevan (por difusión o advección) desde los puntos de alta concentración (centros de disolución, donde los esfuerzos son altos) hacia los puntos de baja concentración (centros de precipitación, donde los esfuerzos son bajos). Esta migración inducida por diferencias de esfuerzo recibe el nombre de transferencia en disolu-ción (solution transfer).

Existen muchas evidencias en las rocas de la actuación del creep por disolución. Los luga-res donde la roca ha experimentado una disolución continuada están marcados por estilolitos (figura 5.15) y por la acumulación de material insoluble, como arcillas, micas, materia orgánica y óxidos de hierro. El material disuelto precipita localmente como recrecimientos sobre minera-les preexistentes o como fibras en venas, sombras de presión y zonas abrigadas (figuras 5.16 a 5.18). Tanto los recrecimientos como las sombras de presión se forman en zonas protegidas cercanas a granos rígidos de mayor tamaño, donde los esfuerzos son menores. Este proceso de disolución y precipitación selectiva sobre un mismo grano cambia la forma de los granos y re-fleja la orientación de los ejes de esfuerzos durante el tiempo que el creep por disolución estuvo activo.

En determinadas circunstancias el material disuelto puede ser transportado lejos de la fuente. Por ejemplo, es común que el creep por disolución esté acompañado de reacciones me-tamórficas progradas, que liberan agua y otros volátiles. Este aumento neto del volumen de los fluidos puede hacer que éstos sean transportados fuera del sistema, llevando con ellos las espe-cies disueltas. En estos casos la roca que está sufriendo disolución por presión pierde volumen como consecuencia de la deformación.

5.2.4.2. Condiciones que favorecen el creep por disolución

El creep por disolución se da en un rango amplio de presiones y temperaturas (ver el mapa de mecanismos de deformación de la figura 5.10), siempre que exista un fluido intergranular. Es parti-cularmente activo en condiciones diagenéticas y de metamorfismo de grado bajo, donde los fluidos son abundantes y los mecanismos de deformación típicos de temperaturas más altas (como el creep por difusión o por dislocación) son ineficaces. El efecto de la disolución por pre-sión es particularmente evidente en el desarrollo de la esquistosidad de crenulación con dife-renciación en bandas en condiciones metamórficas de grado bajo a medio y en el desarrollo de superficies estilolíticas subhorizontales durante la diagénesis de rocas carbonatadas.

Una gran cantidad de rocas pueden sufrir creep por disolución, pero las más susceptibles son las litologías inmaduras, como lutitas margosas, margas y rocas carbonatadas impuras. Las rocas de grano fino son especialmente vulnerables al creep por disolución.

El creep por disolución opera a esfuerzos diferenciales bajos. Esto ha hecho que sea muy difícil realizar experimentos de creep por disolución en los espacios de tiempo tan cortos típicos de los experimentos de laboratorio.

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Figura 5.15. Los estilolitos son estructuras que se forman por disolución por presión en rocas monominerales como las calizas y las cuarzoarenitas. En la fotografía se observan varias trazas de estilolitos en una caliza muy recristalizada. La traza está marcada por una línea oscura formada por impure-zas insolubles entre las que predominan los óxidos de hierro y los minerales de la arci-lla. Longitud de la escala: 200 µm. Luz polarizada y analizada.

Figura 5.16. Vena de cuarzo en una roca rica en turmalina. El cristal de cuarzo del centro ha sido cortado por la vena y estirado durante el crecimiento posterior de esta. Anchura de la fotografía: 4 mm. Luz polari-zada plana. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1998).

Figura 5.17. Zona abrigada compuesta por fibras de cuarzo y calcita alrededor de va-rios cristales de pirita en una pizarra calcá-rea. Anchura de la fotografía: 20 mm. Luz polarizada y analizada.. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1998).

Figura 5.18. Sombra de presión formada por cuarzo no fibroso alrededor de un porfi-doblasto de granate en un micaesquisto. Anchura de la fotografía: 3.9 mm. Luz polarizada y analizada. Fotografías tomadas de Passchier y Trouw (1998).

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5.2.4.3. Evidencias texturales en lámina delgada del creep por disolución

La evidencia principal de la disolución por presión es la presencia de objetos truncados, tales como fósiles, clastos detríticos o fenocristales idiomorfos y el desplazamiento de marcadores planares (venas, bandeados, laminación, etc.) a un lado y otros de determinadas superficies. En este último caso hay que tener en cuenta también la posibilidad de movimientos de cizalla paralelos a la superficie de contacto. Si el contacto es irregular, el desplazamiento es muy pro-bable que se deba a disolución por presión. Los planos en los que se ha producido disolución por presión son casi siempre ricos en óxidos de hierro opacos o material arcilloso, que perma-nece como residuo insoluble tras el proceso de disolución. Un ejemplo espectacular de este fenómeno son los estilolitos (figura 5.15), que son superficies muy indentadas donde el material se ha disuelto de forma irregular, formando superficies interpenetradas. Los estilolitos se forman principalmente en rocas carbonatadas.

