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Metamorfismo Apuntes de la asignatura Petrología Endógena II

(Módulo I)

Javier Gómez Jiménez

Febrero 2006

Tercer curso de la Licenciatura de Geología

Departamento de Ciencias de la Tierra

Universidad de Zaragoza

ii

Índice

ÍNDICE........................................................................................................................................................................... II

CONCEPTOS PREVIOS............................................................................................................................................... 1

DEFINICIÓN DE METAMORFISMO .................................................................................................................................... 1 TIPOS DE METAMORFISMO ............................................................................................................................................. 1 LÍMITES DEL METAMORFISMO........................................................................................................................................ 3 CATEGORÍAS COMPOSICIONALES ................................................................................................................................... 3 TEXTURAS DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS .................................................................................................................... 4

Terminología básica ................................................................................................................................................. 4 Tipos de texturas....................................................................................................................................................... 4 Tipos de foliaciones secundarias.............................................................................................................................. 4 Terminología textural en lámina delgada ................................................................................................................ 5

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS ............................................................................................................. 7 Nombres de las rocas metamórficas definidos por su textura .................................................................................. 8 Nombres de rocas metamórficas con deformación intensa (= tectonitas)................................................................ 9 Términos especiales (por orden alfabético)............................................................................................................ 10 Nombres relacionados con la naturaleza del protolito .......................................................................................... 11

BIBLIOGRAFÍA.............................................................................................................................................................. 13

FACTORES DEL METAMORFISMO...................................................................................................................... 15

1.1. PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS ............................................................................................................... 15 1.1.1. Capacidad calorífica .................................................................................................................................... 16 1.1.2. Conductividad térmica.................................................................................................................................. 18 1.1.3. Difusividad térmica ...................................................................................................................................... 19

1.2. LA TEMPERATURA ................................................................................................................................................ 23 1.2.1. Flujo térmico ................................................................................................................................................ 23 1.2.2. Gradiente geotérmico y geoterma ................................................................................................................ 24

1.3. LA PRESIÓN .......................................................................................................................................................... 27 1.3.1. Presión litostática......................................................................................................................................... 28 1.3.2. Esfuerzo desviatorio ..................................................................................................................................... 28 1.3.3. Presión de fluidos ......................................................................................................................................... 29

1.4. FLUIDOS METAMÓRFICOS...................................................................................................................................... 30 1.4.1. Evidencias de fluidos metamórficos ............................................................................................................. 30 1.4.2. Fluidos supercríticos y volumen molar......................................................................................................... 31 1.4.3. Algunas propiedades importantes del agua supercrítica ............................................................................. 33 1.4.4. La naturaleza de los fluidos metamórficos ................................................................................................... 34

1.5. EL TIEMPO COMO VARIABLE EN EL METAMORFISMO: TRAYECTORIAS P-T-T ......................................................... 37 BIBLIOGRAFÍA.............................................................................................................................................................. 41

EVALUACIÓN CUALITATIVA DE LAS CONDICIONES P-T DEL METAMORFISMO ............................... 43

2.1. GRADO METAMÓRFICO ......................................................................................................................................... 43 2.2. MINERALES ÍNDICE Y ZONAS MINERALES.............................................................................................................. 45 2.3. ISOGRADAS DE REACCIÓN..................................................................................................................................... 49 2.4. FACIES METAMÓRFICAS ........................................................................................................................................ 50 2.5. IMPLICACIONES DEL CONCEPTO DE FACIES METAMÓRFICA ................................................................................... 54 2.6. SERIES DE FACIES METAMÓRFICAS........................................................................................................................ 56 2.7. LAS SERIES DE FACIES METAMÓRFICAS Y LA TECTÓNICA DE PLACAS .................................................................... 57 BIBLIOGRAFÍA.............................................................................................................................................................. 61

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DIAGRAMAS COMPOSICIONALES Y ASOCIACIONES MINERALES ESTABLES..................................... 63

3.1. EL EQUILIBRIO QUÍMICO........................................................................................................................................ 63 3.2. ASOCIACIONES MINERALES DE EQUILIBRIO ........................................................................................................... 64 3.3. LA REGLA DE LAS FASES ....................................................................................................................................... 65

3.3.1. La regla de las fases en sistemas sencillos ................................................................................................... 66 3.3.2. La regla de las fases en sistemas metamórficos ........................................................................................... 68

3.4. DIAGRAMAS DE FASES COMPOSICIONALES ............................................................................................................ 75 3.4.1. Número de moles, fracción molar y línea de fracciones molares................................................................. 75 3.4.2. Triángulo de fracciones molares .................................................................................................................. 77 3.4.3. Asociaciones compatibles............................................................................................................................. 78 3.4.4. Diagramas composicionales y número de componentes .............................................................................. 80 3.4.5. Cómo representar sistemas con más de cuatro componentes: el método de la proyección ......................... 80 3.4.6. El diagrama AFM de Thompson................................................................................................................... 82 3.4.7. La representación de soluciones sólidas ...................................................................................................... 84 3.4.8. Otros diagramas composicionales................................................................................................................ 85

3.5. CÓMO ELEGIR EL DIAGRAMA COMPOSICIONAL ADECUADO ................................................................................... 89 BIBLIOGRAFÍA.............................................................................................................................................................. 92 APÉNDICE: ABREVIATURAS DE LOS MINERALES EN LOS DIAGRAMAS COMPOSICIONALES Y LAS REACCIONES

METAMÓRFICAS ........................................................................................................................................................... 93

REACCIONES METAMÓRFICAS ........................................................................................................................... 95

4.1. REACCIONES DISCONTINUAS O UNIVARIANTES...................................................................................................... 96 4.2. REACCIONES CONTINUAS O DIVARIANTES ............................................................................................................. 97 4.3. REACCIONES QUE INVOLUCRAN A UNA FASE FLUIDA: REACCIONES DE DESVOLATILIZACIÓN................................. 99

4.3.1. Reacciones de desvolatilización simples ...................................................................................................... 99 4.3.2. Reacciones de desvolatilización mixtas ...................................................................................................... 102 4.3.3. Procesos en sistema abierto y procesos tamponados ................................................................................. 104

4.4. REACCIONES DE INTERCAMBIO CATIÓNICO ......................................................................................................... 108 4.5. REACCIONES DE OXIDACIÓN/REDUCCIÓN............................................................................................................ 109 4.6. MECANISMOS DE LAS REACCIONES METAMÓRFICAS ........................................................................................... 111 4.7. LOS DIAGRAMAS COMPOSICIONALES Y LAS REACCIONES METAMÓRFICAS .......................................................... 112 4.8. EVALUACIÓN CUANTITATIVA DE LAS CONDICIONES PT....................................................................................... 114

4.8.1. Geotermobarometría .................................................................................................................................. 115 4.8.2. El concepto de red petrogenética ............................................................................................................... 124 4.8.3. Ejemplo de red petrogenética: batozonas y batogradas............................................................................. 126

BIBLIOGRAFÍA............................................................................................................................................................ 130

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............................................................................... 148 5.2.1. Los mecanismos principales ....................................................................................................................... 148 5.2.2. Microfracturación, cataclasis y deslizamiento friccional........................................................................... 150 5.2.3. Maclado mecánico y “kinking”.................................................................................................................. 153 5.2.4. Creep por disolución .................................................................................................................................. 155 5.2.5. Creep por dislocación................................................................................................................................. 158 5.2.6. Recuperación .............................................................................................................................................. 160 5.2.7. Recristalización dinámica .......................................................................................................................... 162 5.2.8. Creep por difusión en estado sólido ........................................................................................................... 165 5.2.9. Recristalización estática ............................................................................................................................. 167

5.3. RELACIÓN BLASTESIS-DEFORMACIÓN: TEXTURAS DE INCLUSIÓN EN PORFIDOBLASTOS....................................... 168 BIBLIOGRAFÍA............................................................................................................................................................ 171

EL METAMORFISMO REGIONAL BARROVIENSE DE LAS ROCAS PELÍTICAS .................................... 173

6.1. INTRODUCCIÓN................................................................................................................................................... 173 6.2. ROCAS METAPELÍTICAS....................................................................................................................................... 173 6.3. LUTITAS.............................................................................................................................................................. 174

Composición química ........................................................................................................................................... 175 Mineralogía .......................................................................................................................................................... 176

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6.4. CAMBIOS PRE-METAMÓRFICOS EN LOS SEDIMENTOS PELÍTICOS .......................................................................... 177 6.5. ZONAS MINERALES DE BARROW: METAMORFISMO PROGRESIVO A PRESIONES INTERMEDIAS.............................. 177

Zona de clorita...................................................................................................................................................... 178 Zona de biotita...................................................................................................................................................... 179 Zona de granate.................................................................................................................................................... 181 Zona de estaurolita ............................................................................................................................................... 184 Zona de distena..................................................................................................................................................... 186 Zona de sillimanita ............................................................................................................................................... 186 Reacciones por encima de la zona de sillimanita................................................................................................. 187

6.6. RESUMEN ........................................................................................................................................................... 188 BIBLIOGRAFÍA............................................................................................................................................................ 190

ÍNDICE DE MATERIAS........................................................................................................................................... 193

TEMA 0

Conceptos previos

Definición de metamorfismo

Metamorphism: a process involving changes in the mineralogy and/or microstructure of a rock in the solid state. The process is mainly due to an adjustment of the rock to physical conditions that differ from those under which the rock originally formed and which also differ from the physical conditions normally occurring at the surface of the Earth and in the zone of diagenesis. The process may coexist with partial melting and may also involve changes in the bulk chemical composition of the rock (IUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks, 2002).

Metamorfismo: un proceso que produce cambios en la mineralogía y/o la textura de una roca en estado sólido. El proceso se debe sobre todo al reajuste de la roca a condiciones físicas diferentes a las reinantes cuando la roca se formó y que también son diferentes a las condiciones físicas imperantes en la superficie de la Tierra y durante la diagénesis. El proceso puede coexis-tir con fusión parcial y puede también implicar cambios en la composición química global de la roca. (IUGS Subcomisión para la Sistemática de las Rocas Metamórficas, 2002).

Tipos de metamorfismo

1. Atendiendo a la variación de la composición química entre la roca antes de metamorfizarse (el protolito) y la roca metamórfica resultante.

• Metamorfismo isoquímico: Si la composición química global se mantiene aproxima-damente constante (a excepción de los elementos volátiles, como H2O y CO2).

• Metamorfismo aloquímico o metasomatismo: Si la composición química global cam-bia significativamente, tanto por aporte como por pérdida de determinados elementos.

2. Atendiendo al factor principal responsable del cambio.

• Metamorfismo térmico, donde el factor principal es la temperatura.

Tema 0: Conocimientos previos Petrología Endógena 2

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• Metamorfismo dinámico, donde el factor principal es la presión dirigida o esfuerzo desviatorio.

• Metamorfismo dinamotérmico, donde temperatura y presión dirigida son ambos fac-tores importantes.

3. Atendiendo al proceso causante del metamorfismo.

• Metamorfismo regional, que incluye el metamorfismo orogénico (tabla 1) y el de en-terramiento.

• Metamorfismo de contacto (tabla 1).

• Metamorfismo hidrotermal (incluye el metamorfismo de fondo oceánico, tabla 1).

• Metamorfismo cataclástico.

• Metamorfismo de choque.

Tabla 1. Comparación del metamorfismo orogénico, de fondo oceánico y de contacto (tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 7).

Tipo de metamorfismo Orogénico De fondo oceánico De contacto

Ambiente geológico En cinturones orogénicos, con extensiones de varios miles de kilómetros cua-drados.

En la corteza oceánica, con extensiones de varios miles de kilómetros cuadrados.

Próximo al contacto con intrusiones epizonales de rocas ígneas; la aureola de contacto tiene una anchura de pocos metros a pocos kilómetros.

Régimen estático/dinámico Dinámico, generalmente asociado con varias fases de deformación.

Sobre todo estático, con algo de fracturación, pero que desarrolla una foliación penetrativa.

Estático, sin foliación.

Temperatura 150-1100 °C. 150-500 °C. 150-750 °C.

Presión litostática 2-30 kbar (para rocas corti-cales).

< 3 kbar. 0.1-3 kbar.

Gradientes de temperatura 5-60 °C/km (vertical). 50-500 °C (vertical u horizontal).

100 °C/km o mayor (hori-zontal).

Procesos Engrosamiento litosférico, compresión y calentamiento asociados con subducción y seguido de relajación térmi-ca.

Calor proporcionado por el material ascendente en las dorsales oceánicas combi-nado con la circulación de agua de mar en las rocas fracturadas todavía calien-tes.

Calor proporcionado por intrusiones ígneas.

Rocas metamórifcas típicas Pizarras, filitas, esquistos, gneisses, migmatitas, es-quistos verdes, anfibolitas, esquistos azules, eclogitas.

Metabasaltos, metagabros, serpentinitas, “greensto-nes”, con la textura original normalmente conservada.

Corneanas, rocas calcosili-catadas, skarn.

Petrología Endógena 2 Tema 0: Conocimientos previos

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Límites del metamorfismo

Figura 1. Rango de presiones (P) y temperaturas (T) del metamorfismo. El límite entre la diagénesis y el metamor-fismo es gradual y el valor de T= 200°C que se muestra es un valor promedio. Nótese que en este diagrama el meta-morfismo no tiene un límite superior de presión y que existe un solapamiento muy importante entre los procesos metamórficos y los ígneos. También se muestran algunos casos particulares de metamorfismo extremo: las granulitas del "Scourian" del NW de Escocia, las rocas con piropo y coesita del macizo de Dora Maira, en los Alpes accidenta-les, y las rocas metamórficas con diamantes del macizo de Kokchetav en el norte del Kazakhstan. La zona recuadrada en negro y de color gris más oscuro en la figura muestra el rango de presiones y temperaturas típicos de la corteza, donde se concentran la mayor parte de las rocas metamórficas que podemos estudiar. También se han incluido, como referencia, los campos de estabilidad de los aluminosilicatos. El gráfico está basado en uno de Bucher y Frey, 1993, pág. 4.

Categorías composicionales

Categoría composicional Elementos más importantes

Protolito Minerales más importantes

Rocas cuarcíticas o silíceas Si cuarciarenitas, silexitas cuarzo

Rocas ultramáficas Mg rocas ultramáficas ígneas (peridotitas, piroxenitas, etc.)

flogopita, talco, serpentina, antofillita, fors-terita, enstatita, magnesita, dolomita, óxidos de Fe-Ti, cordierita, brucita

Rocas calcáreas Ca, CO2 (±Mg) calizas y dolomías calcita, dolomita

Rocas pelíticas Al, K lutitas cuarzo, corindón, cloritoide, grafito, andalu-cita, sillimanita, distena, granate almandíni-co, estaurolita, mica blanca (moscovita, fengita), biotita, cordierita, feldespato alcali-no, óxidos de Fe-Ti


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Rocas calcosilicatadas Ca, CO2, Si lutitas con una propor-ción importante de carbonato o, más rara-mente, rocas carbona-tadas metasomatizadas

calcita, dolomita, cuarzo, plagioclasa cálcica, epidota, granate grosularia-andradita, vesu-bianita, diópsido-hedenbergita, esfena, wollastonita, tremolita-actinolita

Rocas máficas Mg, Fe, Ca rocas ígneas máficas (basaltos, gabros, etc.) y, más raramente, margas dolomíticas

epidota, esfena, calcita, dolomita, clorita, óxidos de Fe-Ti, anfíboles (hornblenda, actinolita), plagioclasa, prenhita, pumpellii-ta, piroxenos (augita, diopsido, onfacita), granate (piropo-almandino), serpentina, talco

Roca cuarzofeldespáticas Si, Al, Fe, Ca, Na y K

arenitas, grauvacas, granitoides, monzoni-tas, sienitas y sus equi-valentes volcánicos

cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasas

Texturas de las rocas metamórficas

Terminología básica

Textura: la disposición de las partes de una roca, incluyendo las relaciones geométricas entre sus partes, la morfología de cada parte y sus características internas, a la escala de una lámina delgada. Es sinónimo de microestructura.

Estructura: lo mismo, pero a la escala de muestra de mano o de afloramiento.

Fábrica: el tipo y grado de orientación preferente de las partes de una roca. El término se usa para describir tanto la orientación preferente mineral como la orientación preferente cristalográ-fica. Normalmente su uso se restringe a la microescala (lámina delgada) y la mesoescala (mues-tra de mano y afloramiento).

Tipos de texturas

Texturas isótropas, con una disposición al azar de los elementos constituyentes.

Texturas anisótropas, con una orientación preferente de alguno o de todos sus elementos. Estas texturas anisótropas se denominan fábricas (anglicismo que proviene de la palabra inglesa fa-bric) y se distinguen tres categorías:

� fábricas planares

� fábricas lineales

� fábricas plano-lineales

Tipos de foliaciones secundarias

• La esquistosidad pizarrosa: es una foliación perfecta resultado de la disposición paralela de filosilicatos de grano muy fino y a favor de la cual la roca se parte con facilidad según planos


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paralelos. Es típica de pizarras y filitas. Las superficies de esquistosidad de las pizarras son mates, mientras que las de las filitas tienen un brillo satinado característico.

• La esquistosidad cristalofílica: consiste en un conjunto penetrativo y regular de superficies paralelas o subparalelas producidas por deformación y a favor de las cuales la roca suele partirse con mayor o menor facilidad. El tamaño de grano de los cristales es suficientemente grueso como para verse a simple vista. Es la foliación típica de los esquistos.

• La esquistosidad gneíssica, que es una foliación más grosera, normalmente visible en mues-tra de mano, producida por deformación y recristalización. Está definida por (1) un bandea-do irregular o mal definido, o (2) por ocelos y/o agregados lenticulares de minerales, o (3) por granos minerales inequidimensionales, presentes en poca cantidad o que muestran sólo una débil orientación preferente. Este tipo de esquistosidad es típica, como su nombre indi-ca, de los gneisses.

• La esquistosidad de crenulación, relacionada con el microplegamiento de una foliación anterior.

• La esquistosidad de fractura, definida por fracturas regularmente espaciadas y penetrativas.

• La foliación milonítica: foliación característica de las milonitas (rocas de metamorfismo cataclástico con orientación preferente); generalmente se trata de una foliación definida por una alternancia de bandas y lentejones de diferente composición mineralógica o diferente tamaño de grano en las que hay además un porcentaje variable de porfidoclastos.

Terminología textural en lámina delgada

Térmimos texturales generales

Blasto: cualquier cristal que se ha formado en un ambiente metamórfico por crecimiento en estado sólido, independientemente de su tamaño.

Porfidoblasto: cristal de tamaño relativamente grande que ha crecido en estado sólido en un ambiente metamórfico.

Matriz: mosaico de cristales de pequeñas dimensiones en las rocas metamórficas con textura porfidoblástica. Esta matriz puede, a su vez, poseer una textura granoblástica, lepidoblástica, nematoblástica o una combinación de ellas.

Porfidoclasto: término que se usa para describir, en las tectonitas (cataclasitas y milonitas), los cristales de mayores dimensiones que conservan todavía un tamaño similar al original.

Poiquiloblasto: cristal que contiene numerosas inclusiones de otros minerales

Megacristal: término no genético muy útil para referirse a granos relativamente grandes, de cualquier forma, inmersos en una matriz de grano más fino.

Texturas básicas

Textura granoblástica. Se trata de un mosaico equi- o inequigranular de cristales equidimen-sionales o de cristales inequidimensionales con orientación al azar. Predominan los cristales alotriomorfos, pero también se dan las texturas granoblásticas con cristales subidiomorfos. Es la textura más típica de corneanas, granulitas, mármoles, cuarcitas y peridotitas metamórficas. Se distinguen cuatro tipos de texturas granoblásticas:


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(a) granoblástica equigranular: mosaico equigranular panalotriomorfo de cristales equi-dimensionales (Figura 2, esquema 1),

(b) granoblástica poligonal: caso particular de la anterior, donde los contactos entre gra-nos son planos y predominan las uniones triples (Figura 2, esquema 2),

(c) granoblástica inequigranular: mosaico inequigranular panalotriomorfo de cristales equidimensionales (Figura 2, esquema 3), y

(d) granoblástica decusada: mosaico hipidiomorfo de cristales inequidimensionales (ta-bulares o prismáticos) con orientación espacial aleatoria.

Textura lepidoblástica1: la orientación preferente de minerales viene dada por la disposición subparalela de minerales planares (normalmente filosilicatos) (Figura 2, esquema 4).

Textura nematoblástica: la orientación preferente viene dada por la disposición subparalela de minerales prismáticos (normalmente anfíboles o piroxenos). Es una textura muy típica de la anfibolitas (Figura 2, esquema 5).

Figura 2. Ejemplos de texturas metamórficas en lámina delgada. 1) textura granoblástica equigranular. 2) textura granoblástica poligonal, 3) textura granoblástica inequigranular, 4) textura lepidoblástica, 5) textura nematoblástica, 6) textura porfidoblástica, 7) textura granolepidoblástica, 8) textura granonematoblástica, 9) textura granoporfido-blástica (tomado de Bard, 1985, pág.138).

1 Los términos lepidoblástico y nematoblástico no son sinónimos de foliación y lineación. Una textura nematoblástica suele definir una lineación, pero también puede definir una foliación. Y una textura lepidoblástica es común que defina una foliación pero también puede definir una lineación.


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Textura porfidoblástica: textura formada por cristales relativamente grandes que han crecido durante el metamorfismo, inmersos en una matriz de tamaño de grano más fino (Figura 2, es-quemas 6 y 8).

Texturas compuestas

Textura granolepidoblástica: textura formada por bandas granoblásticas y bandas lepidoblásti-cas. Textura típica de pizarras y filitas (Figura 2, esquema 7).

Textura granonematoblástica: textura formada por bandas granoblásticas y bandas nematoblás-ticas. Textura típica de algunas anfibolitas (Figura 2, esquema 8).

Textura granoporfidoblástica: textura formada por porfidoblastos inmersos en una matriz gra-noblástica (Figura 2, esquema 9).

Textura granolepidoporfidoblástica: textura formada por porfidoblastos en una matriz con bandas granoblásticas y bandas lepidoblásticas. Es la textura más típica de los esquistos.

Texturas específicas

Textura poiquiloblástica: textura formada por poiquiloblastos.