El proceso opuesto, la precipitación del material previamente disuelto, puede observarse en lámina delgada en forma de nuevos cristales, rellenos fibrosos en venas o rellenos fibrosos en sombras de presión y zonas abrigadas (figuras 5.16, 5.17 y 5.18). Los nuevos cristales se re-conocen por la ausencia de deformación intracristalina, por su idiomorfismo y por sus maclas primarias (en oposición a maclas de deformación). Es común la precipitación del material previamente disuelto en continuidad óptica con el sustrato, pero difícil de distinguir en lámina delgada con luz convencional (no así en catodoluminiscencia). La presencia de inclusiones ali-neadas marcando el borde antiguo del grano puede poner de manifiesto este tipo de recreci-mientos sintaxiales.

5.2.5. Creep por dislocación

Los cristales contienen normalmente defectos, denominados defectos cristalinos, que se pue-den agrupar en dos categorías principales: defectos puntuales y defectos lineales. Los defectos puntuales son átomos extra (intersticiales) o átomos ausentes (vacancias) y los defectos lineales suelen ser debidos a la presencia de medio plano “extra” en la red cristalina. El final de tal se-miplano es lo que se conoce como una dislocación de filo. Además de dislocaciones de filo, en los cristales puede haber dislocaciones helicoidales, que son traslaciones de una parte del cris-tal sobre una distancia de uno o varios espaciados reticulares.

Una dislocación se caracteriza por su vector de Burges, que indica la dirección y el despla-zamiento reticular mínimo producido por la dislocación. El vector de Burges puede visualizarse dibujando un circuito cuadrangular alrededor de la dislocación, de átomo a átomo, con un mis-mo número de átomos a cada lado. En un cristal sin defectos, este circuito es cerrado, pero alrededor de una dislocación es un circuito abierto y la parte que falta para cerrarlo es precisa-mente el vector de Burges.

La forma de un cristal no puede cambiarse permanentemente sólo comprimiéndolo; de es-ta manera la distancia entre átomos en la red cristalina sólo puede variarse en cantidades muy pequeñas, dando lugar a deformación elástica. Cuando el esfuerzo responsable de esta varia-ción en la distancia interatómica cesa, el cristal recupera su forma original. Para producir un cambio permanente en la forma de un cristal hay que cambiar la posición relativa de sus áto-mos o moléculas. Esto se consigue mediante el movimiento de los defectos cristalinos a través de la red cristalina, proceso que se conoce con el nombre de creep por dislocación o deforma-ción intracristalina. Vacancias y dislocaciones son los dos tipos de defectos que más contribu-yen a la plasticidad cristalina (es decir, a los cambios permanentes de forma), pero para produ-

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cir grandes deformaciones en un cristal deben crearse continuamente defectos nuevos, lo que se produce en zonas particulares de los cristales (en su interior o en su superficie), denominadas fuentes de vacancias y fuentes de dislocaciones.

Los defectos cristalinos responden a la aplicación de un esfuerzo moviéndose. La defor-mación intracristalina por deslizamiento de dislocaciones es uno de los procesos que cambia permanentemente la forma de los cristales. Las dislocaciones tienen una orientación particular con respecto a la red cirstalina y sólo pueden moverse según determinadas direcciones cristalo-gráficas. La combinación de un plano de deslizamiento y una dirección de deslizamiento dentro de ese plano (el vector de Burges de la dislocación) recibe el nombre de sistema de desliza-miento. Los minerales más comunes, como el cuarzo, el olivino, los feldespatos o la calcita, tienen varios sistemas de deslizamiento y más de uno puede estar activo al mismo tiempo. Los sistemas activos en un momento determinado dependen de la dirección y la magnitud del es-fuerzo que actúa sobre el cristal y del esfuerzo de cizalla crítico (CRSS: critical resolved shear stress) de cada sistema, τc. Este esfuerzo crítico debe ser excedido para que el sistema de desli-zamiento se active y la dislocación pueda moverse. La magnitud de τc depende fuertemente de la temperatura y en menor medida de otros factores como la velocidad de deformación, el es-fuerzo diferencial y la actividad química de ciertos componentes (sobre todo el agua), que in-fluyen en la resistencia de los enlaces interatómicos. Como consecuencia de estas dependencias, el número y tipo de sistemas de deslizamiento activos en un cristal cambia con el grado meta-mórfico y las condiciones de deformación.