Textura blastoporfídica: textura porfídica heredada, derivada de rocas ígneas, en la cual los fenocristales relictos, aunque reemplazados por agregados de minerales metamórficos, todavía muestran sus hábitos característicos.

Textura coronítica: textura en la que una o varias coronas de minerales rodean a un mineral relicto central y que se han desarrollado por reacción entre éste y los minerales de la matriz. A menudo hay varias coronas dispuestas en capas concéntricas. Es una textura frecuente en meta-basitas de alto grado.

Textura nodulosa: textura en la que los blastos (normalmente porfidoblastos), de hábito relati-vamente equidimensional y por lo general alotriomorfos (elípticos o subcirulares), son fuerte-mente poiquiloblásticos. Con frecuencia estos poiquiloblastos son más fáciles de identificar en muestra de mano que en lámina delgada. Es una textura típica de corneanas pelíticas de bajo grado, donde los poiquiloblastos son de andalucita o cordierita.

Clasificación de las rocas metamórficas

Los criterios principales que se usan para dar nombres a las rocas metamórficas son la composi-ción mineralógica modal, la textura y la composición química del protolito. Además, existen una serie de nombre especiales muy arraigados que también se usan en petrología metamórfica.

El nombre de una roca metamórfica consiste en un término raíz y una serie de sufijos, ca-lificativos o ambos. La raíz del nombre puede ser un nombre especial (p. ej. anfibolita) o un nombre que describe la textura de la roca (p. ej. gneiss) y en la mayor parte de los casos lleva implícita la presencia de algún mineral o minerales particulares (como anfíbol y plagioclasa en la anfibolita). El término raíz viene acompañado, casi siempre, de uno o más términos en la forma de calificativos (muy habitual) o prefijos (menos habitual), que especifican alguna carac-terística textural o añaden más información mineralógica (p. ej. anfibolita bandeada con granate y epidota, gneiss plegado leucocrático con granate y hornblenda o micaesquisto con estaurolita. Los pre-fijos se han puesto en negrita, los calificativos en cursiva y el término raíz subrayado). Los cali-ficativos y prefijos son opcionales y el nombre de la roca puede estar formado sólo por el térmi-no raíz, aunque esto no es recomendable porque se pierde información importante.


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Aparte de los prefijos que hacen referencia a minerales específicos, hay tres prefijos espe-ciales muy utilizados:

Meta-: prefijo que se usa para designar rocas, de origen sedimentario o ígneo, en las que todavía se reconoce (textural o mineralógicamente) dicho origen. Por ejemplo: metagabro, meta-basalto, metagrauwaca, metasedimento. También se usa genéricamente para indicar que la roca es metamórfica (como en metabasita o en metapelita). Hay que tener cuidado con este doble significado del pefijo meta-, aunque normalmente el contexto suele disipar la ambigüedad (comparar “metagranito” en la primera acepción, con el significado de gra-nito débilmente metamorfizado, con “metagranito” en la segunda acepción, que hace re-ferencia a una roca cuyo protolito fue un granito, pero que ahora es una roca metamórfica de cualquier grado).

Orto- y para-: prefijos que indican que la roca metamórfica deriva de un protolito ígneo o sedi-mentario, respectivamente (por ejemplo paragneiss, ortogneiss).

Los calificativos mineralógicos son los más usados y se siguen dos reglas diferentes en su aplicación:

1. se listan los minerales que aparecen en la roca, por orden de abundancia (por ej., es-quisto con cuarzo, moscovita, granate, distena, estaurolita y turmalina, donde se sobreen-tiende que hay más cuarzo que moscovita, más moscovita que granate, etc.), o

2. se listan sólo los minerales que más información dan sobre las condiciones metamórfi-cas alcanzadas por la roca. En el ejemplo anterior hablaríamos de un esquisto con diste-na, ya que la distena es el mineral que nos marca el grado más alto alcanzado por la roca y el que proporciona más información petrogenética.

Nombres de las rocas metamórficas definidos por su textura

La textura de una roca metamórfica está controlada por la deformación mecánica y por los pro-cesos de segregación química que invariablemente se asocian con el metamorfismo. Deforma-ción, recristalización y cristalización son tres aspectos igualmente importantes del metamorfis-mo.

Las expresiones que hacen referencia a la textura de las rocas metamórficas son habituales como términos raíz en sus nombres. Los términos texturales descriptivos son el principal crite-rio de clasificación de las rocas metamórficas. Los términos raíz más importantes dentro de esta categoría son los siguientes:

Gneiss. Roca metamórfica con esquistosidad gneísica. Este término se usa casi exclusivamente para rocas que contienen feldespato (± cuarzo) abundante, pero excepcionalmente se puede usar para otras composiciones (por ejemplo, gneiss cordierítico sin feldespato). Ejemplos: gneiss con biotita y granate, gneiss granítico, ortogneiss, gneiss migmatítico, gneiss bandeado, gneiss máfico.

Esquisto. Roca metamórfica con una esquistosidad bien desarrollada en muestra de mano, defi-nida por una orientación común de abundantes granos minerales inequidimensionales. En las rocas ricas en filosilicatos se reserva el término esquisto para las variedades de tamaño de grano medio y grueso, mientras que las variedades de grano fino se denominan filitas. Ejemplos: es-


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quisto con actinolita, clorita y epidota1 (= esquisto verde), esquisto con biotita y granate, micaesquis-to, micaesquisto calcáreo, esquisto con antigorita (= serpentinita), esquisto con talco y distena.

Pizarra. Roca de grano muy fino y de metamorfismo de grado muy bajo que presenta esquisto-sidad pizarrosa.

Filita. Roca metamórfica de grano fino de metamorfismo de grado bajo con esquistosidad per-fecta debida a la disposición paralela de sus filosilicatos. Las superficies de esquistosidad suelen mostrar un brillo satinado característico.

Nombres de rocas metamórficas con deformación intensa (= tectonitas)

El metamorfismo se asocia a veces a bandas localizadas de intensa deformación (metamorfismo cataclástico. El término general que se aplica a las rocas de metamorfismo cataclástico es el de tectonitas. Se dividen en dos grandes grupos, atendiendo a si presentan o no una foliación: las tectonitas no foliadas reciben el nombre de cataclasitas si son cohesivas y el de brechas de falla si no son cohesivas; las tectonitas foliadas reciben el nombre de milonitas (cohesivas).

Tabla 2. Clasificación de las tectonitas.

Foliación Cohesión Porcentaje de matriz Nombre > 30% Harina de falla

No cohesivas <30% Brecha de falla

10-50% Protocataclasita 50-90% Cataclasita

Sin foliación Cohesivas

> 90% Ultracataclasita

10-50% Protomilonita 50-90% Milonita Con foliación Cohesivas > 90% Ultramilonita

Brecha de falla. Tectonita no cohesiva, sin foliación, formada por cataclasis (fragmentación frágil y rotación de granos: ver Tema 7) que consiste en fragmentos de tamaño de grano variable inmersos en una matriz más fina. El porcentaje de fragmentos visibles es mayor del 30%

Harina de falla. Tectonita no cohesiva, sin foliación, con menos del 30 % de fragmentos visibles.

Cataclasita s.s. Tectonita cohesiva, sin foliación, formada por cataclasis, compuesta por frag-mentos de tamaño variable inmersos en una matriz cohesiva más fina. El porcentaje de matriz es de 50-90%.

Protocataclasita. Cataclasita con un 10-50% de matriz.

Ultracataclasita. Cataclasita con un 90-100% de matriz.

Pseudotaquilita. Cataclasita compuesta por fragmentos de tamaño de grano fino inmersos en un matriz vítrea de color oscuro.

Milonita s.s. Roca producida por reducción mecánica de su tamaño de grano como resultado de una deformación dúctil, no cataclástica, en zonas de falla o de cizalla, que genera una foliación penetrativa a pequeña escala y a menudo una lineación mineral asociada. Los cristales que han

1 Entre paréntesis se da el término equivalente.


10

resistido la reducción de tamaño de grano reciben el nombre de porfidoclastos y en estas rocas están en una proporción entre el 10 y el 90% del total; el resto es una matriz de grano fino.

Protomilonita. Una milonita con más del 90% de porfidoclastos y menos del 10% de matriz de grano fino.

Ultramilonita. Una milonita con menos del 10% de porfidoclastos y más del 90% de matriz de grano fino.

Blastomilonita. Una milonita con recristalización generalizada y crecimiento mineral contem-poráneo a la deformación.

Términos especiales (por orden alfabético)

Anfibolita. Roca metamórfica máfica, foliada, compuesta predominantemente por anfíbol (>40%, casi siempre de tipo hornblenda) y plagioclasa.

Corneana. Roca sin esquistosidad, de tamaño de grano fino a muy fino, compuesta por silicatos ± óxidos, que muestra rasgos de recristalización importantes por metamorfismo de contacto. Las corneanas suelen retener alguna característica heredada de la roca original, como lamina-ción gradada o cruzada en las corneanas metasedimentarias. Ejemplos: corneana con andalucita, corneana pelítica, corneana básica, corneana con epidota y anfíbol, corneana calcárea con diopsido, vesubianita y wollastonita.

Cuarcita. Roca metamórfica con más de un 80% de cuarzo.

Charnockita. Rocas con feldespato potásico y ortopiroxeno y textura de apariencia ígnea. El término se emplea independientemente de que la roca sea ígnea o metamórfica. Otros autores limitan este término a las variedades de facies granulita.

Eclogita. Roca máfica sin feldespatos compuesta fundamentalmente por onfacita (piroxeno só-dico) y granate, ambos en proporciones importantes.

Esquisto azul. Roca metamórfica con esquistosidad y una tonalidad azulada debida a la presen-cia de anfíbol sódico (glaucofana, riebeckita, crossita). El tono "azul" raramente es azul en reali-dad.

Esquisto verde y Greenstone. Rocas metamórficas con esquistosidad (esquisto verde) o sin ella (greenstone), de color verde debido a la presencia de minerales como clorita, actinolita (un anfí-bol cálcico) y epidota.

Granulita. Roca metamórfica con una asociación mineral de alta temperatura dominada por minerales anhidros máficos. La moscovita está siempre ausente. Es característica la presencia de ortopiroxeno. Texturalmente se caracteriza por poseer un mosaico granoblástico poligonal, normalmente equidimensional aunque también hay variedades con una cierta orientación pre-ferente.

Mármol. Roca metamórfica compuesta fundamentalmente por calcita y/o dolomita (por ejem-plo, mármol dolomítico).

Migmatita. Roca silicatada heterogénea en escalas meso- y megascópicas que aparece en terre-nos metamórficos de grado alto y muy alto. Está compuesta por partes oscuras (máficas) y par-tes claras (félsicas) en una disposición compleja. Las partes félsicas se han formado por cristali-zación a partir de fundidos de origen local o por segregación metamórfica; las partes máficas


11

representan el residuo del proceso de fusión local o se han formado por segregación metamórfi-ca.

Roca calcosilicatada. Roca metamórfica compuesta por carbonatos (< 50%), junto con silicatos cálcicos como epidota, zoisita, vesubianita, diópsido, granate cálcico, wollastonita, anortita, escapolita o anfíbol cálcico.

Serpentinita. Roca ultramáfica compuesta sobre todo por minerales del grupo de la serpentina (antigorita, crisotilo, y lizardita).

Skarn. Roca metasomática compuesta por silicatos de Ca-Fe-Mg-(Mn), a menudo con un ban-deado composicional, formada por la interacción de una roca carbonatada con un fluido silica-tado.

Nombres relacionados con la naturaleza del protolito

La variación química de las rocas metamórficas ha sido agrupada en la primera parte de este tema en 8 categorías composicionales. Las rocas metamórficas pueden también nombrarse utili-zando como criterio la naturaleza de la roca original. Ejemplos de este uso incluyen: metapelita (roca metamórifca con protolito lutítico) metabasita (roca metamórfica con protolito ígneo bási-co), metabasalto, meta-arenita (roca metamórfica con protolito sedimentario terrígeno) meta-granito, metagabro, paragneiss semi-pelítico (roca metamórfica con protolito sedimentario terrí-geno de gran fino y muy fino), metamarga, etc.


12

Clasificación de las rocas metamórficas

Si la roca retiene un aspecto esencialmente ígneo, carece de microtexturas de deformación y contiene una asociacióm mineral que

refleja una ganancia de agua:ROCAS DE METAMORFISMO INCIPIENTE (HIDROTERMAL)Nombre genérico:

Ejemplos: metagranito, metabasalto, metagabrometa-(nombre de la roca ígnea)

Si la roca está constituida por más de un 75% modal de un sólo mineral, el nombre se compone de añadir el sufijo -ita al nombre del

mineral.Ejemplos: granatita, biotitita.

Excepciones: anfibolita, piroxenita, hornblendita

Si la roca es sedimentaria (o volcanosedimentaria) y muestra principalmente texturas premetamórficas:ROCAS DE METAMORFISMO INCIPIENTE

Nombre genérico: Ejemplos: metagrauvaca, meta-arenita.

meta-(nombre de la roca sedimentaria)

Si la roca muestra importantes rasgos de deformación intracristalina:TECTONITAS

Ejemplos: cataclasita, brecha de falla, milonita, seudotaquilita.

Si la roca está bien cristalizada o recristalizada y:

Si está compuesta principalmente por cuarzo, o por carbonatos, o por una mezcla de olivino y piroxeno, o por serpentina, o por una

mezcla de piroxeno y granate:CASOS ESPECIALES

Nombres: .

Si la roca carece de una orientación preferente mineral aparente y no es ninguno de los casos especiales de (a):

(con connotaciones genéticas), (sin connotaciones genéticas) (y alguna y )

Si la roca posee una orientación preferente:

y alguna y .

(a)

cuarcita, mármol, meta-peridotita, serpentinita, eclogita

(b)

corneana granofelsgranulita charnockita

(c)pizarra, filita, esquisto, esquisto verde, esquisto azul,

anfibolita, gneiss, migmatita granulita charnockita

Diagrama de flujo para nombrar una roca metamórfica.


13

Bibliografía

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Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer.

Kornprobst, J. (1996). Manual de Petrología metamórfica y su contexto geodinámico, Masson.

Winter, J.D. (2001). An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall.

Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman.

TEMA 1

Factores del metamorfismo

El metamorfismo se produce cuando una roca es sometida a un nuevo ambiente (químico o físico) en el cual la asociación de minerales existente ya no es la asociación mineral más estable. Un "nuevo ambiente químico" puede significar la infiltración de un fluido que reacciona con la roca o el aporte de elementos químicos por parte de un plutón granítico en enfriamiento. Por "nuevo ambiente físico", entendemos, sobre todo, un cambio en la temperatura y/o la presión a la que la roca está sometida, o a la aplicación de esfuerzos desviatorios (presión dirigida) que provocan la deformación y la recristalización de la roca.

Factor es algo (un elemento, una circunstancia, una influencia) que contribuye a la produc-ción de un resultado. En este caso el resultado es el metamorfismo y ese “algo” son las influen-cias externas (las llamaremos ambientales) que contribuyen a que una roca sedimentaria o ígnea se transforme en una roca metamórfica.

Aunque hay otros factores que influyen en las características del producto final del meta-morfismo, los tres más importantes son, sin duda, la temperatura, la presión (litostática, dirigi-da y de fluidos) y la composición de la fase fluida. El tema comienza en el apartado 1.1 con un repaso de las propiedades térmicas de las rocas que son más importantes para entender el me-tamorfismo: la capacidad calorífica, la conductividad térmica y la difusividad térmica. Luego se dedica un apartado a cada uno de los factores del metamorfismo (la temperatura en el apartado 1.2, la presión en el 1.3 y los fluidos metamórficos en el 1.4). El tema termina con un apartado, el 1.5, dedicado al papel del tiempo en los procesos metamórficos, que da pie a la introducción del concepto de trayectoria presión-temperatura-tiempo.

1.1. Propiedades térmicas de las rocas

Hay tres propiedades térmicas que son especialmente importantes para conocer el comporta-miento de las rocas durante el metamorfismo: la capacidad calorífica, la conductividad térmica y la difusividad térmica. Se trata de tres propiedades de la materia relacionadas entre sí pero distintas y que es importante distinguir desde el principio. Además, son esenciales para cual-quier estimación cualitativa o cuantitativa del comportamiento térmico de las rocas metamórfi-

Tema 1: Factores del metamorfismo Petrología Endógena 2

16

cas. Es por ello que empezamos haciendo un repaso de ellas. Una descripción más pormenori-zada podéis encontrarla en Beardsmore y Cull (2001).

1.1.1. Capacidad calorífica

Esta propiedad pone claramente de manifiesto la diferencia que hay entre los conceptos de “ca-lor” y “temperatura”. El calor es un tipo de energía y, como tal, se mide en julios en el Sistema Internacional. La temperatura es una forma de cuantificar lo “caliente” o “frío” que está un cuerpo y es la consecuencia o el efecto de comunicar energía calorífica a un cuerpo. La temperatu-ra es la manifestación macroscópica de las vibraciones y los movimientos microscópicos de los átomos y las moléculas que forman cada sustancia: cuanto más rápidamente se mueven o vibran los átomos de una sustancia, mayor es su temperatura. Ésta se mide en escalas arbitrarias, como la escala centígrada o la Fahrenheit, o en una escala absoluta, la escala Kelvin. La unidad de la escala centígrada es el grado centígrado y la de la escala Kelvin el kelvin (¡ojo!, no el grado kelvin, simplemente el kelvin). La temperatura de congelación del agua es de 0 grados centí-grados y 273.15 kelvin.

Pues bien, la capacidad calorífica (símbolo C) de una sustancia mide el aumento de tem-peratura que provoca el aporte de una cantidad de calor determinada. Si ∆Q es la cantidad de calor comunicada y ∆T el aumento de temperatura provocado, la capacidad calorífica es

TQ

C∆∆

= . (1)

Como en el Sistema Internacional el calor se mide en julios (J) y la temperatura en kelvin (K), la capacidad calorífica se mide en J K−1.

La capacidad calorífica así definida depende de la cantidad de sustancia que tengamos. No es lo mismo comunicar calor a 1 gramo de una sustancia que a 1 kilo. Obviamente, el aumento de temperatura conseguido en los dos casos será muy distinto. Por ello, se define la capacidad calorífica específica (símbolo c) como la cantidad de calor (energía, en julios) que hay que co-municar a un kilo de sustancia para elevar su temperatura un kelvin. Si tenemos una masa m de sustancia, su capacidad calorífica específica es

mC

TmQ

c =∆∆

= (2)

y se mide en J kg-1K-1 en el Sistema Internacional.

En ocasiones es más útil expresar la capacidad calorífica no por unidad de masa de sustan-cia, sino por mol. Ésta recibe el nombre de capacidad calorífica molar,

McCmM

TmQM

TnQ

Cm ==∆∆

=∆∆

= , (3)

donde n es el número de moles de sustancia y M la masa de un mol de sustancia expresada en kg. Sus unidades son J mol-1 K-1.

La tabla 1.1 recoge algunos valores de capacidades caloríficas específica y molar de varias sus-tancias, entre ellas el agua y varios metales y minerales. La columna de la capacidad calorífica molar se obtiene multiplicando la capacidad calorífica específica por la masa molecular de la sustancia. En la tabla se observa que los minerales tienen, en general, capacidades caloríficas molares altas (comparadas con otras sustancias como los metales). Es decir, que son muy bue-nos “almacenes” de calor. Es de destacar que el cuarzo es uno de los minerales con menor capa-

Petrología Endógena 2 Tema 1: Factores del metamorfismo

17

cidad calorífica molar. Podría concluirse, por tanto, que las rocas ígneas con mucho cuarzo, como los granitoides, son peores almacenes de calor que las rocas ígneas sin cuarzo, como los gabros o las peridotitas. Sin embargo, las rocas con cuarzo tienden a tener también mucho fel-despato (plagioclasa y feldespato potásico), que posee una capacidad calorífica molar muy alta. Así, en promedio, tanto las rocas ígneas ácidas como las básicas tienen una capacidad calorífica similar. Es interesante notar que todos los metales tienen una capacidad calorífica molar casi igual, próxima a 25 J mol-1 K-1.

Tabla 1.1. Capacidad calorífica, masa molecular y capacidad calorífica molar de varias sustancias, sobre todo minerales.

Sustancia c

(J kg-1 K-1) M

(kg mol-1) Cm

(J mol-1 K-1) cobre 390 0.0635 25 plomo 130 0.2072 27 hierro 470 0.0558 26 plata 234 0.1079 25 aluminio 910 0.0270 25 agua 4160 0.0180 75 cuarzo (298 K) 750 0.0601 45 cuarzo (1000 K) 1098 66 magnetita (298 K) 653 0.2314 151 magnetita (1000 K) 890 206 olivino (forsterita) (298 K) 839 0.1407 118 olivino (forsterita) (1000 K) 1244 175 ortopiroxeno (enstatita) (298 K) 818 0.1004 82 ortopiroxeno (enstatita) (1000 K) 1205 121 clinopiroxeno (diopsido) (298 K) 766 0.2166 166 clinopiroxeno (diopsido) (1000 K) 1150 249 plagioclasa (albita) (298 K) 782 0.2623 205 plagioclasa (albita) (1000 K) 1189 312 feldespato potásico (microclina) (298 K) 726 0.2784 202 feldespato potásico (microclina) (1000 K) 1113 310 granate (grosularia) (298 K) 732 0.4506 330 granate (grosularia) (1000 K) 1090 491 anfíbol (hornblenda) (298 K) 815 0.8125 662 mica (biotita) (298 K) 810 0.4335 351 mica (biotita) (1000 K) 1240 537

La tabla 1.1 pone otra cosa de manifiesto: la capacidad calorífica de los minerales aumenta con la temperatura. En todos los casos, el valor citado para 1000 K (algo más de 700 °C) es ma-yor que el citado para 298 K. Este comportamiento es general para todas las sustancias. En rea-lidad, la capacidad calorífica molar de todas las sustancias tiende a cero conforme la temperatu-ra baja hasta el cero absoluto (0 K ó –273.15 °C), y tiende a una constante, diferente para cada sustancia, a temperaturas altas.