Cuando en un cristal se intersecan varios sistemas de deslizamiento, las dislocaciones pueden “enredarse”, lo que dificulta su movimiento posterior. Tales nudos de dislocaciones pueden impedir el movimiento de las nuevas dislocaciones, que se amontonan detrás de las bloqueadas. El cristal se hace más difícil de deformar y se endurece. Este proceso se denomina endurecimiento por deformación. El endurecimiento por deformación favorece la rotura frágil de la roca. Sin embargo, hay otros mecanismos de deformación que permiten a la deformación dúctil continuar. Uno de los más importantes es aquel que permite a una dislocación superar un obstáculo por el movimiento de las vacancias hacia la línea de dislocación, con lo que la dislocación cambia de plano de deslizamiento. Este proceso se denomina ascenso de disloca-ciones.

Un efecto importante del creep por dislocación es el desarrollo de una orientación prefe-rente cristalográfica (OPC o LPO: lattice-preferred orientation). Como las dislocaciones se mueven sólo en planos cristalográficos específicos, una roca que se deforma por movimiento de disloca-ciones puede desarrollar una orientación preferente en los granos que la componen.

5.2.5.1. Evidencias texturales en lámina delgada del creep por dislocación

Las dislocaciones individuales no pueden observarse con un microscopio petrográfico, pero su efecto sobre la red cristalina de los minerales sí. Una red cristalina con gran número de disloca-ciones del mismo tipo puede aparece ligeramente doblada; como consecuencia, el cristal no se extinguirá homogéneamente al observarlo con luz polarizada y analizada. Este efecto se conoce con el nombre de extinción ondulante (figura 5.19). La extinción ondulante puede ser “de ba-rrido” cuando lo que se produce es la flexión regular de todo el cristal, o irregular y parcheada cuando se asocia a microgrietas y microkinks, además de nudos de dislocaciones. Se producen por deslizamiento de dislocaciones.

Otro efecto que es común observar en cristales deformados a temperaturas bajas por creep por dislocación son lamelas de relieve óptico elevado y con orientaciones preferentes que reci-

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ben el nombre de lamelas de deformación (figura 5.20). Estas lamelas están formadas por nu-dos de dislocaciones, subgranos elongados de pequeñas dimensiones y cadenas de minúsculas inclusiones que sólo son visibles en el microscopio electrónico de transmisión. Las lamelas de deformación son especialmente abundantes en el cuarzo, donde suelen tener una orientación basal o sub-basal.

Finalmente, la presencia de orientaciones preferentes cristalográficas se ha sugerido co-mo evidencia de deformación por ascenso de dislocaciones, aunque en algunos minerales, en especial la calcita, también se produce por maclado mecánico. A temperaturas elevadas la ex-tinción ondulante y las lamelas de deformación pueden estar ausentes debido a procesos poste-riores de recuperación y recristalización (ver más abajo). En este caso, la presencia de una orientación preferente cristalográfica puede tomarse como evidencia de deformación por ascenso de dislocaciones.

Figura 5.19. Extinción ondulante en cuarzo. Anchura de la fotografía: 0.6 mm. Luz polaria-zada y analizada. Fotografía tomada de Pass-chier y Trouw (1998).

Figura 5.20. Lamelas de deformación (líneas oblicuas en el cristal central) en cuarzo. Las líneas oscuras verticales son trazas de inclusio-nes fluidas Anchura de la fotografía: 4 mm. Luz polarizada y analizada. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1998).

5.2.6. Recuperación

Cualquier cristal tiene una cierta cantidad de energía interna de deformación. El valor mínimo se obtiene cuando la red cristalina de dicho cristal esta libre de defectos. Si deformamos un cristal e inducimos la aparición de dislocaciones, aumentamos su energía interna debido a los cambios locales que se producen en las distancias interatómicas. El aumento de la energía in-terna es proporcional al aumento de la longitud total de las dislocaciones por unidad de volu-men del cristal. Es lo que se conoce con el nombre de densidad de dislocaciones. Las disloca-ciones y los nudos de dislocaciones se crean en respuesta a un esfuerzo diferencial. Otros pro-cesos tienden a acortar, ordenar o destruir las dislocaciones previamente creadas: las vacancias

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pueden migrar hacia los nudos de dislocaciones y “desenredarlos”, las dislocaciones torcidas pueden enderezarse y el conjunto de dislocaciones puede reorganizarse en redes mas ordena-das. Todos estos procesos tienden a disminuir la longitud total de dislocaciones y por lo tanto la energía interna de los cristales, por lo que estarán favorecidos desde el punto de vista termodi-námico (principio de la minimización de la energía libre). Durante la deformación, los proceses de ordenamiento y desordenamiento compiten entre sí, pero cuando la deformación cesa los procesos de ordenamiento tienden a llevar la red cristalina hacia el estado de energía mínima por reducción de la densidad de dislocaciones. El término recuperación se utiliza para agrupar a todo este conjunto de procesos de ordenación.