En la mayor parte de las situaciones reales la temperatura de un cuerpo varía con el tiem-po y está controlada por la potencia de una fuente de calor, que emite energía a un ritmo H (en vatios). Es decir, ∆Q en las ecuaciones (1)-(3) se puede expresar como el ritmo H (W) al que se proporciona calor a una sustancia multiplicado por el tiempo ∆t (s) durante el cual este calor se está proporcionando. De esta forma, la ecuación (1) se puede escribir como

TCtH ∆=∆ . (4)

Haciendo uso de la capacidad calorífica específica, esta ecuación se puede escribir como


18

tT

VcH∆∆

ρ= , (5)

donde ρ es la densidad del cuerpo (kg m−3) y V su volumen (m−3). Más adelante, cuando hable-mos de la difusividad térmica, veremos la utilidad de esta relación.

1.1.2. Conductividad térmica

La conductividad térmica es la constante de proporcionalidad que aparece en la ley de Fou-rier de conducción de calor. La ley de Fourier dice que el flujo de calor a través de un material es proporcional al gradiente de temperatura. El flujo de calor es la cantidad de calor que atravie-sa, por unidad de tiempo, la unidad de área de un material y sus unidades en el Sistema Inter-nacional son W m−2 (vatios metro cuadrado). La Figura 1.1 aclara este enunciado. La placa rec-tangular de la figura está sometida a una tempe-ratura T1 en su lado izquierdo. Después de transcurrido el tiempo necesario para que se alcance el equilibrio térmico, el lado derecho alcanzará una temperatura constante T2, menor que T1. La diferencia de temperatura entre am-bos lados es 21 TTT −=∆ . Como el lado izquier-

do está a mayor temperatura que el lado dere-cho, existe un flujo de calor q apuntando hacia la derecha, mostrado en la figura como una fle-cha perpendicular a la superficie de la placa. El flujo de calor es una magnitud vectorial y por eso la escribimos en negrita. Por convenio, el flujo de calor es positivo cuando el vector apun-ta en la dirección en la que la temperatura dismi-nuye (tal y como se ha dibujado en la Figura 1.1.)

La placa tiene un espesor ∆d, que supone-mos pequeño. Se define el gradiente de temperatura como el cociente entre la diferencia de temperatura y el espesor de la placa:

dT

TT∆∆

=≡ grad de gradiente . (6)

Las unidades del gradiente de temperatura son K m-1. El gradiente de temperatura también es una magnitud vectorial y se toma como positivo cuando apunta en la dirección en la que las temperatura aumenta.

Una vez definidos el flujo de calor q y el gradiente de temperatura grad T, podemos ex-presar la ley de Fourier como

Tgradq ∝ , (7)

Figura 1.1. Ley de Fourier para el flujo de calor por conducción en una placa rectangular.

T1

q

q: flujo de calor

λ: conductividad térmica

λ

Ley de Fourier:

∆d

: gradiente de temperaturagrad T =

∆T T T= −1 2

T2

∆T∆d

q grad= −λ T


19

donde el símbolo “∝” se lee “proporcional a”. Es decir, cuanto mayor es el gradiente de tempe-ratura, mayor es el flujo de calor que atraviesa la placa. La constante que convierte la propor-cionalidad anterior en igualdad es la conductividad térmica (símbolo λ):1

Tgradq λ−= . (Ley de Fourier) (8)

Como las unidades del flujo de calor son W m−2 y las del gradiente de temperatura K m−1, las unidades de la conductividad térmica son W m−1 K−1. El signo negativo se debe a que el conve-nio de signos para el flujo de calor y el gradiente de temperatura es opuesto.

La tabla 1.2 da la conductividad térmica de varias sustancias, todas ellas a 298 K (25 °C). En promedio, los metales tienen conductividades térmicas altas (hasta 400 W m-1 K-1 para la plata), el agua una conductividad muy baja (0.6 W m-1 K-1) y los minerales valores que oscilan entre 2 y 7.7 W m-1 K-1, mucho menores que los metales. La conductividad térmica de los minerales, aun-que no varía mucho con la temperatura, tiende a disminuir con esta (aproximadamente en un factor 2 de 298 K a 1000 K).

Tabla 1.2. Conductividad térmica λ de varias sus-tancias, sobre todo minerales.

Sustancia (a 298 K) λλλλ (W m-1 K-1) cobre 385 plomo 34.7 hierro 50.2 plata 406 aluminio 205 agua 0.6 cuarzo 7.7 magnetita 5.1 olivino (forsterita) 5.0 ortopiroxeno (enstatita) 4.5 clinopiroxeno (diopsido) 4.7 plagioclasa (albita) 2.1 feldespato potásico (microclina) 2.5 granate (grosularia) 5.5 anfíbol (hornblenda) 2.8 mica (biotita) 2.0

Las rocas tienen conductividades térmicas promedio entre 2 y 4 W m-1 K-1, pero con valores extremos que pueden bajar hasta 0.5 W m-1 K-1 en arcillas con elevada porosidad (ocupada por agua) o subir hasta 7.4 W m-1 K-1 en cuarzoarenitas (areniscas formadas exclusivamente por cuarzo) y evaporitas (formadas por halita y yeso). Los valores más bajos corresponden siempre a rocas con elevada porosidad.

1.1.3. Difusividad térmica

La experiencia nos dice que el calor no se propaga instantáneamente de un punto a otro, sino que se difunde paulatinamente. Los puntos que están lejos de la fuente de calor tardan más en aumentar su temperatura. La ecuación anterior nos dice cuánto aumenta la temperatura de

1 Para materiales isótropos (aquellos cuyas propiedades son independientes de la dirección) el flujo de calor q y el gradiente de temperatura grad T son dos vectores paralelos y la conductividad térmica λ es una magnitud escalar. Sin embargo, en materiales anisótropos q y grad T no tienen por qué ser paralelos y λ es un tensor de segundo orden, es decir, es una magnitud cuyo valor depende de la dirección en la que se mide.


20

un cuerpo al aplicarle una cantidad dada de calor, pero no nos dice nada a cerca de cuánto tiempo se tarda ese cuerpo en alcanzar el equilibrio.

Imaginemos una barra cilíndrica larga, de metal, que inicialmente está a una temperatura constante T. Todos los puntos a lo largo de la barra están a la misma temperatura por lo que, de acuerdo con la ecuación (6), el gradiente de temperatura grad T es cero y, de acuerdo con la ley de Fourier (ec. 8) el flujo de calor a lo largo de la barra es también cero, q=0.

Figura 1.2. El flujo de calor a lo largo de una barra metálica. El calor fluye del extremo caliente al extremo frío (to-mado de Beardsmore y Cull, 2001, pág. 14) .

Ahora situamos uno de los extremos de la barra en una hoguera (Figura 1.2). Para ver lo que le ocurre al resto de la barra, es útil reducir el argumento a una sola dimensión, la coorde-nada a lo largo de la barra, olvidándonos del espesor y del flujo radial de calor al que da lugar (este supuesto es razonable si la longitud de la barra es mucho mayor que su diámetro). Recor-dando la ecuación (5) (ya dijimos que sería de utilidad más tarde), podemos sustituir el volu-men V por su expresión en términos de la sección transversal A y la distancia z desde el extremo caliente, V=Az,

tT

zcAH

∆∆

ρ= . (9)

El miembro izquierdo de la ec. (9) tiene unidades de vatios por metro cuadrado, las mis-mas que q en la ley de Fourier. Es decir,

tT

zc∆∆

ρ=q . (10)

Conforme cada pequeña longitud de la barra, que llamaremos ∂z, se calienta, una pequeña cantidad de calor ∂q se absorbe en dicho punto:

tT

zc∂∂

∂ρ=∂q (11)

y reordenando

tT

cz ∂

∂ρ=

∂

∂q, (12)

donde hemos sustituido el símbolo ∆ por el símbolo ∂ para indicar dos cosas: (1) que ahora es-tamos trabajando con cantidades muy pequeñas (infinitesimales) y (2) que nuestro problema de la barra tiene más de una variable y por eso usamos el símbolo de derivada parcial (en realidad tiene dos variables: la distancia z a lo largo de la barra y el tiempo t).


21

La ley de Fourier, ec. (8), también puede escribirse para cantidades infinitesimales. En este caso el gradiente de temperatura se escribe grad T=∂T/∂z y la ley de Fourier queda como

zT∂∂

λ−=q . (13)

Sustituyendo esta expresión con el signo cambiado1 en la ecuación (11) obtenemos la de-nominada ecuación de conducción del calor, que es fundamental para cualquier estudio cuantitati-vo del trasporte de calor por conducción en las rocas:

2

2

zT

tT

∂∂

κ=∂∂

, (14)

donde

cρλ

=κ (15)

es la difusividad térmica (símbolo κ, que es la letra griega kappa). La difusividad térmica es una propiedad que combina las dos propiedades introducidas en las secciones anteriores (la capaci-dad calorífica y la conductividad térmica) y tiene una interpretación muy interesante para los procesos metamórficos. Se define como el cociente entre la conductividad térmica y la capaci-dad calorífica específica multiplicada por la densidad ρ de la sustancia. Como λ se mide en W m-1 K-1, c en J kg-1 K-1 y ρ en kg m-3, las unidades de la difusividad térmica son m2 s-1 (área por unidad de tiempo).

Tabla 1.3. Difusividad térmica de varios metales y minerales.

Sustancia (a 298 K)

λλλλ (W m−−−−1 K-1)

c (J kg−−−−1 K-1)

ρρρρ (kg m−−−−3)

κκκκ (m2 s−−−−1) ×××× 10−−−−6

cobre 385.0 390 8900 111.0 plomo 34.7 130 11300 23.6 hierro 50.2 470 7800 13.7 plata 406.0 234 10500 165.0 aluminio 205.0 910 2750 81.9 agua 0.6 4160 1000 0.1 cuarzo 7.7 750 2650 3.9 magnetita 5.1 653 4700 1.7 olivino (forsterita) 5.0 839 3220 1.9 ortopiroxeno (enstatita) 4.5 818 3200 1.7 clinopiroxeno (diopsido) 4.7 766 3300 1.9 plagioclasa (albita) 2.1 782 2600 1.0 feldespato potásico (microclina) 2.5 726 2560 1.3 granate (grosularia) 5.5 732 3350 2.2 anfíbol (hornblenda) 2.8 815 3150 1.1 mica (biotita) 2.0 810 3000 0.8

La tabla 1.3 da los valores de difusividad para las mismas sustancias que en las tablas ante-riores. Se ha añadido la información sobre la densidad de cada sustancia, para poder calcular κ a partir de las otras tres columnas, simplemente aplicando la definición de difusividad térmica (ec. 15). Enseguida se hace aparente una cosa: salvo el cuarzo, los demás minerales tienen todos

1 Hay que cambiar el signo porque la ley de Fourier hace referencia al calor que sale de un material, mientras que aquí estamos interesados en el calor que entra (es decir, que es absorbido) en un material. Por supuesto, uno y otro están relacionados por un cambio de signo.


22

una difusividad próxima a 10-6 m2 s−1 (1 mm2 s−1). Esta propiedad hace que la mayor parte de las rocas, que no son otra cosa que agregados de minerales, tengan difusividades bastantes constan-tes en torno a 1 mm2 s−1. Obsérvese también la baja difusividad del agua y la elevada difusivi-dad de los metales.

Vayamos ahora con la interpretación de la difusividad térmica. Sus dimensiones, como ya hemos dicho, son una longitud al cuadrado dividida por un tiempo. Es decir, que si multipli-camos κ por un tiempo, que llamaremos τ, obtenemos una longitud al cuadrado,

[ ] [ ]2L=κτ . (16)

En esta expresión los corchetes significan “las dimensiones de” y L es la dimensión espacial. Si ahora hallamos la raíz cuadrada de κτ obtenemos una longitud, que vamos a llamar � . En re-sumen:

κτ∝� ó κ

∝τ2�

. (17)

Esta expresión nos relaciona una longitud con un tiempo y nos dice cuál es el tiempo que una perturbación térmica tardará en propagarse una distancia � ; es decir cuánto tardará una zona situada a una distancia � del punto donde se ha producido una perturbación térmica (por ejemplo, un aumento de la temperatura) en sentir dicha perturbación.

Aquí � y τ son lo que se denominan una longitud característica y un tiempo característi-co. ¿Característicos de qué? Característicos del tamaño y la duración de una perturbación térmi-ca. Este tiempo característico para el equilibrio térmico es una ayuda inestimable para realizar una enorme variedad de estimaciones, incluso en el campo. Puede usarse para estimar la anchu-ra de las aureolas de metamorfismo de contacto, la duración de un episodio metamórfico, el tiempo de enfriamiento de un plutón granítico, y mucho más. En cada caso la longitud caracte-rística � tiene un significado distinto, relacionado con una dimensión espacial importante del sistema estudiado.

La ecuación (17) nos dice que la duración de una perturbación térmica (lo que un sistema tarda en volver al equilibrio térmico) es proporcional al cuadrado del tamaño del cuerpo que se ha visto perturbado. Por ejemplo, si tenemos dos plutones graníticos y uno tiene una tamaño doble que el otro, tardará cuatro veces más en enfriarse. La proporcionalidad de la ec. (17) se puede transformar en igualdad de varias formas, dependiendo del problema a resolver y de la precisión que busquemos. Una de las más utilizadas es:

κ=τ

2

2�

(18)

Imaginemos por ejemplo que estamos interesados es el metamorfismo regional orogénico de una zona de la corteza y que queremos estimar la duración de un episodio de metamorfismo. Sabemos que ese tipo de metamorfismo afecta a grandes volúmenes de roca. Una longitud ca-racterística de este sistema, la corteza, es su espesor, que es de unos 40 km (4×104 m). Utilizando la ec. (18) junto con los valores � =4×104 m para la longitud característica y κ=10-6 m2/s para la difusividad, obtenemos para el tiempo característico

Ma 52s 108 14 ≅×≅τ .

¿Qué significa esta valor de 25 millones de años? Representa el tiempo que las rocas de la corteza tardarán en reaccionar a una perturbación térmica. Es decir, el tiempo que dura un epi-sodio metamórfico de tipo orogénico. O, dicho de otro modo, el tiempo que necesita una roca metamórfica para formarse durante un episodio de metamorfismo regional de tipo orogénico.


23

1.2. La temperatura

La temperatura es una medida de lo caliente que un cuerpo está; es, por tanto, un concepto ín-timamente relacionado con el de calor, pero no son idénticos. El calor fluye de los cuerpos que están a temperaturas altas a los que están a temperaturas bajas, hasta que la diferencia de tem-peraturas se nivela. Pero no todas las sustancias necesitan la misma cantidad de calor para au-mentar su temperatura en una cantidad dada. Por ejemplo, hacen falta 45 julios de calor para aumentar de 25 °C a 26 °C la temperatura de 1 mol (22 cm3) de cuarzo, y aproximadamente 151 J para hacer que un mol e magnetita sufra el mismo aumento de temperatura. Es decir, la capaci-dad calorífica molar del cuarzo es de 45 J mol−1 y la de la magnetita de 151 J mol−1 (ambos a 25 °C; ver la tabla 1.1)

Las rocas son buenos aislantes del calor. Como hemos visto, tienen una conductividad térmica reducida y, por tanto, son muy lentas en conducir el calor. Volúmenes grandes de roca, como los que participan en el metamorfismo regional, necesitan decenas de millones de años para sufrir cambios de temperatura importantes. El metamorfismo regional es, por tanto, un proceso que se mide en escalas de tiempo del orden de 10-100 Ma (millones de años). Otros tipos de metamorfismo, como el de contacto o el hidrotermal, necesitan tiempos más cortos para producirse (del orden de 0.1 a 10 Ma) ya que afectan a volúmenes de roca mucho menores.

1.2.1. Flujo térmico

Como acabamos de ver, el calor se transporta siempre desde los sitios de alta temperatura hacia los sitios de baja temperatura. La Tierra, vista a escala planetaria, posee un interior caliente y una superficie fría. La consecuencia de esta diferencia de temperatura es un flujo constante de calor desde el interior hacia la superficie (Figura 1.3).

q

q

q

q

q

q

Este flujo de calor recibe el nombre de flujo térmico y se mide en W m−2, aunque normal-mente se usa un submúltiplo de esta unidad, el mW m−2 (milivatios metro cuadrado), ya que la cantidad de calor que sale del interior de la Tierra es muy pequeña. El valor medio del flujo térmico sobre toda la superficie de la Tierra es de 85 mW m−2, aunque existen grandes diferen-cias a escala regional, con valores extremos que oscilan entre 20 mW m−2 en los cratones pre-cámbricos y 350 mW m−2 en las dorsales oceánicas (Figura 1.4). Tampoco es igual el flujo térmi-

Figura 1.3. Flujo de calor en la Tierra a escala planetaria. Al poseer un núcleo caliente y un exterior más frío, el flujo de calor es un vector aproximadamente radial y que apunta hacia el exterior (modificado de Beardsmore y Cull, 2001, pág. 24)


24

co medio en los océanos y en los continentes, siendo de unos 100 mW m−2 en los océanos y de tan solo 65 mW m−2 en los continentes.

La razón de esta variación regional del flujo de calor es que hay tres contribuciones princi-pales al flujo térmico superficial y cada una tiene una importancia diferente en unas regiones y otras. Estas contribuciones son:

(1) el calor que fluye hacia la base de la corteza desde el manto;

(2) el calor generado por la desintegración de elementos radiactivos dentro de la corteza y que es mucho mayor en la corteza continental que en la oceánica; y

(3) el calor transportado por cuerpos ígneos fundidos en ascenso por la corteza.

Figura 1.4. Mapa del flujo térmico global sobre la superficie de la Tierra. Los colores rojos indican flujos térmicos altos y los azules bajos. En el mapa se muestran además los contornos de los continentes y de las principales placas tectónicas (Tomado de http://www.geo.lsa.umich.edu/IHFC/heatflow.html)

Además, las cadenas montañosas recientes poseen valores altos de flujo térmico debido a un cuarto factor: el efecto conjunto del levantamiento y la erosión provoca el transporte rápido de rocas calientes hacia la superficie. Aquí “rápido” hay que entenderlo en comparación con el tiempo que las rocas necesitan para enfriarse durante el ascenso. Como el levantamiento orogé-nico se produce en tiempos cortos con respecto a los que las rocas necesitan para enfriarse, este levantamiento se produce sin excesiva pérdida de calor, facilitando el que rocas calientes se sitúen cerca de la superficie y aumentando de esta forma el flujo térmico local.

1.2.2. Gradiente geotérmico y geoterma

Una conclusión inmediata de que el flujo térmico apunte hacia el exterior de la Tierra es que la temperatura aumenta con la profundidad. Pero este aumento no es constante sino que es más marcado cerca de la superficie y se hace menos acusado conforme la profundidad aumenta. La tabla 1.4 muestra esto de forma cuantitativa. La primera columna da la profundidad a interva-los regulares de 10 km; la segunda, la temperatura a dicha profundidad y la tercera la diferencia


25

de temperatura entre dos profundidades consecutivas. Así, el primer valor de la tercera colum-na, 208 °C, es la diferencia de temperatura existente entre 10 km de profundidad y la superficie (0 km de profundidad); el segundo, 187 °C, la diferencia de temperatura entre 20 y 10 km de profundidad (385 °C − 208 °C), y así sucesivamente. Los valores que aparecen en la tercera co-lumna indican variaciones de temperatura en intervalos de 10 km de profundidad; es decir, sus unidades son °C/10 km. Dividiendo para 10 los valores de la tercera columna obtenemos la va-riación de temperatura por cada kilómetro de profundidad. Esta magnitud recibe el nombre de gradiente geotérmico.

Tabla 1.4. Variación de la temperatura con la profundidad en la Tierra en una zona continental estable.

Profundidad (km) Temperatura (°C) Diferencia de T (°C/10 km) Gradiente geotérmico (°C/km)

0 0 208 20.8 10 208 187 18.7 20 395 153 15.3 30 548 116 11.6 40 664 87 8.7 50 751 68 6.8 60 819 56 5.6 70 875 45 4.5 80 920 37 3.7 90 957 34 3.4

100 991

En la tabla se observa inmediatamente que la diferencia de temperatura entre dos profun-didades consecutivas es cada vez menor o, dicho técnicamente, que el gradiente geotérmico dismi-nuye con la profundidad. Esto se pone de manifiesto en la Figura 1.5 por la curvatura de la gráfica profundidad-temperatura. Si el gradiente geotérmico fuera constante (es decir, la diferencia de temperatura entre dos profundidades consecutivas fuera igual para todas las profundidades), la curva profundidad-temperatura de la Figura 1.5 sería una línea recta. La curva profundidad-temperatura como la de la figura, que muestra la forma en que la temperatura varía con la pro-fundidad por debajo de un punto particular de la superficie de la Tierra, recibe el nombre de geoterma. Está formada por segmentos con diferente gradiente geotérmico, como se muestra en la figura (curva de círculos blancos).

Los gradientes geotérmicos cerca de la superficie están en el rango 15-30 °C/km, pero valo-res extremos de 5 a 60 °C/km también se dan localmente. En el ejemplo de la tabla 1.4, el gra-

Figura 1.5. Representación gráfica de los datos de la tabla 1.4. La curva de cuadrados negros corresponde a la segunda columna de la tabla 1.4 y la curva de círculos blancos a la tercera columna. Esta último es el gradiente geotérmico que, como se observa, disminuye con la profundidad. La variación de la tempe-ratura con la profundidad (curva de cuadra-dos negros) se denomina geoterma y la representada en la figura es característica de la corteza continental estable.

100

80

60

40

20

0

0 200 400 600 800 1000

2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22

geoterma

Temperatura

Temperatura (ºC)

Profundidad (km)

Gradiente geotérmico

Gradiente geotérmico (ºC/km)


26

diente geotérmico en superficie es de 208 °C/10 km, es decir de 20.8 °C/km. La disminución del gradiente geotérmico con la profundidad se debe a que la litosfera no sólo es calentada desde abajo por el flujo térmico proveniente del manto, sino que también se calienta desde dentro por producción radiogénica de calor debido a la presencia de elementos radiactivos en las rocas. La producción radiogénica de calor dentro de la litosfera (sobre todo en la corteza) es la causa principal que da cuenta de la curvatura de la geoterma de la Figura 1.5. Sin radioactividad, la geoterma sería una línea recta.

Es importante notar que la geoterma de la Figura 1.5 ha sido calculada a partir de la ecua-ción (14) con un término de producción radiogénica de calor y una distribución particular de la radiactividad con la profundidad. No es una curva experimental, ya que medidas directas de la temperatura con la profundidad sólo se conocen localmente hasta profundidades máximas de una decena de kilómetros. La forma de la geoterma depende, por tanto, de los parámetros que entran en la ecuación resultante, sobre todo de la distribución de los elementos radiactivos en profundidad y del flujo térmico proveniente del manto. Ambas cantidades se conocen con poca exactitud (véase el ejercicio 1.5).