Las dislocaciones en un cristal pueden agruparse en redes planares regulares como resul-tado de la recuperación (figura 5.21). Estas redes se conocen como paredes de subgrano o bor-des de subgrano y separan fragmentos del cristal denominados subgranos. Los subgranos son zonas del cristal cuya red ha sufrido una pequeña rotación con respecto a la red cristalina de los subgranos vecinos. La orientación de una pared de subgrano depende de la orientación del sistema de deslizamiento de las dislocaciones que se acumulan en él.

banda de deformación

extinción ondulante

borde de subgrano

recuperación

Figura 5.21. Ilustración esquemática del proceso de recuperación. Cuando las dislocaciones están distribuidas por todo el cristal el resultado es la extinción ondulante. La recuperación hace que las dislocaciones migren y se concen-tren en zonas particulares del cristal, formando primero bandas de deformación y luego bordes de subgrano.

5.2.6.1. Evidencias texturales en lámina delgada de la recuperación

En respuesta a la recuperación, las dislocaciones tienden a concentrarse en zonas planares del cristal, disminuyendo de esta forma la densidad de dislocaciones en el resto del cristal. En lá-mina delgada esto provoca la aparición de zonas con una extinción aproximadamente homogé-nea que gradan rápidamente a zonas adyacentes del mismo cristal con una orientación ligera-mente distinta. Estas zonas de transición reciben el nombre de bandas de deformación (figura 5.21) y pueden considerarse una etapa intermedia entre la extinción ondulante y los bordes de subgrano.

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Los subgranos (figura 5.22) se reconocen como partes de un mismo cristal que están sepa-radas de las partes adyacentes por limites abruptos de bajo relieve óptico. La orientación de la red cristalina cambia de un subgrano al siguiente, normalmente en menos de 5°. Los subgranos pueden ser equidimensionales o alargados. Es habitual que los bordes de subgranos pasen late-ralmente a bandas de deformación o a bordes de grano de gran ángulo.

Figura 5.21. Banda de deformación en un cris-tal de calcita en un mármol (cerca del centro de la fotografía). este cristal posee una banda en extinción rodeada de dos zonas que no lo están. La transición entre la banda central y las laterales no es brusca, aunque la rotación de la red cristalina se produce sobre una distancia corta. Se puede considerar un estadio interme-dio entre la extinción ondulante y los subgra-nos.

Figura 5.22. Subgranos y bordes de subgrano (horizontales) en cuarzo. Anchura de la fotografía: 1.8 mm. Luz polariazada y analizada. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1998)

5.2.7. Recristalización dinámica

5.2.7.1. Recristalización por migración de bordes de grano

Además de la recuperación, hay otro proceso que contribuye a la reducción de la densidad de dislocaciones en un cristal deformado. Imaginemos dos cristales vecinos deformados del mismo mineral, uno con una densidad de dislocaciones alta y el otro baja. Los átomos de la red crista-lina mas deformada cercanos al contacto con los de la red menos deformada pueden desplazar-se ligeramente para pasar a formar parte de la red menos deformada, lo que es ventajoso ener-géticamente. Esto da como resultado el desplazamiento del borde de grano y el crecimiento del cristal menos deformado a expensas del cristal más deformado. Este proceso reduce la energía interna del conjunto de los dos cristales y recibe el nombre de migración de borde de grano

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(figura 5.23). Si el proceso continua, el cristal que crece hacia el vecino más deformado puede dar lugar a un nuevo cristal independiente, lo que se conoce como bulging en la literatura an-glosajona. El efecto final es la desaparición paulatina de los granos “viejos”, muy deformados, que son sustituidos por los granos “nuevos”, poco o nada deformados. Todo este conjunto de procesos recibe el nombre de recristalización y, más específicamente, de recristalización por migración de bordes de grano.

migración de bordes de grano

nucleación

bulging

Figura 5.23. Ilustración esquemática de la recristalización dinámica por migración de bordes de grano. En la parte superior de la figura se muestra un detalle sub-microscópico de la diferencia de densidad de dislocaciones entre los dos cristales que están en contacto. El movimiento se realiza en el sentido en el que el grano con mayor densidad de dislo-caciones tiende a desaparecer. La parte inferior muestra el proceso de bulging por el que el cristal menos deformado invade al cristal más deformado.

borde desubgrano borde de grano

rotación de subgranos

Figura 5.24. Ilustración esquemática del proceso de recristalización dinámica por rotación de subgranos. Un subgra-no, como consecuencia de la migración de dislocaciones mediada por la presencia de esfuerzos desviatorios y tempera-turas altas, se transforma en un grano nuevo, separado del resto del cristal por un borde de grano de gran ángulo.