La geoterma representada en la Figura 1.5 es característica de las regiones continentales es-tables. Se trata de una geoterma estacionaria (es decir, que su forma no varían con el tiempo, parte superior de la Figura 1.6) y representa el flujo térmico en zonas donde hace tiempo que no existen perturbaciones tectónicas o ígneas. En áreas tectónicamente activas, que es donde se produce el metamorfismo, las variaciones de la temperatura con la profundidad son más com-plejas y variables tanto en el espacio como en el tiempo, dando lugar a geotermas transitorias (parte inferior de la Figura 1.6). Las geotermas transitorias describen la relación temperatura-profundidad para una localidad determinada en un instante de tiempo determinado. Una geoterma estacionaria conserva su forma con el tiempo, mientras que una geoterma transitoria la modifica paulatinamente hasta que desaparecen los efectos de la perturbación que ha producido las mo-dificaciones. Esto es lo que se quiere poner de manifiesto de forma esquemática en la Figura 1.6. Por motivos de conveniencia, es usual representar las geotermas en gráficos presión-temperatura (P-T) en lugar de en gráficos profundidad-temperatura como los mostrados aquí.

Figura 1.6. Geoterma estacionaria (parte superior) y geoterma transi-toria (parte inferior). En este es-quema se muestran dos geotermas diferentes en cuatro instantes de tiempo. La geoterma de la parte superior no cambia su forma con el tiempo y por lo tanto es una geo-terma estacionaria. La de la parte inferior, por el contrario, es distinta en cada “fotografía”, lo que quiere decir que la temperatura a una profundidad particular está cam-biando con el tiempo. Se trata de una geoterma estacionaria


27

1.3. La presión

La presión en el interior de la Tierra mide la fuerza por unidad de superficie a la que una roca está sometida; depende del peso del material suprayacente y, por tanto, de la profundidad. La unidad de presión más utilizada en geología es el kilobar (kbar), 1 bar = 0.987 atmósferas. En el Sistema Internacional la presión se mide en pascales (Pa) y la tendencia en geología es a usar esta uni-dad de presión en lugar del kbar. Afortunadamente la conversión es muy sencilla: 1 bar = 105 Pa, 1 kbar = 108 Pa = 0.1 Gpa (gigapascales).

Rigurosamente hablando, el estado de esfuerzo de una roca se describe por medio de un tensor simétrico de segundo rango con nueve componentes:

σσσ

σσσ

σσσ

=σ

zzzyzx

yzyyyx

xzxyxx

. (19)

En este tensor, escrito en forma matricial, las componentes de la diagonal principal son los es-fuerzos normales y las componentes situadas fuera de la diagonal los esfuerzos de cizalla. La convención en Ciencias de la Tierra es usar valores negativos para los esfuerzos distensivos (tensión) y valores positivos para los compresivos.

Sin embargo, en las rocas deformadas sólo somos capaces de medir (normalmente) una magnitud escalar única: la presión P. Esta puede verse como el valor medio de los esfuerzos principales del tensor de esfuerzos y de hecho a veces se le denomina esfuerzo medio σm. Con la convención de signos habitual en Ciencias de la Tierra, la presión es una cantidad positiva:

3321 σ+σ+σ

=σ= mP , (20)

donde σ1 > σ2 > σ3 son los esfuerzos principales, que son los esfuerzos normales cuando el siste-ma de referencia se ha rotado para hacer que todos los esfuerzos de cizalla (los que están fuera de la diagonal) sean nulos:

.00

0000

3

2

1

σ

σ

σ

=σ′ (21)

Normalmente se utiliza el término presión (símbolo P) cuando hacemos referencia a una fuerza por unidad de área igual en todas las direcciones y reservamos el término esfuerzo (sím-bolo σ) cuando esta fuerza por unidad de área es distinta según la dirección en la que se mide. Presión dirigida y esfuerzo desviatorio son otros términos que se usan en este contexto de fuer-zas por unidad de superficie que varían con la dirección.

Otro magnitud escalar muy útil que se puede derivar del tensor de esfuerzos es el esfuerzo diferencial σd, que no es otra cosa que la diferencia entre el mayor y el menor esfuerzo princi-pal:

31d σ−σ=σ . (22)

Es una medida de lo lejos que está un estado de esfuerzos de ser isótropo y da una idea de lo capaz que es un estado de esfuerzos de producir una deformación permanente, ya sea frágil (diaclasas y fallas) o dúctil (pliegues).


28

1.3.1. Presión litostática

La presión total ejercida sobre un punto en el interior de la corteza terrestre debida al peso del material suprayacente recibe el nombre de presión litostática, Pl, y es el producto de la densi-dad media ρ (kg/m3) de las rocas situadas por encima, la profundidad h (m) y la aceleración de la gravedad g (≈ 10 m/s2):

ghPl ρ= . (23)

En la mayor parte de los ambientes metamórficos (pero no en todos) la fuerza por unidad de área sobre un punto es aproximadamente uniforme en todas las direcciones e igual a la presión litostática. La razón última para suponer esto es que si una roca se somete a un esfuerzo mayor en una dirección que en otra y esta diferencia es mayor que la resistencia del material, la roca "cede" (se fractura si la deformación es frágil o fluye si la deformación es dúctil). Por tanto, la resistencia de las rocas pone un límite superior a la magnitud de los esfuerzos desviatorios que pueden actuar en la corteza. Los experimentos de laboratorio muestran que en condiciones me-tamórficas (velocidades de deformación bajas, temperaturas de moderadas a altas y presencia de un fluido), las rocas tienen una resistencia baja y sólo pueden soportar diferencias de presión de unas pocas decenas (centenares a lo sumo) de bares, que es un valor muy pequeño si lo com-paramos con las presiones litostáticas típicas, del orden de varios kilobares. Es decir, la presión horizontal soportada por las rocas a varios kilómetros de profundidad debe ser muy similar a la soportada verticalmente y es por ello que usamos el valor de la presión litostática para aproxi-mar el valor de la presión confinante total a la que la roca está sometida. Como guía aproxima-da, la presión ejercida por una columna de roca de 10 km de altura está en el rango 2.6-3.2 kbar, dependiendo de su densidad.

1.3.2. Esfuerzo desviatorio

La presión litostática (igual en todas las direcciones por definición) no provoca deformación, por grande que sea. La deformación es el resultado de la actuación sobre una roca de esfuerzos desiguales en direcciones distintas. Si colocamos un helado en el fondo de un cubo lleno de agua, dicho helado no se aplastará, a pesar de estar soportando el peso de toda el agua, porque el aumento de presión es igual en todas las direcciones (presión hidrostática). Pero si colocamos el helado sobre una mesa y le ponemos el cubo lleno de agua encima, el helado se aplastará. En este caso la presión vertical sobre el helado es la misma que en el caso anterior (es decir, el peso del agua, si suponemos que el cubo pesa poco en comparación) pero la presión horizontal es diferente, ya que se mantiene igual a la presión atmosférica. Es esta diferencia de presiones la que provoca la deformación del helado.

Una roca que experimenta esfuerzos diferentes en direcciones diferentes se dice que está sometida a un esfuerzo desviatorio. Si llamamos σ1 al esfuerzo vertical y σ2 al horizontal (parte a de la Figura 1.7), la roca se deformará visiblemente sólo cuando exista un esfuerzo diferencial σ1≠σ2. Cuando σ1=σ2, es decir, cuando la presión es litostática, la deformación es nula. Por con-siguiente, la deformación resultante de la actuación de esfuerzos desviatorios determina de manera fun-damental las características texturales de las rocas metamórficas.

El esfuerzo desviatorio es un tensor que se define como el tensor de esfuerzos menos la presión:


29

−σσσ

σ−σσ

σσ−σ

=τ

P

P

P

zzzyzx

yzyyyx

xzxyxx

. (24)

Es decir, el tensor de esfuerzos σ se puede descomponer en dos contribuciones: el esfuerzo hidrostático o presión P y el esfuerzo desviatorio τ:

−σσσ

σ−σσ

σσ−σ

+

=

σσσ

σσσ

σσσ

P

P

P

P

P

P

zzzyzx

yzyyyx

xzxyxx

zzzyzx

yzyyyx

xzxyxx

000000

. (25)

Pf

Pl

Pl

Pl

Pl

σ1(a)

(b)σ1

σ2σ2

Figura 1.7. Resumen esquemático de los esfuerzos que actúan sobre una roca durante el metamorfismo. (a) Corte de una roca metamórfica en el que se muestra σ1, el es-fuerzo normal debido al peso del material suprayacente y σ2, el esfuerzo normal horizontal. Si σ1≠ σ2, la roca está sometida a un esfuerzo desviatorio, pero la diferencia σ1−σ2 (el esfuerzo diferencial) está limitada por la resis-tencia de la roca. En una primera aproximación podemos considerar que la presión litostática vale Pl =σ1 =σ2 ya que σ1 y σ2 nunca son muy diferentes. (b) Interacción entre la presión de fluidos (Pf), debida a la presencia de fluidos intersticiales, y la presión litostática (Pl) en una roca para la que σ1 =σ2. La presión litostática Pl mantiene los granos unidos, mientras que la presión de fluidos tiende a separarlos. Si la presión efectiva (Pe=Pl − Pf) se hace negativa, el fluido tenderá a provocar la ruptura de la roca por fracturación hidráulica.

1.3.3. Presión de fluidos

Otra variable de presión muy importante en el metamorfismo es la presión de los fluidos que ocupan los poros, los límites de grano y las fracturas de la roca (presión de fluido, símbolo Pf, parte b de la Figura 1.7). Cuando la roca está "seca", la presión de fluidos es cero y la presión litostática actúa a través de los contactos entre los granos de la matriz sólida de la roca, mante-niéndolos unidos. Pero si en los poros existe un fluido, la presión de fluidos actúa en la direc-ción opuesta, reduciendo la presión efectiva fle PPP −= (presión litostática menos presión de

fluido) que soportan los contactos entre granos, favoreciendo la deformación de la roca (frágil o dúctil) si existen esfuerzos desviatorios.

Los procesos de compactación, junto con los de expansión térmica de los granos y la libe-ración de fluidos en reacciones de deshidratación (metamorfismo progrado) provocan la gene-


30

ración de presiones de fluido próximas a la presión litostática (es decir, presiones efectivas muy bajas). Si la presión de fluido se hace mayor que la presión litostática, la roca pasa de un estado compresivo a un estado distensivo y si esta distensión supera la resistencia de la roca a la trac-ción se produce su fractura por el mecanismo de fracturación hidráulica. Durante el proceso, el fluido escapa a través de las fracturas producidas, disminuyendo así el valor de la presión de fluidos y retornando la roca a un estado compresivo.

Conforme una roca metamórfica se enfría (metamorfismo retrógrado), la presión de flui-dos disminuye hasta valores muy bajos, tanto por escape de los fluidos durante la fase prograda anterior, como por la incorporación del poco fluido restante en minerales hidratados (reaccio-nes de hidratación).

1.4. Fluidos metamórficos

Los petrólogos metamórficos están de acuerdo en que la mayor parte de las rocas metamórficas contienen una fase fluida intergranular cuando están en profundidad (no, por supuesto, cuando nosotros las observamos en superficie). Usamos el término “fluido” para evitar especificar la naturaleza física exacta de esta fase. Como vamos a ver, a presiones bajas el fluido es un líquido o un gas, pero a temperaturas por encima del punto crítico ya no hay diferencia entre líquido y gas y entonces usamos en término de fluido supercrítico para hacer referencia a la fase no sólida que forma parte de las rocas metamórficas.

Los fluidos desempeñan un papel fundamental durante los procesos metamórficos, desde dos puntos de vista: (i) participando en reacciones metamórficas, y (ii) sirviendo de medio de transporte para el movimiento de material en disolución. El primero de estos puntos será trata-do más en profundidad en el tema 3 (Reacciones metamórficas) y el segundo en el tema 6 (Tex-turas metamórficas).

1.4.1. Evidencias de fluidos metamórficos

Existen evidencias de que la mayor parte de los procesos metamórficos se realizan en presencia de una fase fluida intergranular. Podemos resumir estas evidencias en dos principales, la pri-mera de ellas directa y la segunda indirecta:

(1) Las inclusiones fluidas conservadas en minerales metamórficos proporcionan una muestra directa de los fluidos existentes en el momento de la formación del mineral que las incluye. En las inclusiones fluidas en minerales metamórficos se ha encontra-do principalmente H2O, en menor proporción CO2 y CH4 y, mucho más raramente, N2 y H2S. Los experimentos de homogeneización de inclusiones fluidas permiten es-timar la temperatura a la que dichas inclusiones fueron atrapadas y en la mayor parte de los casos se trata de temperaturas cercanas a la máxima temperatura soportada por la roca metamórfica (calculada ésta por técnicas geotermométricas independientes).

(2) Muchas rocas metamórficas contienen minerales hidratados como micas y anfíboles, formados a temperaturas relativamente altas, lo que implica la presencia de agua (in-tersticial, absorbida, adsorbida, etc.) en el momento de su formación. Además, los vo-látiles (como H2O o CO2) desprendidos en las reacciones de deshidratación y de des-carbonatación permanecen en contacto con la roca, aunque sea por breves periodos de tiempo, antes de ser expelidos, lo que incrementa en inventario de fluidos poten-cialmente presentes. La modelización termodinámica de los equilibrios de fase entre


31

minerales metamórficos y fluidos también apoya esta tesis y permite calcular la com-posición de la fase fluida en equilibrio con los minerales de la roca metamórfica.

Virtualmente todos los fluidos intergranulares que estaban en equilibrio con la asociación de minerales formada a alta presión y temperatura escapan cuando la presión disminuye duran-te el ascenso de la roca hacia la superficie. Es por eso que las evidencias directas de su presencia son muy escasas.

Dado que los fluidos son una parte fundamental del metamorfismo, es esencial compren-der su comportamiento a las presiones y temperaturas propias de los procesos metamórficos (entre 100 y 1000 °C de temperatura y entre 1 y 10 kbar de presión para las rocas metamórficas más habituales). Este es el propósito de los dos apartados siguientes.

1.4.2. Fluidos supercríticos y volumen molar

Es ampliamente conocido que el agua sufre un cambio de fase de líquido a vapor (ebullición) cuando la temperatura alcanza 100 °C a una atmósfera de presión y que este punto de ebullición aumenta al aumentar la presión. Esto se muestra de forma gráfica en la Figura 1.8 (línea negra gruesa), donde se observa con claridad el incremento de la temperatura de ebullición al aumen-tar la presión (este es el principio de las ollas a presión, donde los alimentos se cuecen antes al estar sometidos a temperaturas mayores de 100 °C sin que el agua hierva).

0 50 100 150 200 250 300 350 400

0

50

100

150

200

250

101

102

103

104

105

106

vapor

líquido

presión (bar)

temperatura (ºC)

punto crítico

curva de ebullición

Volumen molar del líquido

Volumen molar del vapor

volumen molar (c

m3/mol)

Figura 1.8. Curva de ebullición y variación del volumen molar del agua (en cm3/mol) con la presión y la temperatura. Los valores del volumen molar que se dan no corresponden a una isobara, sino los que tiene el agua justo por encima y justo por debajo de la curva de ebullición, es decir, para pares (P,T) sobre la curva de ebullición.

En la figura se ha representado también el volumen que ocupa un mol, 18.015 g, de agua líquida (círculos) y un mol de vapor de agua (cuadrados) a las presiones y temperaturas corres-pondientes a la curva de ebullición (el volumen de un mol de cualquier sustancia recibe el nombre de volumen molar). Se aprecia que el volumen molar del agua líquida aumenta con-forme recorremos la curva de ebullición de izquierda a derecha, mientras que el volumen molar del vapor de agua disminuye mucho (nótese que la escala del volumen molar, a la derecha en la


32

figura, es logarítmica). A una temperatura de 374 °C y una presión de 220 bar los volúmenes molares del agua líquida y del vapor de agua se hacen iguales, es decir, deja de haber un cam-bio de densidad al pasar de una fase a otra. Este punto recibe el nombre de punto crítico y por encima de él ya no existe una discontinuidad brusca en el volumen molar del agua al pasar de la fase líquida a la gaseosa o viceversa. En el diagrama de fases, la curva de ebullición simple-mente termina en ese punto (círculo gris). Si en lugar de agua pura tenemos agua con diferentes especies en disolución, el punto crítico se desplaza hacia temperaturas y presiones mayores, aunque éstas nunca son tan grandes como para permitir la existencia de agua subcrítica en con-diciones metamórficas.

Si tenemos agua líquida (pura) a una presión mayor de 220 bar no la podremos hacer her-vir, independientemente de lo que subamos la temperatura. El agua a presiones mayores de 220 bar o a temperaturas mayores de 375 °C recibe el nombre de agua supercrítica. En general, cual-quier líquido o gas por encima de su punto crítico recibe el nombre de fluido supercrítico (se utiliza el término fluido para poner de manifiesto que no se trata ni de un líquido ni de un gas). Nótese que la presión crítica del agua (la presión del punto crítico, 220 bar) se alcanza en la corteza a una profundidad de algo más de medio kilómetro y es muy baja comparada con las presiones típicas del metamorfismo1. A profundidades mayores de unos 7 km en la corteza, el volumen molar del agua supercrítica es comparable al volumen molar del agua líquida en su-perficie, incluso a temperaturas elevadas; es decir la densidad del agua supercrítica en condi-ciones metamórficas es similar a la densidad del agua líquida. Esto es importante recordarlo, y la Figura 1.9 lo pone claramente de manifiesto.

curva de ebullición punto crítico

Profundidad (km)P

resión (kbar)

Temperatura ºC

0.5

1.0

1.5

2.0

1

2

20

100 300 500 700 900

10 ºC/km

30 ºC/km

3

4

5

6

7

82.5

40

60

80

100

140

180

1000

Fluido supercrítico

Vapor

Agua líquida

Figura 1.9. Variación del volumen molar del H2O (en cm3/mol) con la presión y la temperatura. La escala de la derecha muestra la profundidad aproximada (asu-miendo que la presión de fluidos es igual a la presión litostática). La curva de ebullición del agua termina en el punto crítico. Las líneas que parten de ella son lí-neas de volumen molar constante y están numeradas con el volu-men molar en centímetros cúbicos por mol de agua. También se muestran dos líneas con gradien-tes geotérmicos de 10 °C/km y 30 °C/km. La figura pone de mani-fiesto que en condiciones meta-mórficas sólo son esperables pe-queñas variaciones en el volumen molar del agua (tomado de Yard-ley, 1989, pág. 20).

1 Es incluso más baja que la presión en el fondo de los océanos, por lo que allí el agua tampoco hierve si se aumentara su temperatura. Con una densidad de 1g/cm3 para el agua, la presión crítica se alcanza a una profundidad de 2200 m.


33

Para ilustrar la importancia del volumen molar relativamente pequeño del agua en la ma-yor parte de la corteza, consideremos el efecto que produce la intrusión un magma (aproxima-damente a 900 °C) en sedimentos o rocas saturadas de agua a dos profundidades distintas (ver la Figura 1.9): (a) a menos de un kilómetros de profundidad y (b) a 7 kilómetros de profundi-dad, donde la temperatura es de unos 250 °C para un gradiente geotérmico normal y podemos considerarla como la temperatura de comienzo del metamorfismo.

En el primer caso, el agua se expandirá rápidamente por ebullición, al menos en un factor 25, desde un volumen molar de algo menos de 20 cm3/mol a un volumen molar de unos 500 cm3/mol, como se puede leer en la línea horizontal a 1 km de profundidad en la Figura 1.9. Esta expansión repentina producirá con toda seguridad la fragmentación explosiva de la roca, como lo que ocurre en una erupción volcánica freatomagmática. Por el contrario, en el segundo caso el calentamiento del agua hasta temperaturas magmáticas no produce ebullición (condiciones supercríticas) y además el aumento de volumen es relativamente pequeño (en un factor 2.5 a lo sumo, de 20 cm3/mol a 50 cm3/mol, como se aprecia en la línea horizontal a 7 km de profundi-dad en la figura). Esto implica que una gran cantidad de agua permanecerá en los poros y las fracturas de la roca incluso a altas temperaturas, favoreciendo la recristalización de los minera-les de la roca e influyendo de manera decisiva en el estilo de la deformación. La composición y el comportamiento de los fluidos metamórficos son actualmente dos temas de intenso debate entre la comunidad científica.

1.4.3. Algunas propiedades importantes del agua supercrítica

El agua supercrítica tiene una serie de propiedades que le proporcionan un comportamiento claramente distinto al que todos estamos acostumbrados en superficie. Estas diferencias llegan a ser tan grandes que es muy probable que no reconoceríamos como agua el fluido que interac-ciona con la mayor parte de las rocas metamórficas durante su formación.

Entendemos por “condiciones metamórficas” aquellas que se dan en el metamorfismo re-gional de grado medio; es decir, unos 5 kbar de presión (15 km de profundidad) y unos 500 °C de temperatura. Pues bien, en esas condiciones:

� El agua no hierve (es un fluido supercrítico).

� El volumen molar del agua es muy similar al que tiene el agua líquida en superficie; es decir, la densidad del agua en estas condiciones es más comparable a la del agua lí-quida (en torno a 1000 kg m−3) que a la del agua en estado gas (en torno a 0.00002 kg m−3).

� La viscosidad del agua supercrítica es muy baja comparada con la del agua líquida pe-ro alta comparada con la del vapor de agua. Por ejemplo, a una profundidad de 12 km (3 kbar) y 800 °C, la viscosidad del agua es de 7×10−5 Pa·s, 15 veces menor que el agua líquida en superficie (que es de 10−3 Pa·s a 20 °C y 1 atm) y siete veces mayor que la del vapor de agua en superficie (que es de 10−5 Pa·s a 20 °C y 1 atm). Es decir, en con-diciones metamórficas la viscosidad del agua está a mitad de camino entre la de un gas y la de un líquido, aunque es más parecida a la de este último.

� La difusividad del agua es similar a la de un gas.

� La constante dieléctrica del agua es mucho menor que en superficie, lo que hace que su comportamiento como disolvente cambie radicalmente, de polar a no polar. Es de-cir, el agua es muy mal disolvente de sustancias orgánicas en superficie pero muy


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buen disolvente de sustancias orgánicas en profundidad. En superficie los solutos tienden a ocurrir como especies cargadas

� La constante de disociación del agua no vale 10−14 en condiciones metamórficas, sino que tiene un valor cercano a 10−18, lo que significa que pH=7 no implica “neutralidad” en esas condiciones, sino condiciones bastante ácidas (pH=9 es el pH neutro).

� Actividad (química) del agua. El agua se comporta de manera muy poco ideal en la mayor parte de las condiciones metamórficas: su actividad en menor, normalmente mucho menor, que 1, lo que es necesario tener en cuenta cuando se hacen estimaciones cuantitativas de las concentraciones de diferentes especies en disolución.

1.4.4. La naturaleza de los fluidos metamórficos

Del estudio de las inclusiones fluidas, los equilibrios de fase entre minerales metamórficos y fluidos, y de otras evidencias indirectas, se ha llegado a tener una idea aproximada de los tipos de fluidos que acompañan la formación de las rocas metamórficas.

Cuando un sedimento detrítico de grano fino (una arcilla, por ejemplo) se deposita, su po-rosidad inicial es mayor del 50% y este espacio poroso está ocupado por agua meteórica o por una agua de mar concentrada (lo que se denomina una salmuera marina). La compactación, la cementación y la recristalización disminuyen drásticamente esta porosidad inicial, hasta dejarla en un 0.1% en las rocas metamórficas de alto grado. Los fluidos intersticiales originales, por tanto, desaparecen durante la diagénesis profunda y el metamorfismo incipiente y contribuyen poco o nada a la evolución subsiguiente de las rocas metamórficas. Sin embargo, los componen-tes volátiles unidos a los minerales hidratados (H2O) y a los carbonatos (CO2) son liberados durante el metamorfismo, aumentando el contenido de fluidos intersticiales. Una pizarra (típica roca de metamorfismo regional de grado bajo) contiene en promedio un 4.5% de H2O y un 2.3% de CO2, mientras que un esquisto de grado alto tiene un 2.4% de H2O y un 0.2% de CO2. La can-tidad de volátiles liberados (por reacciones de desvolatilización, como veremos en el tema 4, apartado 4.3) entre el estado “pizarra” y el estado “esquisto” supone aproximadamente 1.5 mo-les (sobre todo H2O y CO2) por kilogramo de roca. Si estos volátiles se liberaran todos de golpe a 500 °C y 0.5 GPa, ocuparían alrededor del 12% del volumen de la roca.

Esta es una fuente importante de fluidos durante el metamorfismo, pero no la única. Los fluidos pueden también ser introducidos en las rocas desde fuera. Por ejemplo, el metamorfis-mo de un basalto hasta convertirse en un esquisto verde (400 °C, 0.4 GPa) supone la adición de entre un 5% y un 10% de agua proveniente de los alrededores. Estos fluidos “alóctonos” (exter-nos a la roca) pueden ser meteóricos (es decir, de origen superficial), magmáticos (provenientes del enfriamiento de cuerpos intrusivos) o metamórficos (liberados por reacciones de desvolatili-zación que tienen lugar a mayor profundidad y que luego ascienden debido a su poca densi-dad). El estudio de los isótopos estables en las rocas metamórficas sugiere que las aguas meteó-ricas y las magmáticas han interactuado con las rocas metamórficas en muchos de los terrenos metamórficos estudiados, sobre todo en aquellos en los que abundan las intrusiones ígneas y son evidentes los efectos hidrotermales.

Como hemos visto en el apartado 1.4.2, a las temperaturas y presiones típicas del meta-morfismo la fase “líquida” libre es un fluido supercrítico, ya que se sitúa por encima del punto crítico de las mezclas de agua y dióxido de carbono. En estas condiciones no hay distinción entre líquido y gas y la densidad es parecida a la del agua en superficie. Estos fluidos supercrí-ticos están formados por una serie de especies volátiles y no volátiles.


35

Especies volátiles

Los fluidos metamórficos están compuestos fundamentalmente por O, H y C, con cantidades menores de S y N y trazas de muchos otros. La Figura 1.10 ilustra las especies volátiles que co-existen en fluidos con C-O-H-S a 1100 °C y 0.5 GPa. El diagrama de la figura ha sido “proyecta-do” desde el polo del S y por eso sólo aparecen tres de las cuatro especies1: C, O e H. Aunque la temperatura para la que está dibujado el diagrama es alta comparada con las que se suelen al-canzar en el metamorfismo, sirve para ilustrar el comportamiento general. El diagrama está dividido en regiones que tienen una composición similar y en cada una de estas regiones se especifican las especies2 más abundantes.

C

O HH O2

CH4

CO2

CO No hay fluidosen esta área

CO -H O-O2 2 2

CO -H O-CH2

2

4

H O-2 4 2CH -H S

Límite del grafito

Figura 1.10. Tipos de fluidos en el sistema C-O-H-S a 1100 °C y 0.5 GPa proyectado desde el polo del S sobre el triángulo C-O-H. La mayor parte de los fluidos metamórficos se concentran en la zona sombreada. Esta zona está situada entre la línea que marca el comienzo de la precipitación de grafito y la línea que une CO2 con H2O. Se trata de fluidos compuestos por una mezcla de CO2, H2O y CH4 en diferentes proporciones, pudiendo estar ausentes uno o dos de estos tres (tomado de Winter, 2001, pp. 607, ligeramente modificado)

� Los fluidos que hay entre la línea H2O-CO2 y el vértice ocupado por el oxígeno están re-lativamente oxidados y consisten en una mezcla de CO2, H2O y O. Como la concentra-ción de oxígeno es muy baja durante el metamorfismo, este tipo de fluidos no se dan en condiciones metamórficas.

� Los fluidos del triángulo H2O-CH4-H están más reducidos y consisten sobre todo en H2O + CH4 + H2S. Tampoco son muy abundantes durante el metamorfismo, aunque pueden darse en condiciones específicas.

1 En el tema 2 veremos con detalle que son los diagramas composicionales, cómo se realiza la proyección en un dia-grama de este tipo y en qué condiciones se puede realizar tal proyección.

2 Una especie química es la forma estructural o composicional en la que se encuentran los elementos en una disolución o una mezcla.


36

� El aumento de la concentración de carbono hace que el grafito sea una fase estable en esas condiciones e impide que existan fluidos por encima de la línea etiquetada como “Límite del grafito” en la Figura 1.10.

La presencia de grafito en muchas metapelitas y rocas carbonatadas limita sustancialmente la variedad composicional de los fluidos metamórficos, ya que tienen que tener una composi-ción que caiga sobre el límite de estabilidad del grafito (limite del grafito en la figura). En estas condiciones (y para valores fijos de la concentración de S y de O), las proporciones relativas de las diferentes especies en un fluido en equilibrio con una roca metamórfica con grafito a 0.2 GPa de presión son las que se representan en la Figura 1.11. Esta figura pone de manifiesto una cosa: el supuesto habitual de que los fluidos metamórficos están dominados por H2O y CO2 sólo es cierto para rocas con grafito a temperaturas muy altas, mientras que a temperaturas por debajo de 700 °C domina el metano. Si el grafito está ausente, los fluidos pueden estar más oxidados y el metano es menos abundante. De cualquier manera, H2O, CO2 y CH4 son las especies dominantes en los fluidos metamórficos y su composición cae dentro del campo etiquetado “CO2 + H2O + CH4“ en la Figura 1.10 (zona sombreada). El H2S es menos abundantes en la mayor parte de las condi-ciones metamórficas de lo que se indica en la Figura 1.11, ya que la cantidad de azufre es nor-malmente menor de lo que se ha supuesto al dibujar la gráfica (se ha asumido que el azufre está en equilibrio con pirrotina, pero no todas las rocas tienen pirrotina). El porcentaje relativo de H2S es casi siempre menor del 10% y muy a menudo menor del 1%.

400

CH4

CO2

CO

H O2

H S2

H2

0

50

100

600

T (ºC)

Proporción relativa (%)

800 1000

Figura 1.11. Proporción relativa de los diferentes volátiles en un fluido metamórfico formado por los elementos C, O, H y S. Para dibujar las curvas de la figura se ha asumido que la roca contiene grafito y que las concentraciones de azufre y oxígeno están fijadas por equilibrio con varios minerales en la roca (tomado de Winter, 2001, pp. 608).

Especies no volátiles

Además de las especies volátiles (las que realmente forman el fluido), los fluidos metamórficos transportan en disolución gran cantidad de especies no volátiles. Cuáles son estas y en que con-centración están es una de los líneas de investigación más activas en petrología metamórfica, aunque todavía está en su infancia. Las inferencias se hacen a partir de modelización geoquími-ca y experimentos de laboratorio sobre la solubilidad de los minerales metamórficos a diferen-


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tes presiones y temperaturas. Gracias a ellos hemos podido empezar a conocer cuales son los solutos dominantes en los fluidos metamórficos.

Muy resumidamente (y teniendo en cuenta todas las excepciones particulares que pueden encontrarse), los aniones más abundantes son el cloruro, Cl−, seguido de lejos por los bicarbona-tos y los sulfatos-bisulfatos. En cuanto a los cationes, los más abundantes son Na, K, Ca y Mg, seguidas de Si y más lejos por Al, Fe, Zn, Pb, Cu y Ag.

Ya hemos comentado en un apartado anterior que la constante dieléctrica del agua dismi-nuye con el aumento de presión y temperatura, lo que significa que en condiciones metamórfi-cas tienden a predominar en disolución las especies no cargadas frente a las cargadas. Debido a ello, las especies más abundantes en los fluidos metamórficos son NaCl, KCl, CaCl2 y MgCl2, seguidas por SiO2 y ,en condiciones particulares (por ejemplo, en las soluciones mineralizantes), los cloruros de Al, Fe, Zn, Pb, Cu y Ag. También existen en disolución especies con carga (como Cl−,CaCl+, MgCl+, Mg2+ , Ca2+ y H+), pero tienden a ser menos abundantes que las especies neu-tras, sobre todo en el metamorfismo de contacto.

En cuanto a las concentraciones, existe todo el rango posible desde fluidos de H2O-CO2 casi puros hasta soluciones muy concentradas a partir de las cuales precipitan una enorme va-riedad de minerales que pueden convertirse en yacimientos explotables (muchos tipos de yaci-mientos minerales se han formado en condiciones metamórficas precisamente por precipitación de minerales a partir de fluidos metamórficos muy concentrados).

1.5. El tiempo como variable en el metamorfismo: trayectorias P-T-t

Durante las perturbaciones tectónicas (relacionadas con orogenias), cada volumen de roca sigue una historia individual y única en el espacio y en el tiempo. Cada volumen de roca puede expe-rimentar pérdidas o ganancias de calor y los cambios en su profundidad implican cambios en la presión litostática soportada. La Figura 1.12 muestra un modelo muy simplificado de una zona de colisión continental, con formación de una corteza de espesor doble del normal (70 km en lugar de los 35 km de la corteza continental normal). Vamos a seguir la evolución temporal de la roca 3, marcada por una serie de cuadrados blancos en la figura, que comienza en la parte derecha del diagrama en t1=0 millones de años. En la parte inferior de la figura hay cuatro dia-gramas P-T esquemáticos que muestran la posición de la roca durante su evolución temporal. Los instantes de tiempo representados, aunque inventados, se han hecho corresponder con la duración característica de un episodio orogénico alpino. La roca 3 en el instante t1 está sobre una geoterma estacionaria. En el instante t2 (10 Ma) el transporte tectónico ha movido la corteza (y nuestra roca) por debajo de otro bloque de corteza continental de espesor normal (35 km). El aumento de profundidad de la roca viene acompañado, por supuesto, por un aumento de la presión litostática. Al mismo tiempo, esta roca comienza a recibir más calor que en su posición anterior. Sin embargo, como el transporte de calor es más lento que el transporte tectónico (re-cordar que las rocas son muy malas conductoras del calor y que su difusividad térmica es del orden de 1 mm2 s−1), la geoterma en este momento se hace más pendiente, ya que a una profun-didad (presión) mayor que en t1 le corresponde una temperatura muy similar. Por eso el camino seguido en el diagrama P-T es hacia arriba (aumento de la presión) y un poco hacia la derecha (ligero aumento de la temperatura), a la izquierda de la geoterma estacionaria, tal y como se muestra en el diagrama B.

Nuestra roca se encuentra ahora sobre una geoterma que cambia de forma al avanzar el tiempo, es decir, una geoterma transitoria. En el tiempo t3 la corteza ha doblado su espesor,


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alcanzando los 70 km y la roca ha alcanzado su máxima profundidad y, por consiguiente, su máxima presión (como se indica en el diagrama B). La base de una corteza engrosada, de espe-sor doble que una corteza normal, está a una presión de unos 20 kbar. El transporte tectónico posterior ya no produce aumento del espesor de la corteza, lo que hace que la presión se man-tenga constante mientras dura la colisión continental. Pero el calor sigue fluyendo hacia la base de esta corteza, haciendo que aumente la temperatura de la roca 3, a presión constante, tal y como muestra el diagrama C.

A partir de este momento, varios mecanismos pueden controlar la trayectoria posterior de nuestra volumen de roca. El más simple de ellos es que la convergencia cese después de un periodo de tiempo. En ese momento, la corteza engrosada, más ligera que el material circundan-te (el manto), tiende a ascender isostáticamente a la vez que en superficie la erosión elimina material, devolviendo paulatinamente la corteza a su espesor normal. Por este mecanismo el volumen de roca que hemos seguido puede regresar a su profundidad original y, dado el tiem-po suficiente, a un estado de geoterma estacionaria idéntico al de partida. La trayectoria entre t4 y t5 se caracteriza por una descompresión acompañada de un aumento de temperatura (si la velocidad de levantamiento es mayor que la velocidad de enfriamiento de la roca, que es lo normal). Sin embargo, en algún momento durante el ascenso, la roca comienza a perder más calor por conducción hacia la superficie del que recibe desde abajo, con lo que comienza el en-friamiento. El punto t5 en el diagrama D marca la temperatura máxima alcanzada por la roca. En t6 la roca ha vuelto a su profundidad original sobre la geoterma estacionaria de partida.

t5

t5

tiempo=0 Ma

tiempo=10 Ma

Máximapresión

Presión

Máxima

temperatura

Temperatura

roca 1

roca 2

roca 3

roca 4

tiempo=20 Ma

tiempo30 Ma

t1

t1

t2

t2

t3

t3

t4

t4

t6

t6

geoterma estacionaria

geoterma transitoria

ABCD

Figura 1.12. Diagrama esquemático que muestra la posición de un volumen de roca, la roca 3, en función del tiempo durante una colisión continental, junto con los diagramas P-T (parte inferior) en cuatro instantes seleccionados de las condiciones de presión y temperatura alcanzados por dicho volumen de roca. Explicación en el texto. Las líneas de puntos en el bloque cortical inferior marcan el frente de avance en cada uno de los cuatro primeros instantes de tiem-po (de t1 a t4) (Tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 66).


39

Los cambios mostrados en los diagramas P-T sucesivos de la Figura 1.12 se pueden repre-sentar sobre un solo diagrama presión-temperatura en forma de una trayectoria como la mostra-da en la Figura 1.13. Cada punto sobre esta trayectoria representa la presión y la temperatura a las que un volumen particular de roca estuvo sometido en un instante particular de tiempo y por ello estas curvas reciben el nombre de trayectorias presión-temperatura-tiempo o trayectorias P-T-t. La forma de la trayectoria mostrada en esta figura no es la única posible, pero es la más característica del metamorfismo regional orogénico y consiste en un bucle que se recorre en el sentido de las agujas del reloj (cuando el eje de presión de dibuja hacia arriba), con una primera fase de aumento rápido de la presión a temperatura casi constante, seguido de un calentamiento prácticamente isobárico (a presión constante) y terminado con una descompresión paulatina con aumento de la temperatura en la primera parte de este recorrido y un descenso en la segun-da, hasta alcanzar la presión y la temperatura del punto de partida. La parte de la trayectoria entre t0 y t5 corresponde a un metamorfismo progrado, donde las asociaciones minerales de menor temperatura van siendo sustituidas por asociaciones de mayor temperatura. La parte entre t5 y t6 corresponde a un metamorfismo retrógrado. De toda la trayectoria, una roca suele rete-ner la asociación de minerales que corresponde al momento en el que se alcanza la temperatura máxima dentro de la curva y esta característica es la que permite reconocer que rocas diferentes han sufri-do presiones y temperaturas diferentes durante su historia metamórfica. La Figura 1.14 pone de manifiesto la verdadera geometría de la trayectoria P-T-t de la Figura 1.13 en un diagrama tri-dimensional presión-temperatura-tiempo.

20000

5

10

15

20

Presión (kbar)

Temperatura (ºC)

geoterma estacionariaal comienzo del metamorfismo

geotermas transitoriasdurante el metamorfismo

trayectoria P-T-tde la roca 3

máxima presión

máxima temperatura

t6

t5

t4t3t2

t1

t0

400 600 800 1000

g4g3

g2

g1g5

g6

Figura 1.13. Trayectoria P-T-t para una roca hipotética, la roca 3 de la Figura 1.12. En el instante inicial t0, justo antes de producirse la perturbación térmica que pone en marcha el metamorfismo, la roca está sobre la geoterma estacionaria a una profundidad equivalente a 4 kbar (unos 12 km). A partir de ese momento el transporte tectónico hace que la geoterma se modifique con el tiempo (geoterma transitoria) y aquí se muestran 6 “fotografías” de la evo-lución de la geoterma en 6 instantes de tiempo distintos (t1 a t6 para las geotermas g1 a g6, respectivamente), que se corresponden con los mismos instantes temporales de la Figura 1.12. Al mismo tiempo, la roca esta siendo transpor-tada, primero hacia profundidades mayores (hasta el tiempo t3, que corresponde al de máxima presión y, por tanto, a la mayor profundidad) y luego hacia profundidades menores (de t3 a t6). Los cambios de posición de la roca junto con los cambios en la geoterma hacen que la roca describa una trayectoria sobre un diagrama presión-temperatura como la


40

que se muestra en trazo grueso. Como cada punto sobre esta trayectoria corresponde a un tiempo distinto, es por ello que recibe el nombre de trayectoria presión-temperatura-tiempo o trayectoria P-T-t. La mayor parte de las trayecto-rias P-T-t del metamorfismo regional orogénico tienen una forma similar al bucle mostrado aquí, que se recorre en el sentido de las agujas del reloj.

10

20

30

40

0

5

10

15

20

0

200

400

600800

temperatura (ºC

)

Tiempo (m

a)

Figura 1.14. Aspecto real de la tra-yectoria P-T-t de la Figura 1.13 cuando se representa en un diagrama tridimensional presión-temperatura-tiempo. Sobre la trayectoria se han marcado los puntos de máxima pre-sión y de máxima temperatura y se observa claramente que son asíncro-nos, alcanzándose antes la presión máxima que la temperatura máxima. La duración total del episodio meta-mórfico es de unos 40 millones de años, la presión máxima es de 15 kbar y la temperatura máxima de 800 °C.

La Figura 1.15 muestra las trayectorias P-T-t para las cuatro rocas de la Figura 1.12, que pertenecen a una misma área de metamorfismo regional. Antes del episodio metamórfico, las cuatro rocas ocupan profundidades distintas, marcadas en la figura por la coordenada vertical de cada uno de los cuadrados que representan la posición de las cuatro rocas en el instante t0. Cada trayectoria corresponde a una roca que ha alcanzado un grado metamórfico diferente y que hoy vemos que pertenece a una zona metamórfica diferente, pues conserva una asociación mineral particular que corresponde al momento de máxima temperatura. Este momento se de-nomina pico térmico o clímax metamórfico (círculo negro sobre cada trayectoria en la Figura 1.15) y cada roca en un terreno metamórfico lo alcanza en un instante de tiempo diferente (tTmax1 para la roca 1, tTmax2 para la roca 2, etc.). La unión de todos los puntos de clímax metamórfico para las rocas de un área define una línea sobre un diagrama P-T que recibe el nombre de geo-

Figura 1.15. Trayectorias P-T-t de las cuatro rocas de la Figura 1.12. Los círculos negros señalan la posición del clímax metamórfico (máxima tempe-ratura alcanzada durante el metamor-fismo) para cada roca. La línea que une estos puntos es la geoterma me-tamórfica, línea piezo-térmica o gra-diente geotérmico de campo. Cada roca alcanza su clímax metamórfico en un instante de tiempo diferente (tTmax1, tTmax2, tTmax3 y tTmax4 para las rocas 1, 2, 3 y 4, respectivamente), por lo que la geoterma metamórfica no es una geoterma en sentido estricto, sino una geoterma aparente.

20000

5

10

15

20

Presión (kbar)

Temperatura (ºC)

geoterma estacionariaal comienzo del metamorfismo

geotermametamórfica

trayectoria P-T-tde la roca 1

roca 2

tTmax1

tTmax2

tTmax3

tTmax4

roca 3

roca 4

400 600 800 1000


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terma metamórfica (Yardley, 1989, pág 199), línea piezo-térmica (Bucher y Frey, 1994, pág. 67) o gradiente geotérmico de campo y es aquella que resulta de representar sobre un diagrama P-T las condiciones de presión y temperatura deducidas de las asociaciones minerales preserva-das en las rocas metamórficas de un área (siempre que dichas rocas no conserven evidencias de metamorfismo retrógrado).

De los tres nombres, el de geoterma metamórfica es el menos afortunado, ya que no se tra-ta de una geoterma en el sentido convencional del término. La geoterma metamórfica une pun-tos cuya coordenada temporal es diferente (tTmax1, tTmax2, tTmax3, tTmax4 en la Figura 1.15), mientras que una geoterma, estacionaria o transitoria, une puntos con la misma coordenada temporal (es decir, se definen para un instante de tiempo determinado y único). La geoterma metamórfica es, por tanto, una geoterma aparente ya que los puntos que conecta no representan condiciones P-T obtenidas simultáneamente en la corteza. Es por ello que los nombres de línea piezo-térmica y gradiente geotérmico de campo son más adecuados.

Bibliografía

Referencias básicas

Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Capítulo 3, secciones 3.2 a 3.5.]

Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Capítulos 1 y 7, este último para las tayectorias P-T-t.]