5.2.7.2. Recristalización por rotación de subranos

Un proceso especial de recristalización tiene lugar cuando las dislocaciones, durante su movi-miento, se acumulan en los bordes de subgrano. Esto sólo ocurre cuando las dislocaciones tie-nen facilidad para saltar de un plano de deslizamiento a otro (ascenso de dislocaciones), lo que

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se produce a una temperatura superior a la del simple deslizamiento de dislocaciones. Lo que ocurre en estos casos es que el ángulo entre las redes cristalinas de los subgranos vecinos au-menta gradualmente hasta que el ángulo es tan grande que ya no pueden denominarse subgra-nos, sino granos distintos. Es decir, se ha desarrollado un nuevo grano por rotación progresiva del subgrano. Esto es lo que se denomina recristalización por rotación de subgranos (figura 5.24). Tanto la recristalización por migración de bordes de grano como la recristalización por rotación de subgranos son dos procesos importantes en la recristalización de los materiales durante la deformación. Como sólo operan si la deformación es activa, a esta recristalización se le denomina recristalización dinámica para distinguirla de la recristalización estática, que se produce en ausencia de deformación y que la veremos más adelante.

5.2.7.3. Evidencias texturales en lámina delgada de la recristalización dinámica

Es más difícil encontrar evidencias de recristalización dinámica en lámina delgada que de de-formación o recuperación. Podemos distinguir dos tipos de microestructuras características: las fábricas parcialmente recristalizadas y las fábricas completamente recristalizadas.

En las fábricas parcialmente recristalizadas se aprecia una distribución bimodal de tama-ños de grano, que consiste en agregados de cristales de un tamaño de grano uniforme entre granos de mayor tamaño (con extinción ondulante y subgranos del mismo tamaño que los cris-tales en los agregados). Los granos de pequeñas dimensiones son, probablemente, granos nue-vos formados por recristalización dinámica. El tamaño de grano uniforme de los granos nuevos se debe a que la deformación y la recristalización se ha producido a un esfuerzo diferencial constante.

Una fábrica completamente recristalizada puede ser difícil de distinguir de una fábrica equigranular que no ha sufrido recristalización alguna. Pero en una fábrica generada por recris-talización completa los granos muestran normalmente algún signo de deformación interna, una orientación cristalográfica preferente y un tamaño de grano bastante uniforme.

La evidencia más clara de una recristalización por migración de bordes de grano es la pre-sencia de bordes de grano muy irregulares (bordes suturados, figura 5.25). La recristalización por rotación de subgranos se caracteriza por una transición gradual de agregados de subgra-nos a agregados de granos nuevos con tamaños similares y por la presencia de bordes de sub-grano que pasan lateralmente a bordes de grano (figura 5.26).

Se han descrito microestructuras específicas que pueden usarse para reconocer la migra-ción de bordes de grano y para establecer la dirección en la que se ha producido la migración. Los granos de otro mineral (por ejemplo, una mica), pueden bloquear la migración de un borde de grano y dar lugar a microestructuras “de anclaje”, “en ventana” y “de arrastre” (figura 5.27 a, b y c, respectivamente). Si un grano es reemplazado por un grano vecino pueden quedar “restos” del grano original en el interior del nuevo, todos ellos con la misma orientación óptica; esto también puede ser una indicación de una recristalización dinámica (figura 5.27 d).

La microtextura que consiste en un agregado de granos pequeños, formados por recristali-zación dinámica, sobre un núcleo deformado de mayores dimensiones con la misma composi-ción mineralógica recibe el nombre de textura de núcleo y manto (core-and-mantle texture). Sólo se le da este nombre si se tiene la seguridad de que se ha formado por la recristalización diná-mica de los bordes del cristal que sirve de núcleo. Si el manto de cristales es de tamaño de gra-no muy fino y no se tiene claro el mecanismo por el que se ha generado, se usa el término de textura en mortero (mortar texture).

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Figura 5.25. Cuarzo policristalino con límites de grano irregulares formados por recristalización por migración de bordes de grano en una cuarci-ta. Anchura del campo visual: 1.8 mm (luz pola-riazada y analizada). Tomada de Passhier y Trouw (1998), pág. 38.

Figura 5.26. Agregado de cuarzo policristalino desarrollado sobre todo por recristalización por rotación de subgranos. Se aprecian transiciones de límites de grano a límites de subgrano. En la parte superior hay un cristal relicto de cuarzo, con evidencias de deformación intracristalina (bordes de subgrano y extinción ondulante). Anchura del campo visual: 1.8 mm (luz polariza-da y analizada). Tomada de Passhier y Trouw (1998), pág. 39.