Winter, J.D. (2001). An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall. [Seccio-nes 21.2.4 y 30.1.]

Otras referencias

Beardsmore, G.R. and Cull, J.P. (2001). Crustal Heat Flow: A Guide to Measurement and Modelling, Cambridge Univ. Press. [Propiedades térmicas de la materia: Capítulos 1 y 4]

Barker (1998), Introduction to metamorphic textures and microstructures, Stanley Thornes. [Trayec-torias P-T-t: capítulo 11].

Carslaw, H.S. y Jaeger, J.C. (1959, 2ª edición). Conduction of Heat in Solids. Clarendon Press, Ox-ford Science Publications (reimpresión de 1992), 510 pp. [Para el Ejercicio 1.2].

Kornprobst, J. (1996). Manual de Petrología metamórfica y su contexto geodinámico, Masson. [Capítu-lo 1].

Mason, R. (1990, 2ª edición). Petrology of the Metamorphic Rocks, Unwin-Hyman. [Trayectorias P-T-t: Capítulo 1].

Stüwe, K. (2002). Geodynamics of the Lithosphere: An Introduction, Springer Verlag. [Geotermas: pp. 83-93].

TEMA 2

Evaluación cualitativa de las condiciones P-T del meta-

morfismo

El metamorfismo como rama independiente de la Petrología comenzó su desarrollo a finales del siglo XIX y principios del XX con los trabajos de Barrow, Goldschmidt, Eskola y Tilley, entre otros. En aquella época no se tenía todavía muy claro cuales eran los factores que determinaban que una roca metamórfica tuviera unas características u otras, aunque se comenzaba a intuir que la temperatura y, tal vez, la presión, desempeñaban un papel esencial. Con los trabajos de Goldschmidt, en los que se aplicaba por primera vez el concepto de equilibrio químico a las rocas metamórficas, comenzó a quedar más claro que la termodinámica era una herramienta fundamental para el estudio del metamorfismo y que las variaciones en la presión (profundi-dad) y la temperatura, además de los cambios en la composición química de las rocas, determi-naban unívocamente qué minerales desarrollaba cada roca metamórfica.

En esta primera época del estudio del metamorfismo se diseñaron diversos esquemas para conocer las presiones y las temperaturas relativas de formación de unas rocas respecto de otras, aunque los valores absolutos tardaron más tiempo en conocerse. En este tema repasamos preci-samente estos primeros esquemas cualitativos para estimar las condiciones de P y T de forma-ción de las rocas metamórficas y dejamos para el tema 5 el estudio de las técnicas más modernas que permiten conocer con precisión las presiones y temperaturas absolutas, que se conocen con el nombre de técnicas geotermobarométricas.

2.1. Grado metamórfico

El término grado metamórfico fue introducido por Tilley (1924) para referirse a “el grado o estado de metamorfismo” y, más en particular, “a las condiciones de P-T específicas bajo las cuales se ha formado una roca”. Como en aquel tiempo no se conocían de forma cuantitativa las condiciones de presión y temperatura a las que se forman las rocas metamórficas y, además, se

Tema 2: Evaluación cualitativa de las condiciones P-T del metamorfismo Metamorfismo

44

pensaba que la temperatura era el factor más importante del metamorfismo, se generalizó el uso del término “grado” como sinónimo de temperatura. En los años 70 Winkler (1979) propuso un esquema de subdivisión del metamorfismo en grados metamórficos (muy bajo, bajo, medio y alto), basado en reacciones metamórficas que ocurren en rocas comunes. Las subdivisiones pro-puestas por Winkler marcaban fundamentalmente cambios de temperatura y eran bastante in-sensibles a los cambios de presión.

Actualmente el término grado metamórfico se suele usar de dos formas diferentes, lo que puede generar confusión: (1) en un sentido absoluto, como un indicador cualitativo de las tem-peraturas que han operado durante la formación de las rocas metamórficas, correspondiendo un grado más alto a las temperaturas más elevadas; (2) en un sentido relativo, como un término útil para comparar rocas dentro de una misma secuencia de metamorfismo progresivo en un área determinada.

La figura 2.1 presenta una división aproximada del espacio P-T según el grado metamórfi-co, cuando éste se utiliza en un sentido absoluto. Las temperaturas entre 200 °C y unos 350 °C se consideran grado muy bajo, entre 350 y 525 °C grado bajo, de 525 a 650 °C grado medio, de 650 a 750 °C grado alto y por encima de 750 °C grado muy alto. Como estos límites de grado son insensibles a la presión, cuando se habla de grado metamórfico es costumbre añadir la informa-ción referente a la presión usando una división en cinco partes (presión muy baja, baja, media, alta y muy alta) como se muestra también en la figura. Así, se suele hablar, por ejemplo, de me-tamorfismo de grado bajo y presión media, o de grado alto y presión alta.

16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Presión (kbar)

Temperatura (ºC)

Profundidad aproximada (km

)DIAGÉN

ESIS

GRADOMUYBAJO

P muy baja

T muy baja T baja T media T alta T muy alta

P baja

P media

P alta

P muy alta

GRADOBAJO

GRADO M

EDIO

GRADO ALTO

GRADOMUY ALTO

Figura 2.1. División aproximada del metamorfismo según el concepto de grado metamórfico (grado muy bajo, bajo, medio, alto y muy alto). Estas subdivisiones dependen sólo de la temperatura y son sinónimas de temperatura muy baja, baja, media, alta y muy alta, respectivamente. El campo de presiones también se puede dividir en cinco partes (presión muy baja, baja, media, alta y muy alta) como se muestra mediante las líneas horizontales. La posición de las líneas de temperatura y presión son sólo aproximadas. De fondo se muestra la posición de las diferentes facies meta-mórficas, tal y como aparecen más tarde en la figura 2.6.

Metamorfismo Tema 2: Evaluación cualitativa de las condiciones P-T del metamorfismo

45

2.2. Minerales índice y zonas minerales

En lo que es hoy una zona clásica del metamorfismo regional orogénico hizo George Barrow (1893, 1912) uno de los primeros estudios sistemáticos de la variación de los tipos de rocas y las asociaciones de minerales en ellas como consecuencia del metamorfismo progresivo (zona mar-cada por un círculo rojo en la Figura 2.2). El metamorfismo y la deformación en la zona SE de los Highlands de Escocia tuvieron lugar durante la orogenia Caledónica, que alcanzó su máxi-mo de intensidad hace unos 500 Ma. La deformación en los Highlands fue intensa, en forma de pliegues y láminas cabalgantes. Numerosos plutones graníticos intruyeron durante las últimas fases de la orogenia, una vez finalizado el episodio metamórfico principal. Las rocas estudiadas por Barrow pertenecen al Supergrupo Dalradian, con una edad que va desde el Precámbrico final al Cámbrico, y consisten en unos 13 km de conglomerados, areniscas, lutitas, calizas y la-vas máficas.

Aunque las areniscas muestran muy pocos cambios en el área, Barrow en seguida se dio cuenta de los cambios significativos y sistemáticos que afectaban a las rocas pelíticas (original-mente lutitas). Fue capaz de subdividir el área en una serie de zonas metamórficas (Figura 2.2), basada cada una en la aparición de un nuevo mineral en la roca pelítica metamorfizada al au-mentar el grado metamórfico (que Barrow equiparaba al aumento del tamaño de grano de la roca). El nuevo mineral que aparece y caracteriza a cada zona recibe el nombre de mineral índi-ce. La secuencia de zonas reconocida en los Highlands de Escocia por Barrow y las rocas y mi-nerales que las caracterizan son las siguientes (Figura 2.3):

Figura 2.2. Mapa del metamorfismo regional de los Highlands escoceses, donde Barrow definió los límites de zona mineral y que, con el tiempo, han pasado a denominarse zonas de Barrow. Las roca que afloran en esta área son sobre todo metapelitas, resultado del metamorfismo regional de sedimentos detríticos finos ricos en minerales de la arcilla (tomado de Winter, 2001, pp. 423).

� Zona de Clorita. Las rocas lutíticas originales se han convertido en pizarras o filitas y nor-malmente contienen clorita, moscovita, cuarzo y albita.


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� Zona de Biotita. Las pizarras dan paso a las filitas y los esquistos, con biotita, clorita, mos-covita, cuarzo y albita.

� Zona de Granate. Aparecen esquistos con porfidoblastos muy aparentes de granate alman-dínico, normalmente junto con biotita, clorita, moscovita, cuarzo y albita u oligoclasa.

� Zona de Estaurolita. Aparecen esquistos con estaurolita, biotita, moscovita, cuarzo, granate y plagioclasa. La clorita puede estar todavía presente en algunas rocas.

� Zona de Distena. Son esquistos con distena, biotita, moscovita, cuarzo, plagioclasa y, nor-malmente, también granate y estaurolita.

� Zona de Sillimanita. Son esquistos y gneisses con sillimanita, biotita, moscovita, cuarzo, plagioclasa, granate y, a veces, estaurolita. Puede estar también presente algo de distena (aunque distena y sillimanita son polimorfos de Al2SiO5 y no deberían aparecer juntos salvo en condiciones especiales).

Esta secuencia de zonas minerales ha sido reconocida en muchos otros cinturones orogéni-cos en el mundo y han recibido el nombre de zonas de Barrow o zonas barrovienses. Las con-diciones de P y T que esta sucesión de zonas representa se denomina metamorfismo barrovien-se y es bastante típica de muchos cinturones orogénicos. Se trata de un caso particular, pero común, de metamorfismo regional orogénico.

Con posterioridad a Barrow, C.E. Tilley (1925) y W.Q. Kennedy (1949), entre otros, han confirmado el esquema zonal de Barrow y lo han cartografiado en áreas más grande de los Highlands escoceses, como muestra la Figura 2.2. Tilley (1928) acuño el término de isograda para referirse al límite que separa dos zonas metamórficas consecutivas. Una isograda, por tan-to, se suponía que marcaba una línea en el campo de grado metamórfico constante. En realidad una isograda es una superficie curva (no una línea) y la isogradas cartografiadas representan la intersección de la superficie isográdica con la superficie de la Tierra.

Figura 2.3. Distribución de los minerales más importantes de las rocas pelíticas en las diferentes zonas de Barrow. LZM significa “límite de zona mineral” (modificado de Bucher y Frey, 1993, pág. 100). El grado metamórfico au-menta de izquierda a derecha. Cada zona mineral recibe el nombre del mineral índice que define su límite inferior (límite de grado bajo). Una zona mineral termina en su límite de grado alto cuando aparece un nuevo mineral índice, no cuando el mineral índice que le ha dado el nombre desaparece. Así, por ejemplo, la zona de biotita comienza con la primera aparición de biotita en una área metamórfica (límite inferior o de grado bajo) y termina con la primera apari-ción de granate, que a su vez da nombre a la siguiente zona mineral (zona de granate). Nótese que la biotita sigue existiendo más allá del límite de grado alto de la zona de la biotita.


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En resumen, una isograda (en su sentido clásico) representa la primera aparición de un mineral índice particular en el campo conforme uno se mueve desde las zonas de grado bajo a las de grado alto. Cuando uno atravieses una isograda, como la isograda de la biotita, uno entra en la zona de la biotita. Las zonas tienen, por tanto, el mismo nombre que la isograda que forma su límite de grado bajo

• El límite de grado bajo se determina uniendo con una línea sobre un mapa todos los puntos donde cierto mineral índice aparece por primera vez. La zona mineral recibe el nombre del mineral índice correspondiente.

• El límite de grado alto viene dado por la línea que une los puntos de primera aparición del siguiente mineral índice, mineral que a su vez da nombre a la siguiente zona mine-ral.

Como las isogradas clásicas están basadas en la aparición de un mineral y no en su desapa-rición, un mineral índice puede seguir siendo estable en zonas correspondientes a grados más altos. La clorita, por ejemplo (figura 2.3), es todavía estable en la zona de biotita (e incluso hasta la zona de granate en algunas situaciones).

Barrow (1893) atribuyó el metamorfismo regional del área de los Highlands a los efectos térmicos del “Granito Antiguo” que, aunque sólo estaba localmente expuesto, él asumía que formaba el basamento de toda el área. Es decir, Barrow consideraba el área como un ejemplo de lo que algunos autores llamarían ahora metamorfismo de contacto regional. Harker (1931) fue el primero en adscribir tanto el metamorfismo como los granitos a los efectos térmicos de una fase orogénica importante. Barrow estaba equivocado acerca del origen del metamorfismo (el calor no provenía de las rocas graníticas), pero su esquema de zonas ha sobrevivido. Este es un caso típico de que las buenas observaciones tienden a durar mucho más que las interpretaciones.

Como ya hemos comentado, la secuencias de zonas de Barrow ha sido reconocida en mu-chos otros terrenos metamórficos en todo el mundo. Por tanto, la secuencia de zonas es una forma útil de comparar el grado metamórfico de unos terrenos metamórficos con otros. Así, podemos hablar de “las rocas de la zona de biotita” en los Alpes, o en los Apalaches, y tener una forma de correlacionar las condiciones de metamorfismos de unas áreas con otras. Como vamos a ver en el siguiente apartado, otra forma de hacer esta correlación es subdividiendo las asociaciones de minerales metamórficos en grandes categorías denominadas facies metamórfi-cas.

Sin embargo, uno no debe “obcecarse” con esta secuencia característica de aparición de minerales índice. Cuando uno sale al campo para cartografiar un terreno metamórfico tiene que prestar atención a la aparición de cualquier mineral nuevo que muestre una relación sistemática con el grado metamórfico, y no sólo a la aparición de biotita, granate, etc. Las diferencias en la secuencia de aparición se pueden deber a un gradiente geotérmico distinto (efecto de la presión) o a la presencia de rocas con una composición distinta. Por ejemplo, las rocas pelíticas de las región donde Barrow estudió el metamorfismo tienen un rango composicional muy estrecho. Rocas pelíticas más ricas en aluminio y hierro son comunes en los Apalaches (otro orógeno en el que se pueden cartografiar las zonas de Barrow) y allí se puede cartografiar a grados bajos una isograda de cloritoide que no aparece en los Highlands escoceses. El por qué un mineral aparece en unas rocas pelíticas pero no en otras al mismo grado tiene que depender de la composición química global de la roca, pero es difícil, en este momento, visualizar por qué. Lo veremos con más detalla en el tema 3. Quedémonos de momento con que la composición de la roca afecta al grado al que un mineral aparece por primera vez, o incluso si ese mineral aparecerá o no (como es el caso del cloritoide).


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Otras diferencias en la sucesión de zonas se pueden apreciar en los mismos Highlands es-coceses, justo al norte del área estudiada por Barrow, en el distrito de Banff y Buchan (Figura 2.2). Aquí la composición de las rocas pelíticas es similar a la de las pelitas del área de Barrow, pero la secuencia de isogradas es distinta:

clorita → biotita → cordierita → andalucita → sillimanita,

8

10

6

4

2

200 400 600 800

Temperatura (ºC)

Presión (kbar)

ANDALUCITA

SILLIMANITA

DISTENA

Pirofilita

AlSiO+SiO+HO2

25

2

Barrovie

nse

de Bucha

n

Figura 2.4. Diagrama P-T del sistema Al2SiO5 mostrando los campos de estabilidad de los tres polimorfos: andaluci-ta, sillimanita y distena. También se muestra la reacción de hidratación del Al2SiO5 a pirofilita, que limita la presen-cia de los polimorfos de Al2SiO5 a grados bajos en presencia de exceso de sílice y agua. Sobre el diagrama de fases se han dibujado las trayectorias aproximadas seguidas por las rocas durante el metamorfismo barroviense y el de Bu-chan. Este último se produce a menor presión y esa es la rezón por la que aparece andalucita en vez de distena (toma-do de Winter, 2001, pp. 425).

En el diagrama de fases para el sistema Al2SiO5 mostrado en la Figura 2.4 se observa que el campo de la andalucita está limitado a presiones menores de 3.7 kbar (0.37 GPa, o aproxima-damente 10 km de profundidad), mientras que la distena sólo puede transformarse en sillimani-ta (al alcanzar la isograda de la sillimanita) por encima de dicha presión. Además, el volumen molar de la cordierita es relativamente alto, lo que sugiere que se trata de un mineral que se forma a baja presión. De aquí deducimos que el gradiente geotérmico de campo en el distrito de Buchan era mayor que en el área de Barrow y que rocas a una misma temperatura soportaron presiones más bajas que en el área de Barrow. Esta variante de baja presión del esquema zonal de Barrow ha sido denominado metamorfismo de Buchan y también es relativamente común. En Japón a este tipo de metamorfismo regional se le conoce con el nombre de metamorfismo de tipo Abukuma, como veremos más adelante.

La mayor ventaja que tiene la cartografía de zonas minerales para definir el grado meta-mórfico es su simplicidad y rapidez, ya que la presencia de los minerales índice se pone fácil-mente de manifiesto, tanto en el campo como en lámina delgada. Pero, por otro lado, también tiene una serie de inconvenientes, sobre todo dos:

(1) Para cada zona se considera importante sólo un mineral, en lugar de la asociación mineral de equilibrio completa, que contiene mucha más información petrogenética. En el siguiente apartado veremos una forma de soslayar este problema mediante la definición de isogra-das de reacción, que tienen en cuenta todos los productos y reactantes de una determi-nada reacción metamórfica. Algunos autores utilizan el término isograda en sentido am-plio, incluyendo tanto las isogradas clásicas (basadas en la aparición de un solo mineral)


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como las isogradas de reacción. Por este motivo, Bucher y Frey (1994) prefieren evitar el uso del término isograda en sentido clásico y sustituirlo por el de límite de zona mineral, pero su propuesta no ha sido acogida con unanimidad, por lo que hay que tener un poco de cuidado cuando se consulta la bibliografía especializada.

(2) No se tienen en cuenta de forma apropiada las variaciones composicionales de la roca, por lo que un mismo mineral índice puede aparecer antes o después (es decir, a un grado ligeramen-te más alto o más bajo) en función de la composición química particular de la roca, o puede no aparecer si quiera. Para evitar estos dos inconvenientes, hoy en día las zonas metamórficas se definen utilizando asociaciones de dos, tres e incluso más minerales, en lugar de mediante un sólo mineral índice.

Se han propuesto multitud de esquemas zonales basados en el estudio de diferentes regio-nes metamórficas para distintos tipos de rocas, como metapelitas, metabasitas, rocas calcosilica-tadas, mármoles e incluso silexitas. Sin embargo, la correlación precisa entre las zonas definidas para un tipo de roca y las definidas para otro es muy difícil, aunque ambas litologías aparezcan en la misma área metamórfica. Para evitar estos problemas se introdujo el concepto de facies metamórfica, que se describe en el apartado 2.4. La evaluación del grado metamórfico mediante zonas minerales se sigue utilizando mucho en relación con el metamorfismo regional de las rocas pelíticas, como veremos en el tema 6.

2.3. Isogradas de reacción

Como se acaba de comentar, el término isograda fue acuñado por Tilley (1924) para referirse a los límites de las zonas minerales de Barrow y lo definió como “una línea que une puntos de similar P y T bajo los cuales se formó una roca metamórfica”. Sin embargo, el concepto de iso-grada es en realidad más complejo ya que, tal y como observan Bucher y Frey (1994), lleva im-plícito el de reacción metamórfica y debe considerar tanto los reactantes como los productos de la reacción y no sólo un mineral índice específico. Por este motivo Bucher y Frey (1994) conside-ran conveniente distinguir ambos usos del término isograda: (1) el uso clásico, en el que sólo se atiende a la aparición de un mineral índice y (2) el más correcto, que presta atención a todos los reactantes y productos de una determinada reacción metamórfica. Estos autores proponen el término de isograda de reacción para este segundo uso y el de límite de zona mineral para el primero.

La isograda de reacción se define como una línea que une los puntos caracterizados por la presencia de la asociación mineral de equilibrio de una determinada reacción metamórfica. Es importante dejar clara la diferencia entre una isograda clásica (o límite de zona mineral) y una isograda de reacción. La cartografía de un límite de zona mineral se basa en la primera apari-ción, al movernos hacia grados más altos, de un mineral índice, mientras que la localización de una isograda de reacción implica cartografiar tanto los reactantes como los productos de una reacción metamórfica. Por ejemplo, la figura 2.5 muestra la cartografía de una isograda de reac-ción, la correspondiente a la reacción de deshidratación

Chl + Ms + Grt ↔ St + Bt + Qtz + H2O

en el área de Whetstone, Ontario (Canadá). Los círculos vacíos señalan la presencia en la roca de los productos St+Bt+Qtz, los puntos negros la presencia de los reactantes Chl+Ms+Grt y los cír-culos negros la presencia de los seis minerales (reactantes y productos). Atendiendo a dicha disposición cartográfica, la isograda de reacción se muestra como una línea negra gruesa en la figura 2.5.


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Es evidente que la cartografía en el campo de una isograda de reacción es más ambiciosa y requiere de más esfuerzo que la cartografía de un límite de zona mineral. Pero, por otro lado, las isogradas de reacción proporcionan mucha más información petrogenética que las isogradas en sentido clásico. Estas últimas, que sólo tienen en cuenta un mineral, no relacionan su apari-ción (o desaparición) con el funcionamiento de una reacción metamórfica particular. Es más, la presencia de ese mineral índice se puede deber al funcionamiento de más de una reacción, cada una de ellas a una presión y temperatura algo diferentes. Con el concepto de isograda de reac-ción esta ambigüedad se resuelve y permite cuantificar mejor las presiones y temperaturas de la isograda si dicha reacción ha sido calibrada por medio de experimentos de laboratorio o cálcu-los termodinámicos, como veremos en el tema 5 (Geotermobarometría).

2.4. Facies metamórficas

El concepto de facies metamórfica fue introducido por el petrólogo finlandés Pentti Eskola en sus estudios de la aureola de contacto en Orijärvi (Finlandia) durante los años 1908 a 1914. Aproximadamente al mismo tiempo, el petrólogo noruego V.M. Goldschmidt publicó los resul-tados del estudio de otra aureola de contacto en Oslo (Noruega) y Eskola fue capaz de comparar ambos. Observó que rocas de las dos localidades con esencialmente la misma composición quí-mica generaban diferentes secuencias de asociaciones minerales conforme uno se acercaba al contacto con la intrusión ígnea causante del metamorfismo. Eskola atribuyó estas diferencias a que las rocas de las aureolas de contacto en ambas localidades habían cristalizado en condicio-nes diferentes de presión y temperatura y describió los dos conjuntos de asociaciones minerales como pertenecientes a diferentes facies metamórficas (por analogía con el término facies usado en estratigrafía para diferenciar sucesiones sedimentarias con características diferentes).