5.2.8. Creep por difusión en estado sólido

Si la temperatura durante la deformación es relativamente alta con respecto a la temperatura de fusión de los minerales que componen la roca, los cristales se pueden deformar por el movi-miento de las vacancias a través de la red cristalina (figura 5.28). Este proceso recibe el nombre de creep por difusión en estado sólido y se pueden distinguir dos tipos principales: el creep de Coble y el creep de Nabarro-Herring. El primero opera por difusión de vacancias a lo largo de los bordes de grano (por lo que a veces se le denomina también creep por difusión de borde de grano: véase la figura 5.10) y el segundo opera por difusión en el interior de la red cristalina (y se le denomina también creep por difusión volumétrica: figura 5.10).

Otros mecanismos de deformación en los que la difusión en estado sólido desempeña un papel importante, aunque no exclusivo, son el deslizamiento de bordes de grano y la super-plasticidad (o creep por superplasticidad). El deslizamiento de bordes de grano conjuga el mo-vimiento relativo de unos granos con respecto a otros con la difusión en estado sólido y la pre-cipitación asistida por un fluido intergranular para prevenir que se formen huecos durante el deslizamiento. De esta manera la roca se deforma, a alta temperatura, por una combinación de deslizamiento de granos, difusión en estado sólido y precipitación de material a partir de un fluido.

El término superplasticidad proviene del campo de la metalurgia y se ha aplicado en geo-logía para referirse a agregados de tamaño de grano muy fino y uniforme que han sufrido una deformación muy intensa pero no muestran ni orientación preferente mineral ni orientación preferente cristalográfica. Se supone que el deslizamiento de bordes de grano (y, por lo tanto, la difusión en estado sólido) desempeña un papel importante durante el creep por superplastici-dad y que el tamaño de grano es el parámetro fundamental que determina si una roca se de-

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formara por este mecanismo o por otro mecanismo alternativo (como el creep por dislocación). El tamaño de grano fino (y las altas temperaturas) favorecen la superplasticidad, ya que las trayectorias de difusión son más cortas.

vacancia

(a)

(b)

Figura 5.28. (a) el principio del movimiento de las vacancias por la red cristalina. Aunque realmente los que se mue-ven son los átomos (fichas con letras), el proceso se puede ver como el desplazamiento de un hueco (la vacancia) por el tablero. (b) Acortamiento horizontal de un cristal por desplazamiento de vacancias. El movimiento de los átomos por difusión hace que las vacancias cambien de posición, lo que puede interpretarse como el movimiento de las propias vacancias. El resultado final es el acortamiento de la red cristalina en la dirección de aplicación del esfuerzo (esque-ma final). Tomado de Passchier y Trouw, 1998, pág. 30.

5.2.8.1. Evidencias texturales del creep por difusión y del deslizamiento de bordes de grano

Se han propuesto muy pocas microtexturas como evidencia del creep por difusión. Este proceso puede dar lugar a bordes de grano muy curvos o lobulados entre dos cristales de composición mineralógica distinta en rocas de metamorfismo de grado alto (figura 5.29).

Figura 5.29. Gneiss con bordes de grano lobulados, especialmente entre cuarzo y feldespato (centro de la figura), generados por creep por difusión. La roca ha sido deformada en condiciones de metamorfismo de grado alto. La anchu-ra del campo visual es de 4 mm (luz polarizada y analizada). Tomada de Passchier y Trouw, 1998, pág. 42.

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El creep por difusión en estado sólido junto con el deslizamiento de bordes de grano pue-de impedir el desarrollo de una orientación preferente cristalográfica o destruir una orientación preferente previa. Si una roca de grano muy fino ha sufrido una deformación muy intensa pero está formada por granos equidimensionales y carece de una orientación preferente cristalográ-fica, esto puede tomarse como indicativo de que el mecanismo principal de deformación ha sido el deslizamiento de bordes de grano. Sin embargo, la presencia de una orientación preferen-te cristalográfica no puede tomarse como prueba de que el deslizamiento de bordes de grano no ha actuado.

Otra posible indicación de que una roca ha sido deformada por deslizamiento de bordes de grano es la presencia de contactos rectos y paralelos entre granos, normalmente en dos di-recciones diferentes. Tales contactos son especialmente evidentes en rocas monominerales com-puestas por cuarzo o calcita, en las que este tipo de contactos son poco habituales.