La novedad más radical de este esquema, comparado con el esquema zonal de isogradas que los petrólogos usaban hasta entonces, era que se pasaba de considerar importante un sólo

Figura 2.5. Isograda de reacción basada en la reacción Chl + Ms + Grt = St + Bt + Qtz + H2O. Los círculos vacíos corresponden a mues-tras en la que se ha identificado la asociación St + Bt + Qtz, los puntos negros a muestras con Chl + Ms + Grt y los círculos negros a las muestras con los seis minerales. Área del lago Whetstone, Ontario, Canadá (según Bucher y Frey, 1994, pág., 107).


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mineral (el mineral índice) a poner el énfasis en el conjunto de todos los minerales que aparecían en la roca (denominado asociación mineral) como mejor indicador de las condiciones de presión y temperatura.

Eskola (1915) definió una facies metamórfica de la siguiente manera:

“En cualquier roca o formación metamórfica que haya alcanzado el equilibrio quími-co por metamorfismo a presión y temperatura constantes, la mineralogía está contro-lada únicamente por la composición química de la roca. Esto nos lleva a formular un principio general que este autor [Eskola] propone denominar facies metamórfica. Una facies metamórfica incluye todas aquellas rocas que podemos suponer que se han metamorfizado en idénticas condiciones. Pertenecerán a una misma facies aque-llas rocas que, si tuvieran la misma composición química, estarían formadas por los mismos minerales”.

Se han propuesto muchas otras definiciones de facies metamórfica. Una de las más recien-tes y aceptadas es la debida a Turner (1981):

“Una facies metamórfica es un conjunto de asociaciones minerales repetidamente asociadas en el espacio y en el tiempo, de modo que existe una relación constante y, por tanto, predecible entre la mineralogía y la composición química global de la ro-ca.”

Una facies metamórfica, tal y como se ha definido, es una colección de asociaciones mine-rales (en rocas con todas las composiciones químicas posibles) que han cristalizado en las mis-mas condiciones de P y T. Por ejemplo, todas las rocas recogidas en un mismo afloramiento, sean metapelitas, rocas calcosilicatadas o metabasitas, pertenecen, por definición, a la misma facies metamórfica ya que se han formado esencialmente bajo las mismas condiciones de pre-sión y temperatura. El corolario más importante que se extrae del concepto de facies metamórfi-ca es que si conocemos la composición química de una roca y las condiciones de P y T en las que cristalizó, seremos capaces de predecir su asociación mineral. Una implicación directa del concepto original de facies metamórfica de Eskola es que si una facies se define como un con-junto de asociaciones minerales, entonces debe existir una facies distinta para cada conjunto distinto de asociaciones minerales. Esta implicación ha traído consigo muchos problemas, como vamos a ver a continuación.

El concepto de facies metamórfica es una herramienta de doble uso. Por un lado es una herramienta descriptiva, ya que relaciona la composición de una roca con su mineralogía. Eskola basó su esquema de facies en las asociaciones minerales desarrolladas en rocas ígneas básicas (metabasitas) y este aspecto descriptivo era un aspecto fundamental de su esquema. Con esta definición, una facies metamórfica es un conjunto de asociaciones minerales repetidamente asociadas en el espacio y en el tiempo. Si encontramos en el campo una de estas asociaciones minerales (o mejor aún, un conjunto de asociaciones que cubran un amplio rango de composi-ciones químicas), podremos asignar dicha área a una facies metamórfica.

El segundo uso del concepto de facies metamórfica es interpretativo, ya que sirve para co-nocer el rango de presiones y temperaturas que caracterizan a cada facies. Aunque cuando Es-kola propuso su esquema de facies la aplicación de la termodinámica a sistemas geológicos estaba todavía en su infancia y el concepto de facies metamórfica era sobre todo descriptivo, Eskola era consciente de las implicaciones que las facies metamórficas tenían sobre las condi-ciones P-T de formación de las rocas metamórficas (como queda claro en su definición) y fue capaz de deducir correctamente las presiones y temperaturas relativas de cada una de las facies que propuso. Desde entonces los avances en las técnicas experimentales y en la aplicación de la


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termodinámica a problemas geológicos han permitido asignar rangos de presión y temperatura relativamente precisos a cada una de las facies metamórficas.

Eskola propuso originalmente cinco facies y años más tarde añadió tres más. Los trabajos de Coombs y colaboradores en Nueva Zelanda (Coombs, 1961) permitieron definir las facies de muy bajo grado de ceolitas y de prehnita-pumpeliita, de modo que para entonces (principios de los años 60 del siglo pasado) se habían reconocido 10 facies. Luego siguió un periodo en el que, en lugar de simplificarse el metamorfismo usando el concepto de facies, la literatura se volvió confusa y caótica, conforme cada autor dividía en subfacies alguna de las facies originales o se inventaba una nueva facies, basándose en ligeras diferencias mineralógicas. No siempre era posible saber si dichas diferencias eran debidas en verdad a cambios en la presión y la tempera-tura o a variaciones en otras condiciones ambientales, como la composición de la fase fluida. Con el tiempo, algunos autores propusieron retener sólo las divisiones más amplias; otros, más drásticos, propusieron incluso la desaparición del mismo concepto de facies metamórfica.

Hoy en día la clasificación de facies mantiene sólo divisiones amplias del espacio P-T, pero el número exacto de facies varía de autor a autor. Se utilizan, sobre todo, para el metamorfismo regional de metabasitas y de metapelitas (éstas en conjunción con los esquemas de zonas mine-rales descritos en la sección anterior). La figura 2.6 reproduce la clasificación de facies metamór-ficas adoptada por Yardley (1989) en su libro de texto, como una solución de compromiso ac-tualmente válida. Esta división del espacio P-T considera las siguientes 11 facies:

• Facies de ceolitas.

• Facies de prehnita-pumpellyita (Prehn-Pump en la figura 2.6).

• Facies de esquistos azules.

• Facies de eclogitas.

• Facies de esquistos verdes.

• Facies de anfibolitas.

• Facies de granulitas.

• Facies de corneanas con albita-epidota (Cor. Ab-Ep en la figura 2.6).

• Facies de corneanas anfibólicas (Cor. Hbl en la figura 2.6).

• Facies de corneanas piroxénicas (Cor. Px en la figura 2.6).

• Facies de sanidinitas.

Es conveniente agrupar estas facies en cuatro categoría:

1. Facies de presión moderada y temperatura de media a alta. Incluye las facies de esquistos verdes, anfibolitas y granulitas y engloba a la mayor parte de las rocas metamórficas más comu-nes. Las zonas minerales de los Highlands escoceses pertenecen a las facies de esquistos verdes y de anfibolitas; las rocas en facies granulita se forman a grados todavía más altos.

2. Facies de grado muy bajo. Estas facies se definieron más tarde que las demás, principalmente a través de los trabajos de Coombs en Nueva Zelanda (Coombs, 1961). Este grupo incluye las facies de ceolitas y de prehnita-pumpellyita.

3. Facies de metamorfismo de contacto. A las presiones bajas y temperaturas relativamente altas que caracterizan el metamorfismo de contacto se pueden desarrollar unas asociaciones mi-nerales distintivas, aunque existe bastante solapamiento entre algunas de estas asociaciones y las correspondientes a las facies de temperaturas similares pero de presiones más altas. Este grupo incluye, de temperaturas bajas a temperaturas altas, las facies de corneanas de albita-epidota, corneanas anfibólicas, corneanas piroxénicas y sanidinitas.


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4. Facies de alta presión. Incluye las facies de esquistos azules y de eclogitas y representan con-diciones de presiones inusualmente altas que producen fases con una densidad alta. Las ro-cas ígneas básicas metamorfizadas en condiciones de facies de esquistos azules obtienen su color “azul” característico (normalmente más gris azulado que azul) de la presencia del an-fíbol sódico glaucofana (en lugar del anfíbol cálcico de color verde, mucho más común). Del mismo modo, la facies de eclogitas se caracteriza en las metabasitas por la presencia de cli-nopiroxeno sódico (onfacita), en lugar de los clinopiroxenos cálcicos normales a presiones más bajas.

En ocasiones, las facies de ceolitas y de prehnita-pumpeliita se unen en una sola denomi-nada facies de sub-esquistos verdes (p. ej., Bucher y Frey, 1994, pág. 102) y la facies de anfiboli-tas se subdivide en dos: la facies de anfibolitas con epidota y la facies de anfibolitas sensu stricto (línea de puntos que atraviesa la facies de anfibolita en la figura 2.6), de manera que la facies de anfibolitas con epidota se sitúa a la izquierda de dicha línea y la facies de anfibolitas sensu strici-to a la derecha.

Asociaciones de transición

16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Presión (kbar)

Temperatura (ºC)


)DIAGÉN

ESIS

Esquistos azules

Eclogitas

Prenh-Pump

Esquistosverdes

Ceolitas

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl

Sanidinitas

Anfibolitas

Cor. Px

KySil

And

Figura 2.6. Distribución de las diferentes facies metamórficas sobre un diagrama P-T. Los límites entre facies no son abruptos y se muestran aquí como zonas blancas. En estas zonas las asociaciones minerales que se desarrollan son intermedias entre las de las facies que separan. En la figura se muestra también la posición de los campos de estabili-dad de los aluminosilicatos. Hay que tener en cuenta que cuando Eskola definió las facies metamórficas no se tenía mas que una idea muy vaga de los valores absolutos de presión y temperatura que correspondían a cada facies. La calibración que aparece en esta figura (las escalas de presión y temperatura que sirven de ejes al gráfico) es una adi-ción muy posterior (modificado de Yardley, 1989, pág. 50).


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2.5. Implicaciones del concepto de facies metamórfica

Hay varios puntos que es importante no perder de vista con respecto al concepto de facies me-tamórfica:

(1) Las facies metamórficas se definieron con las asociaciones minerales que aparecen en metabasitas (metamorfismo de rocas ígneas básicas). Por tanto, sus límites son distintos a los de las zonas minerales de Barrow, que usan minerales índice en metapelitas. La tabla 2.I proporciona una correlación simplificada entre las facies de presiones y tempe-raturas medias y las zonas de Barrow en metapelitas y las correspondientes zonas en rocas calcosilicatadas. Dentro de cada facies cada tipo de roca tendrá una asociación mineral distinta. Por ejemplo, a 550 °C y 5 kbar, un esquisto pelítico puede tener una asociación mineral formada por distena + granate + estaurolita + moscovita + cuarzo; un metabasalto puede contener hornblenda + epidota + plagioclasa ± granate ± clorita; y una roca calcosilicatada, diópsido + calcita + tremolita + zoisita.

Tabla 2.I. Correlación entre las zonas de Barrow (para rocas pelíticas), las facies metamórficas (para metabasitas) y las asociaciones minerales en rocas calcosilicatadas para el metamorfismo regional Barrowiense (tomado de Spear, 1993, pág. 16).

Rocas pelíticas (metapelitas) Rocas básica (metabasitas) Rocas calcosilicatadas

Zona de clorita Facies de sub-esquistos verdes

Zona de biotita Facies de esquistos verdes Talco, flogopita

Zona de granate

Zona de estaurolita

Facies de anfibolitas con epidota Tremolita, actinolita, epidota, zoisita

Zona de distena Diopsido

Zona de sillimanita

Facies de anfibolitas

Grosularia, escapolita

Zona de sillimanita-feldespato potásico Facies de granulitas con piroxeno y hornblenda

Forsterita

(2) Algunas asociaciones minerales tienen rangos de estabilidad grandes y se dan en más de una facies, mientras que otras tienen campos de estabilidad más reducidos y son ca-racterísticas de una sola facies. Además, algunas rocas no muestran ninguna asociación mineral diagnóstica en determinados grados metamórficos (por ejemplo, las metapeli-tas en facies de sub-esquistos verdes). De todas estas consideraciones se desprende que sólo en el caso de que una roca posea una asociación mineral diagnóstica se podrá asignar dicha roca directamente a una facies. En áreas donde no existen rocas de la composición adecuada no es posible hacer una asignación a una facies particular basa-da en la mineralogía (como era la propuesta original de Eskola) y habrá que acudir a es-timaciones independientes de la presión y la temperatura para asignar la roca a una fa-cies (en contra de la idea original, descriptiva, de Eskola, pero compatible con el uso ac-tual, interpretativo, del concepto de facies). La tabla 2.II resume las asociaciones minera-les diagnósticas de las diferentes facies para dos tipos composicionales importantes: las metabasitas y las metapelitas.

(3) Los límites entre facies metamórficas representan las condiciones de P y T a las que se producen reacciones química importantes en las metabasitas. Es decir, los límites entre fa-cies son en realidad isogradas de reacción. En general, en estos límites algún mineral clave aparece o desaparece de la asociación mineral de las metabasitas. Por ejemplo, el límite


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entre las facies de esquistos verdes y anfibolitas es donde la asociación clorita + epidota, tan abundante en la facies de esquistos verdes (y de la que deriva su nombre, ya que ambos minerales son verdes en muestra de mano), deja de ser estable y da lugar a la asociación hornblenda + plagioclasa, típica de las anfibolitas, que son las rocas de las que deriva su nombre la facies de anfibolitas. El límite entre las facies de anfibolitas y de granulitas se sitúa allí donde el anfíbol se desestabiliza y es reemplazado por pi-roxeno.

(4) Los límites entre facies no son líneas, sino zonas (tal y como se ha dibujado de forma aproximada en la figura 2.6), ya que las reacciones que separan una facies de otras son multivariantes (divariantes o superiores) y éstas se producen sobre un rango de presio-nes y temperaturas (al contrario que las reacciones univariantes, que se producen a una sola T para cada P, como veremos en el tema 4, “Reacciones metamórficas”). Además, la posición de estos límites es sensible a la composición química exacta de la roca. Co-mo las metabasitas no tienen todas las misma composición química, la reacción química que marca el final de una facies y el comienzo de la siguiente se producirá a valores de P y T diferentes en unas y otras; esto también influye en que los límites entre facies sean graduales y no netos y que exista cierto grado de subjetividad al dibujar dichos límites. La razón por la que el concepto de facies metamórfica funciona tan bien como esquema general es porque las reacciones que marcan los límites de facies se producen aproxima-damente a la misma P y T para una roca básica de composición promedio.

(5) Los limites de facies no sólo dependen de la presión y la temperatura, sino también de la composición de la fase fluida (sobre todo de la presión parcial de H2O, PH2O). En ge-neral, al disminuir PH2O en relación a Ptotal (PH2O < Ptotal), los límites de facies se desplazan hacia temperaturas más bajas. Los límites dibujados en la figura 2.6 corresponden a las

Tabla 2.II. Asociaciones minerales diagnósticas en metabasitas y metapelitas (con cuarzo) para cada facies metamórfica (modificada de Bucher y Frey, 1994, pág, 103). Los minerales separados por el símbolo “+” constituyen una asociación mineral; los que están separados por comas per-tenecen a asociaciones minerales distintas.

Asociaciones minerales diagnósticas Facies

Metabasitas Metapelitas con cuarzo

Ceolitas Laumontita

Prehnita-Pumpellyita Prehnita + pumpellyita, prehnita + actinolita, pumpellyita + actinolita

Esquistos verdes Actinolita + clorita + epidota + albita Cloritoide

Anfibolitas Hornblenda + plagioclasa Estaurolita

Granulitas Ortopiroxeno + clinopiroxeno + plagio-clasa

Sillimanita+feldespato potásico Sin estaurolita, sin moscovita

Esquistos azules Glaucofana, lawsonita, piroxeno jadeí-tico, aragonito

Glaucofana Sin biotita

Eclogitas Onfacita + granate Sin plagioclasa

Facies de metamorfis-mo de contacto

Las asociaciones minerales en las meta-basitas no difieren sustancialmente de las correspondientes a las facies de presión mayor


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condiciones más normales de PH2O encontradas en la naturaleza (PH2O = Ptotal), pero esta condición no tiene por qué cumplirse en casos particulares.

(6) La facies a la que se asigna una roca coincide casi siempre con las condiciones de máxima temperatura alcanzadas por la roca, ya que, en general, es ésta la asociación mineral que se conserva. En ocasiones, los minerales de una roca se describen como una progresión de facies en la historia de la roca (tal como “ facies de esquistos azules con re-trogresión a facies de esquistos verdes”). Sin embargo, se tiende a olvidar cuando se aplica el concepto de facies metamórfica que el metamorfismo supone un cambio conti-nuo de las condiciones de P y T a las que la roca ha sido sometida y que la facies meta-mórfica corresponde únicamente al conjunto particular de condiciones P-T que rein-aron durante el pico térmico. Para conocer la historia completa de la roca metamórfica no vale con asignar la roca a una facies, hay que intentar reconstruir su trayectoria P-T-t completa.

2.6. Series de facies metamórficas

Durante mucho tiempo después de que Barrow definiera por primera vez sus zonas de meta-morfismo progresivo en los Highlands de Escocia, se pensó que dicha secuencia (clorita → bioti-ta → granate → estaurolita → distena → sillimanita) era típica de todos los cinturones orogéni-cos. Sin embargo, el petrólogo japonés Akiho Miyashiro, trabajando en Japón en los años 50 del siglo pasado encontró una secuencia distinta de la barrowiense clásica. En particular, encontró evidencias para definir una serie de alta presión y otra de baja presión. Es decir, reconoció que ciertos grupos de facies metamórficas se asocian más comúnmente que otros en cinturones oro-génicos, mientras que otras facies no aparecen nunca juntas. Estas secuencias típicas de facies en un área particular fueron denominadas por Miyashiro series de facies metamórficas.

Definidas de forma simple, las series de facies metamórficas son las secuencias de facies metamórficas que se observan al recorrer un cinturón orogénico perpendicularmente a su eje. La serie barrowiense típica clorita → biotita → granate → estaurolita → distena → sillimanita no es más que una de esas series posibles.

Miyashiro (1961) reconoció originalmente tres de ellas: (i) serie de baja presión y alta tem-peratura, con formación de andalucita y sillimanita en las metapelitas; (ii) serie de presión y temperatura intermedias, caracterizada por la presencia de distena y sillimanita ; y (iii) serie de alta presión y baja temperatura, con jadeita y glaucofana en las metabasitas.

En un diagrama P-T, cada serie de facies metamórficas se corresponde con una curva P-T diferente, que no es otra cosa que una geoterma metamórfica o línea piezotérmica. En la figura 2.7 se han dibujado cuatro de estas geotermas metamórficas, que corresponden a otras tantas series de facies metamórficas identificadas en diferentes terrenos metamórficos a escala mundial y que incluyen los casos identificados originalmente por Miyashiro (números 1, 2 y 3 en la figu-ra 2.7). Las series 1 a 3 corresponden a tres tipos de metamorfismo regional y el cuarto tipo co-rresponde a la sucesión de facies del metamorfismo de contacto. Cada una de estas series co-rresponde a un gradiente geotérmico aparente distinto:

• Serie de facies franciscana o Sanbagawa, que corresponde a la serie de alta presión y baja temperatura de Miyashiro. El gradiente geotérmico aparente es menor de 10 °C/km (núme-ro 1 en la figura 2.7). También recibe el nombre de serie de facies de glaucofana-jadeita, por ser éstos los minerales más característicos (la glaucofana, un anfíbol sódico, se transforma en jadeita, un piroxena sódico, con el aumento de la presión y la temperatura). La sucesión de facies es: ceolitas → prehnita-pumpeliita → esquistos azules → eclogitas.


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• Serie de facies barrowiense, o de media presión y temperatura media a alta. También se denomina de tipo distena-sillimanita, por ser ésta la transición que se da entre los alumino-silicatos al aumentar el grado. Corresponde a un gradiente geotérmico aparente de 20-40 °C/km (número 2 en la figura 2.7) y es equivalente al segundo tipo de los descritos por Mi-yashiro. La sucesión de facies es: esquistos verdes → anfibolitas con epidota → anfibolitas → granulitas.

• Serie de facies de Buchan o Abukuma, o de baja presión. También se denomina de tipo andalucita-sillimanita, por ser ésta la transición que se da entre los aluminosilicatos al au-mentar el grado. Corresponde a un gradiente aparente de 40-80 °C/km (número 3 en la figu-ra 2.7) y es equivalente al primer tipo de Miyashiro. La sucesión de facies es: esquistos ver-des → anfibolitas → granulitas.

• Serie de facies de metamorfismo de contacto, de muy baja presión y temperatura media a alta, con un gradiente geotérmico aparente mayor de 80 °C/km (número 4 en la figura 2.7). La sucesión de facies es: corneanas con albita-epidota → corneanas hornbléndicas → cor-neanas piroxénicas → sanidinitas.


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14

12

10

8

6

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2

100

10

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30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Presión (kbar)

Temperatura (ºC)


)DI AGÉN

ESIS

Esquistos azules

Eclogitas

Prenh-Pum

p

Esquistosverdes

Ceolitas

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl Sanidinitas

Anfibolitas

Cor. Px

KySil

And

2.7. Las series de facies metamórficas y la tectónica de placas

El descubrimiento de la tectónica de placas en los años 60 del siglo pasado proporcionó un nue-vo esquema conceptual en el que incluir el metamorfismo. Miyashiro (1961) ya había reconoci-do correctamente que las series de facies metamórficas observadas dependían del ambiente tectónico y que diferentes partes de un mismo orógeno presentaban series de facies metamórfi-cas diferentes, todo ello antes de que la tectónica de placas proporcionara un marco para su interpretación.

Poco después del descubrimiento de la tectónica de placas comenzó a quedar claro que el me-tamorfismo de tipo glaucofana-jadeita estaba asociado con zonas de subducción. Ernst (1976) fue uno de los pioneros en relacionar las diferentes series de facies metamórficas con ambientes tectónicos particulares dentro del esquema de la tectónica de placas. Las figuras 2.8 y 2.9 repro-ducen dos de sus figuras y en ellas podemos observar con claridad (y de manera simplificada,

Figura 2.7. Series de facies metamór-ficas, indicadas por las flechas ne-gras. (1) serie franciscana o de Sanbagawa, (2) serie de Barrow, (3) serie de Buchan, y (4) serie de meta-morfismo de contacto. Las tres pri-meras series se corresponden con las descritas originalmente por Miyas-hiro (1961).