5.2.9. Recristalización estática

Cuando la deformación de una roca cesa o se hace menos intensa, el agregado cristalino que la forma no está en el estado de menor energía, ni siquiera si han operado los mecanismos de re-cuperación y recristalización durante la deformación. Los cristales contienen todavía gran can-tidad de dislocaciones, nudos de dislocaciones y bordes de subgrano, los límites entre granos vecinos son muy irregulares y puede haber incluso minerales fuera de equilibrio termodinámi-co. Si la deformación tuvo lugar a una temperatura relativamente baja (o no había un fluido

intergranular), la textura resultante puede preservarse tal cual. Esta situación permite al geólo-go observar las texturas directamente relacionadas con el proceso de deformación (como todos los casos descritos en las secciones “Evidencias texturales de...” anteriores). Sin embargo, cuan-do la temperatura al cesar la deformación es relativamente alta o si existe un fluido intergranu-lar abundante, los procesos de recuperación y recristalización continúan en ausencia de defor-mación hasta que se alcanza una configuración de energía mínima. Todos estos procesos com-binados reciben el nombre de recristalización estática, es decir, en ausencia de deformación. La recristalización dinámica y estática se conocen también con los nombres de recristalización primaria y secundaria, respectivamente, aunque esta última terminología no se recomienda1.

Figura 7.30. Ilustración del proceso de reducción delárea de los bordes de grano por reajuste de los límites de grano y el crecimiento cristalino diferencial de los granos más grandes a expensas de los más pequeños. El resultado es un descenso en la energía de los bordes de grano. Los contactos entre granos formados durante la deformación y la recristalización dinámi-ca, muy irregulares, se van rectificando hasta con-vertir el agregado en un mosaico granoblastico poli-gonal. Tomada de Passchier y Trouw, 1998, pág. 43.

1 En metalurgia se utiliza el término templado (annealing) para hacer referencia al proceso de recuperación y recristali-zación estática inducido por el calentamiento pasivo de un metal previamente deformado. A veces este término se usa incorrectamente en geología como sinónimo de recristalización estática.

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Durante la recristalización estática los minerales inestables son reemplazados por otros es-tables en las condiciones de presión y temperatura reinantes, los nudos de dislocaciones se eli-minan, los límites de grano se rectifican y los granos tienden a aumentar de tamaño. Estos dos últimos procesos tienden a reducir el área de los límites de grano y conjuntamente definen el mecanismo de reducción de área de los bordes de grano (figura 5.30), que conlleva una reduc-ción de la energía total del agregado cristalino. El resultado final es un mosaico de cristales con los bordes rectos, contactos triples con ángulos interfaciales próximos a 120° y un tamaño de grano mayor que el original, es decir, una textura granoblástica poligonal (figura 5.31).

Figura 5.31. Textura granoblástica poligonal en escapolita formada por recristaliza-ción estática en la que ha operado el proceso de reducción del área de los bordes de grano. Anchura del campo visual: 4 mm (luz polarizada y analizada). Tomada de Passchier y Trouw, 1998, pág. 43.

5.2.9.1. Evidencias texturales en lámina delgada de la recristalización estática

La mejor evidencia de la recristalización estática y de su principal mecanismo, la reducción del área de los bordes de grano, es la presencia de cristales con límites de grano rectos o ligeramen-te curvados, que carecen de extinción ondulante y subgranos en una roca que ha sido intensa-mente deformada (según queda evidenciado en muestra de mano o en el afloramiento por la presencia de pliegues o en lámina delgada por la presencia de una fuerte orientación preferente cristalográfica).

Es habitual reconocer relictos de una textura anterior en las rocas que han sufrido recrista-lización estática, sobre todo restos de foliaciones y de porfidoblastos. La presencia de cristales pequeños de un mineral con orientación preferente incluidos en otro mineral también es indica-tivo de un proceso de recristalización estática. El mineral de mayor tamaño de grano puede ser equidimensional o poseer un alargamiento preferente, pero en cualquier caso se trata de crista-les sin deformación interna (strain-free).

5.3. Relación blastesis-deformación: texturas de inclusión en porfidoblas-tos

Consideremos el crecimiento de un porfidoblasto de granate en un esquisto. En estas rocas el

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granate crece normalmente por reacción de moscovita y clorita:

moscovita + clorita ↔ granate + biotita + cuarzo + H2O.

La figura 5.32 muestra varias etapas en el crecimiento del porfidoblasto. La roca está en todo momento en estado sólido y, por tanto, los granos de cuarzo de la roca original, no usados para formar el granate, no pueden ser "empujados" a un lado como ocurriría en un líquido, sino que

quedan atrapados como inclusiones, dando lugar a un poiquiloblasto. Posteriormente al creci-miento poiquilítico del porfidoblasto, la matriz que lo rodea puede sufrir deformación, recrista-lización y aumento del tamaño de grano (como se muestra en la tercera etapa de la figura 5.32, donde tanto las micas como los granos de cuarzo tienen un tamaño mayor). Y aquí es donde radica la utilidad de las texturas poiquiloblásticas: conservan un registro de la forma y la orienta-ción de los granos y dan una indicación del tamaño de grano de la matriz en el momento en el que el porfidoblasto creció.

Figura.7.32. Esquema del desarrollo de un porfi-doblasto de granate con inclusiones de cuarzo en un esquisto con cuarzo, moscovita y clorita. Ex-plicación en el texto (tomado de Shelley, 1993, pág. 303).

Fig. 7.33. De (A) a (C): plegado secuencial y desarrollo de esquistosidades, comenzando conel plegamiento de la estratificación S0 y continuando con el desarrollo sucesivo de las es-quistosidades S1, S2 y S3 (tomado de Shelley, 1993, pág. 304).

El metamorfismo regional progresivo supone una sucesión compleja de cambios texturales y mineralógicos. Por ejemplo, en las rocas pelíticas la crenulación de una fábrica planar anterior normalmente evoluciona hacia una nueva esquistosidad pizarrosa, que a su vez puede crenu-larse y convertirse en una nueva esquistosidad y así sucesivamente (figura 5.33). La secuencia de esquistosidades puede etiquetarse como S1, S2, S3, etc. (la estratificación se suele designar por S0).

Los porfidoblastos que crecen en cualquier momento de esta secuencia pueden preservar un registro de los cambios sufridos por la roca. La esquistosidad incluida en un porfidoblasto se denomina Si (“i” de interna) y la esquistosidad de la matriz que lo rodea Se (“e” de externa). El objetivo de este análisis histórico es identificar Si con una de las esquistosidades S1, S2, S3, etc. y Se con la misma u otra posterior. Para realizar este análisis adecuadamente hay que integrar el trabajo de campo con el trabajo en lámina delgada y recoger muestras orientadas que luego

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serán cortadas según direcciones específicas (perpendicularmente a la estructura de los plie-gues y paralelamente a las fábricas lineales).

La figura 5.34 recoge las relaciones geométricas entre la esquistosidad interna de los porfi-doblastos Si y la esquistosidad externa de la matriz Se para porfidoblastos que han crecido antes, durante o después de la fase tectónica que ha generado la esquistosidad externa. Esto da lugar a tres posibilidades distintas:

(a) Un porfidoblasto que ha crecido antes de la fase tectónica que genera la esquistosidad externa recibe el nombre de porfidoblasto pretectónico o precinemático (columna de la izquierda en la figura 5.34).

(b) Un porfidoblasto que ha crecido durante la fase tectónica que genera la esquistosidad externa recibe el nombre de porfidoblasto sintectónico o sincinemático (columna cen-tral en la figura 5.34).

(c) Un porfidoblasto que ha crecido después de la fase tectónica que genera la esquistosi-dad externa recibe el nombre de porfidoblasto postectónico o poscinemático (colum-na de la derecha en la figura 5.34).

Figura 5.34. Relación entre los porfidoblastos, la foliación externa y los tipos de patrones de inclusión para el creci-miento pre- sin- y poscinemático de porfidoblatos. La fila superior es para deformación por cizalla, la fila central para deformación por compresión y la tercera para la deformación de una esquistosidad previa (a 90° de la primera) (toma-do de Shelley, 1993, pág. 305).

Estas relaciones se vuelven más complicadas en el caso de la superposición de varias fases de generación de esquistosidades. En la figura 5.34 se ha asumido que Si y Se corresponden a la misma esquistosidad o que pertenecen a dos fases distintas pero coaxiales (es decir, que no ha habido rotación de los ejes de deformación entre el final de una fase tectónica y el principio de la siguiente). Este último es el caso de la esquistosidad interna en los porfidoblastos pretectóni-cos de la primera columna en la figura 5.34: al ser pretectónicos y existir una esquistosidad in-terna, esta tiene que pertenecer necesariamente a una fase tectónica anterior.

En la figura 5.34 también se han distinguido tres modalidades de deformación: en la pri-

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mera fila se representa el resultado de una cizalla simple, en la segunda fila el resultado de una cizalla pura (aplastamiento) y en la tercera la crenulación de una esquistosidad anterior según una dirección de esfuerzos perpendicular a la que generó la primera esquistosidad. En esta última fila queda claro que hay al menos dos fases de deformación: la que creó la primera esquistosidad (S1) y la que posteriormente la ha crenulado (S2). El porfidoblasto pretectónico de esta última fila (ángulo inferior izquierdo de la figura) muestra una esquistosidad interna que coincide con S1 (es decir, Se=S1).

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Passchier, C.W. y Trouw, R.A.J. (1998). Microtectonics, Springer. [Capítulo 3]. De este libro se ha extraído todo lo referente a las evidencias texturales de deformación en lámina delgada.

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art - 2006 - genesis de texturas metamorficas

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