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por supuesto) la relación espacial que hay entre las facies metamórficas y un margen divergente (figura 2.8) y convergente (figura 2.9).

dorsal oceánica

sedimentos

se dimen tos

basaltos

basaltos

diques laminares

diques laminares

gabros

gabros

litosfera

li tosfera

dorsa l oceánica

esquis tos verdes ceolitas

an fibolitasa granulitas

astenosfera

astenosfera

Figura 2.8. Sección transversal esquemática de una dorsal oceánica. (a) morfología de las isotermas; (b) distribución de facies metamórficas en la corteza oceánica cercana a la dorsal. Nótese, sin embargo, que las rocas en la dorsal están siendo desplazadas constantemente conforme nueva corteza se crea en la dorsal. Nótese también que las reacciones metamórficas que transforman la corteza continental en rocas metamórficas requieren la adición de agua (tomado de Spear, 1993, pág. 20)

En la figura 2.8 se muestra un margen divergente. En la parte (a) de la figura se han dibu-jado las isotermas; se observa que en el eje de la dorsal éstas se arquean hacia arriba como con-secuencia del ascenso de magma desde el manto. En la parte (b) se han superpuesto las diferen-tes facies metamórficas sobre la sección transversal de la dorsal oceánica. Con el aumento de la profundidad en la dorsal encontramos una serie de facies de baja presión de tipo Buchan, en la que la facies de ceolitas es sustituida por la de esquistos verdes y ésta, a su vez, por la de anfibo-litas y, eventualmente, por la facies de granulitas cerca de la cámara magmática (en negro en la figura). Como la corteza se está creando continuamente en la dorsal, las facies metamórficas mostradas en la figura 2.8b migrarán lateralmente con el tiempo. Es posible, por tanto, que toda la corteza oceánica esté metamorfizado en facies de anfibolitas y granulitas cerca de su base. Hay un problema para esto, sin embargo. Para convertir la corteza oceánica no metamórfica (compuesta por basaltos y gabros) en corteza metamorfizada en facies de esquistos verdes o anfibolitas hay que añadirle agua a la roca. En ausencia de agua añadida no se producirá ningún metamorfismo aunque la temperatura y la presión sean las idóneas para ello. Es probable, por tanto, que el metamorfismo de la corteza oceánica se restrinja a aquellas zonas donde el agua ha tenido un acceso preferencial, es decir, en zonas de falla, de cizalla y en fracturas.


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litosfera

arco volcánico

arco volcánico

fosa

fosa

litosfera

litosfera

litosfera

astenosfera

astenosfera

astenosfera

as tenos fera

cortezasedimento s

corteza oceánica

ceolitas

prh-pmp

esquistos verdes

granuli tas

anf.

ceolitas ceolitas

prh-pmp

anf. con ep anf. con ep

ec logitaseclog

itas

esquisto s azul es

continental

e .squ verdes esqu. verdes

Figura 2.9. Sección transversal esquemática de una zona de colisión corteza oceánica-arco isla. (a) Morfología de las isotermas en la zona de subducción (a la izquierda) y en el arco isla (a la derecha); (b) distribución de facies metamór-ficas en la zona de subducción y en el arco-isla. En el primero se desarrolla un metamorfismo de alta presión y baja temperatura y en el segundo un metamorfismo de media presión de tipo Barrow (tomado de Spear, 1993, pág. 21).

La figura 2.9 muestra un margen convergente. Las isotermas en la figura 2.9a están ar-queadas hacia abajo en la zona de subducción porque el proceso de subducción transporta litos-fera oceánica fría hacia el manto. En consecuencia, en las proximidades de la zona de subduc-ción se pueden alcanzar grandes profundidades a temperaturas relativamente bajas, lo que re-sulta en un metamorfismo de tipo franciscano (de alta presión y baja temperatura o de glauco-fana-jadeita). En las cercanías del arco-isla (a la derecha en la figura 2.9a) las isotermas están curvadas hacia arriba porque en esta zona se produce el ascenso de magmas calientes, que transportan calor desde el manto. El resultado es un metamorfismo de baja presión en la zona del arco-isla. La distribución de las facies metamórficas en el margen convergente se muestra en la figura 2.9b. La secuencia de facies metamórficas que vamos a encontrar al descender por la zona de subducción es ceolitas → prehnita-pumpeliita →esquistos azules → eclogitas. Por el contrario, en el arco-isla encontraremos al profundizar la siguiente serie de facies: ceolitas → prehnita-pumpeliita → esquistos verdes → anfibolitas con epidota → anfibolitas → granulitas.

Esta diferencia en las series de facies metamórficas a un lado y otro de una zona de sub-ducción permite reconocer en las áreas orogénicas la presencia de antiguas zonas de subduc-ción. La asociación de una serie de alta presión y baja temperatura (serie franciscana) con una


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serie de media o baja presión (series de Barrow o Buchan) fue puesta de manifiesto por el petró-logo japonés Miyashiro (1961) en su estudio de los dos cinturones metamórficos que recorren de NE a SW las islas japonesas de Shikoku y Honshu, paralelamente a la actual zona de subduc-ción (figura 2.10).

Mar del Japón

Océano Pacífico

Cinturón metamórfico de Abukuma

Cinturón metamórfico de Sanbagawa

200 km

Kyoto

Bessi

Tokyo

Línea Media

Figura 2.10. Los cinturones metamórficos de Abukuma y Sanbagawa en Japón (tomado de Winter, 2001, pp. 427).

Estos cinturones tienen unas características metamórficas muy distintas pero son de la misma edad, lo que sugiere que se formaron a la vez. El cinturón más interno, denominado cinturón de Abukuma, muestra un metamorfismo regional orogénico de tipo Buchan (o Abu-kuma, como también se le llama) en el que predominan las rocas metapelíticas y en el que se han cartografiado isogradas hasta la zona de sillimanita. Se trata, por tanto, de un metamorfis-mo de alta temperatura y baja presión ya que aparece la zona de andalucita.

El cinturón externo (el más cercano a la actual zona de subducción), denominado cinturón de Sanbagawa, está formado por materiales volcánicos y sedimentarios con un metamorfismo de alta presión y baja temperatura. En las rocas metapelíticas sólo se alcanza la zona de granate. En las rocas básicas, que son mucho más abundantes que en el cinturón interno, es común la presencia de glaucofana, mineral que es diagnóstico de la facies de esquistos azules, de alta presión y temperatura baja (ver la figura 2.6). Ambos cinturones están separados por una zona de fractura denominada Línea Media.

Miyashiro (1961) relacionó correctamente estas características de los cinturones de Abu-kuma y Sanbagawa con una antigua zona de subducción y propuso que cinturones similares deberían encontrarse en otras zonas de subducción, tanto antiguas como modernas. Los deno-minó cinturones metamórficos adosados e identificó varios más, además del de Japón, la ma-yor parte en la zona Circumpacífica, en Borneo, Nueva Zelanda, Chile, California, isla de Van-couver, Jamaica y La Española.


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Bibliografía


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Turner, F.J. (1981). Metamorphic Petrology, McGraw-Hill, Nueva York.

TEMA 3

Diagramas composiciona-les y asociaciones minera-

les estables

3.1. El equilibrio químico

Supongamos que queremos conocer el comportamiento de los átomos en un volumen de roca que está sufriendo metamorfismo. Este volumen hipotético y arbitrario de roca es un sistema desde el punto de vista químico. Está compuesto de una serie de minerales y, tal vez, de un fluido intergranular (recordar lo dicho en el Tema 1 sobre la importancia de la fase fluida). Ca-da uno de estos constituyentes recibe el nombre de fase: las fases son los constituyentes separa-bles físicamente de un sistema y pueden ser sólidos, líquidos o gaseosos. Plagioclasa y cuarzo son dos fases distintas en un esquisto, pero si la plagioclasa tiene composición de andesina (es decir, intermedia entre anortita y albita), los miembros extremos anortita y albita no son fases porque los cristales de plagioclasa no pueden ser separados por medios físicos en partículas de albita y partículas de anortita. Muchas veces los términos fase y mineral se usan como sinónimos en el ámbito del metamorfismo. Sin embargo esto no es estrictamente correcto porque hay fases (co-mo el agua) que no son minerales.

Si sometemos nuestro sistema (≡ volumen arbitrario de roca) a unas condiciones específi-cas de presión y temperatura y mantenemos esas condiciones constantes durante un tiempo suficientemente largo, los átomos del sistema se agruparán en la configuración más estable po-sible. Se dice entonces que el sistema está en equilibrio. Esta configuración de máxima estabili-dad (y mínima energía en un cierto sentido) estará formada por un número determinado de fases sólidas, líquidas y/o gaseosas, cuya composición y estructura específicas dependen de los átomos presentes y de las condiciones a las que se haya sometido el sistema. Incluso en este estado de equilibrio los átomos están en perpetuo movimiento y se pueden intercambiar entre

Tema 3: Diagramas composicionales y asociaciones minerales estables Petrología Endógena 2

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unas fases y otras. Pero, en promedio, no hay un cambio en el sistema y el número y la cantidad de fases es constante a lo largo del tiempo: es el estado de equilibrio.

Supongamos ahora que cambiamos lentamente la temperatura (o la presión) del sistema; llegará un momento en el que las fases coexistentes dejen de estar en equilibrio entre ellas y que ya no sean la asociación de fases más estable posible. Como consecuencia de ello algunas fases pueden crecer a expensas de otras, o pueden aparecer fases completamente nuevas. Tales cam-bios en las rocas reciben el nombre de reacciones metamórficas y dan lugar a la formación de una nueva asociación de fases, en equilibrio con las nuevas condiciones.

Todo sistema químico con una composición dada (es decir, todo sistema con el mismo tipo de átomos y en las mismas proporciones) y sujeto a las mismas condiciones ambientales, desarrollará idénticas fases cuando alcance el equilibrio. Con referencia al ejemplo del metamorfismo regional de los High-lands escoceses descrito en el Tema 2, todas las muestras con aproximadamente la misma com-posición química recogidas en una extensa área dentro de la misma zona metamórfica tienen la misma asociación mineral; esto es una evidencia clara de que durante el metamorfismo se al-canzó el equilibrio. Visto de otro modo, si asumimos que se ha alcanzado el equilibrio químico, la variación en la asociación mineral de una zona a otra es una evidencia de que cada zona ha sido sometida a diferentes condiciones metamórficas, siempre y cuando no haya ninguna duda de que las rocas de tales zonas tienen exactamente la misma composición química.

3.2. Asociaciones minerales de equilibrio

El conjunto de minerales que compone una roca en equilibrio recibe el nombre de asociación mineral de equilibrio o asociación mineral, en breve. La sucesión de asociaciones minerales que se suceden y reemplazan unas a otras durante la evolución metamórfica de una roca deter-minada recibe el nombre de paragénesis mineral.

En el trabajo práctico con las rocas metamórficas es imposible “demostrar” que una asocia-ción mineral dada coexistió en un momento dado en equilibrio químico. Por ello, uno se ve forzado a definir una asociación mineral como un conjunto de fases minerales en contacto mutuo en una parte químicamente homogénea de la roca. En lámina delgada esto se realiza rellenando una tabla donde se marcan todos los contactos observados entre dos minerales. La tabla 3.I muestra un ejemplo de una roca metamórfica en la que se han identificado los minerales estaurolita, granate, biotita y distena. Todos los contactos entre dos minerales que se han identificado en lámina delgada se han marcado en la tabla con una X. Las observaciones de lámina delgada, resumidas en la tabla 3.I, muestran que los cuatro minerales representan una asociación mine-ral, ya que todos ellos aparecen en contacto mutuo en un punto u otro de la lámina.

Mineral Estaurolita Granate Biotita Distena

Estaurolita X X X X

Granate X X X

Biotita X X

Distena X

Tabla 3.I. Determinación práctica de las asociaciones minerales.

Petrología Endógena 2 Tema 3: Diagramas composicionales y asociaciones minerales estables

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En el transcurso de un proceso metamórfico, algunos de los minerales formados inicial-mente pueden hacerse metaestables al cambiar las condiciones ambientales y reaccionar para formar otra asociación mineral nueva, más estable. Sin embargo, es posible que sobrevivan relic-tos de las asociaciones anteriores y esto es posible deducirlo del estudio de las texturas meta-mórficas. Hay que tener un gran cuidado en el estudio de las texturas para evitar mezclar aso-ciaciones minerales que en realidad representan estados de equilibrio diferentes. Podemos decir que la correcta identificación de la sucesión de asociaciones minerales de una roca, es decir su paragénesis, es el gran “arte” de la petrología metamórfica. Sólo se puede aprender con la expe-riencia.

La figura 3.1 resume algunos de los aspectos prácticos relacionados con la identificación de asociaciones minerales. Se han representado tres rocas hipotéticas compuestas por los mismos tres minerales (estaurolita, biotita y cuarzo) observados en lámina delgada. La textura general de las tres rocas muestra la distribución espacial de los tres minerales en cada una de ellas. La roca A es claramente heterogénea composicionalmente a la escala de la lámina delgada, ya que la parte superior presenta la asociación Qtz+St y la inferior la asociación Qtz+Bt. Las dos partes de la roca tienen composición distinta y no aparece en toda ella la asociación Qtz+Bt+St. En la roca B los tres minerales se encuentran en contacto mutuo dos a dos, por lo que Qtz+Bt+St co-rresponde a una asociación mineral característica de esta roca. Por último, la roca C parece composicionalmente homogénea a escala de la lámina y se identifican contactos St-Qtz y Bt-Qtz, pero ningún contacto Bt-St. Los tres minerales Qtz, St y Bt no forman, por tanto, una asociación mineral en el sentido estricto del término, aunque muchos geólogos la darían por válida.

3.3. La regla de las fases

La mayor parte de las rocas metamórficas son bastante complejas desde el punto de vista quí-mico y están formadas por un número bastante grande de minerales (el ejemplo de la Figura 3.1 es una simplificación). Para entender cómo se han formado, debemos tener una idea de cuántos minerales pueden coexistir en equilibrio en una roca particular como una primera indicación de si la asociación mineral presente es o no una asociación en equilibrio. Esto se puede hacer me-diante la regla de las fases, aplicada a las rocas por primera vez por V.M. Goldschmidt en 1911 en su estudio del metamorfismo de contacto alrededor en la región de Oslo, en Noruega. Goldschmidt fue el primero en reconocer que existía una relación entre la composición química de la roca y la asociación de minerales que desarrolla, lo que para él era indicativo, y luego se

Figura 3.1. Asociaciones minerales en tres rocas dife-rentes. Todas las rocas contie-nen cuarzo, estaurolita y biotita (modificado de Bucher y Frey, 1993, pág.27).


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ha visto que es cierto, de que aquellas rocas habían alcanzado el estado de equilibrio termodi-námico durante el metamorfismo. La regla de las fases se expresa mediante la ecuación

2+−= PCF , (2.1)

donde F, C y P son tres números enteros pequeños. P es el número de fases en el sistema, C el número de componentes y F el número de grados de libertad del sistema. La ecuación (2.1) re-cibe el nombre de regla de las fases de Gibbs. Vamos a ilustrar la regla de las fases y el signifi-cado de fase, componente y grado de libertad usando como ejemplo de sistema químico un recipiente lleno de agua.

3.3.1. La regla de las fases en sistemas sencillos

Podemos convertir el agua líquida en hielo o en vapor cambiando su temperatura o su presión. El hielo, el agua líquida y el vapor son tres constituyentes físicamente separables, es decir tres fases según lo dicho en el epígrafe anterior. Pero como las tres fases tienen la misma composición química, podemos “construirlas” todas ellas a partir de un solo componente quí-mico: H2O. Los componentes son los constituyentes químicos que se necesitan para formar las fases de un sistema. Desde el punto de vista de la regla de las fases lo importante es conocer el número mí-nimo de componentes necesarios para definir todas las fases de un sistema. Por ejemplo, un sistema que contiene andalucita y distena tiene sólo un componente, Al2SiO5, mientras que un sistema con andalucita (Al2SiO5), corindón (Al2O3) y cuarzo (SiO2) necesita un mínimo de dos componentes, Al2O3 y SiO2, para describir las tres fases. Los componentes pueden ser elemen-tos, especies químicas (p. ej. óxidos), minerales, etc1.

La figura 3.2 ilustra el significado de la regla de las fases mediante diversos experimentos sobre un recipiente sellado, lleno de agua, al que le podemos cambiar la temperatura (calentan-do o enfriando el recipiente) y la presión (por medio del pistón situado en la parte superior del recipiente). Las cuatro partes de la figura muestran el recipiente en cuatro condiciones experi-mentales diferentes. Aparecen un máximo de tres fases distintas (agua líquida, hielo y vapor), todas ellas con la misma composición, H2O, por lo que a lo largo de todos los experimentos sólo hay un componente en el sistema (C=1 en la regla de las fases). En la figura se dan también los valores de P, C y F para cada condición experimental, así como los valores de la presión y la temperatura del experimento.

En la figura 3.2a el sistema está a una temperatura de 30° C y a una presión de 100 kPa (un bar, aproximadamente la presión atmosférica). En estas condiciones el sistema contiene sólo una fase, agua líquida. Por tanto, P=1 en la ecuación (2.1). De esta ecuación se sigue que F=2, por lo que el sistema tiene dos grados de libertad. ¿Qué significa esto? Que es posible cambiar tanto la presión como la temperatura en una cantidad pequeña y el número de fases en el sistema no cambia. Si aumentamos la temperatura a 31° C o la disminuimos a 29° C (manteniendo la pre-sión constante), el contenedor seguirá teniendo sólo agua líquida. Si aumentamos la presión a 110 kPa o la disminuimos a 90 kPa (manteniendo la temperatura constante), el contenedor se-

1 Hay que insistir que el número de componentes que entra en la regla de las fases es el número mínimo estrictamente necesario para describir el sistema. Una roca con andalucita y sillimanita la podemos describir en términos de sus elementos constituyentes (Al, Si y O), en términos de los óxidos constituyentes (Al2O3 y SiO2) o en términos del compo-nente Al2SiO5 (que coincide con la fórmula química de la andalucita y la sillimanita). En el primer caso necesitamos tres componentes para describir el sistema, dos en el segundo y uno sólo en el tercero. Como todas las fases del sistema se pueden describir con un sólo componente, Al2SiO5, el número de componentes que debemos usar en la regla de las fases para este sistema es de uno.


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guirá teniendo sólo agua líquida. Temperatura y presión pueden variarse independientemente sin que el sistema sufra un cambio en el número de fases. Se dice que el sistema es divariante.

Figura 3.2. Experimentos en el sistema mo-nocomponente H2O. Un recipiente lleno de agua (que tiene la posibilidad de variar su presión interna por medio de un pistón) se somete a condiciones diferentes de presión y temperatura, lo que hace que el número de fases en equilibrio cambie. A la derecha de cada recipiente se muestran los valores espe-cíficos de temperatura y presión a los que se ha realizado el experimento, así como el nú-mero de fases, componentes y grados de li-bertad. La descripción completa se da en el texto (tomada de Mason, 1990, pág.29).

En la figura 3.2b el sistema contiene dos fases, agua líquida y hielo. Por tanto P=2 y la ecuación (2.1) nos dice que F=1. El sistema es univariante. En este caso un pequeño cambio en la temperatura o la presión provoca un cambio fundamental en el sistema, reduciendo el número de fases de dos a una. Un aumento de la temperatura a 1° C, manteniendo la presión constante a 100 kPa, hará que el todo el hielo se funda. Una disminución de la temperatura a -1° C provoca-rá que toda el agua líquida se congele. Del mismo modo, un aumento de la presión a 110 kPa, manteniendo la temperatura constante a exactamente 0° C, hará que el hielo se funda y una disminución de la presión a 90 kPa hará que toda el agua se congele. Sólo si variamos a la vez y de la forma apropiada la presión y la temperatura conseguiremos que el sistema siga teniendo dos fases, agua líquida y hielo.

En la figura 3.2c el sistema también contiene dos fases, esta vez agua líquida y vapor, y por lo tanto es univariante. Si en estas condiciones aumentamos la temperatura a 101° C, mante-niendo la presión a 101.3 kPa, convertiremos toda el agua en vapor, mientras que si disminui-mos la temperatura a 99° C haremos que todo el vapor condense para formar agua líquida. Un aumento de la presión a 102.3 kPa hará que todo el vapor condense, si mantenemos la tempera-tura a 100° C, y un descenso de la presión a 100.3 kPa hará que toda el agua se transforme en vapor. Si disminuimos la temperatura a 99° C, sólo seguiremos teniendo dos fases si simultá-neamente disminuimos la presión a 97.9 kPa. Y si decidimos aumentar la temperatura a 101° C deberemos aumentar también la presión a 105.0 kPa para seguir teniendo dos fases en el siste-ma. Es decir, para una temperatura dada, la presión está fijada de antemano y no la podemos variar sin hacer que una de las fases desaparezca. Esto es lo que significa estrictamente que el sistema sea univariante.

La figura 3.3 muestra las relaciones entre el agua líquida, el hielo y el vapor en un diagra-ma presión-temperatura. En él puede verse que los estados divariantes del sistema (cuando sólo hay una fase presente), están representados por áreas en el gráfico. Los estados univariantes están representados por curvas que separan entre sí los campos divariantes. Finalmente, hay además un punto invariante (o punto triple) en el cual hielo, agua líquida y vapor coexisten en equilibrio. La temperatura y la presión de este estado son únicas y cualquier cambio en cual-


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quiera de ellas hará que una o dos fases desaparezcan. El gráfico de la figura 3.3 se denomina diagrama de fases, porque en él se plasman las relaciones entre las diferentes fases de un siste-ma.

Figura 3.3. Diagrama PT que muestra las fases del sistema monocomponente H2O desde -20° C a 140 ° C y desde 0 kPa a 110 kPa. La presión a la que el hielo y el agua líquida coexisten en equilibrio dis-minuye muy rápidamente al aumentar la tempera-tura (unos 10000 kPa por cada grado centígrado), por lo que la curva univariante para el hielo y el agua líquida es a todos los efectos vertical (isoter-ma) en este diagrama. Los tres puntos con flechas indican las condiciones de presión y temperatura de los experimentos de la figura 3.1a-c. Los valores de presión y temperatura para los que sólo hay una fase pertenecen a campos divariantes. El conjunto de valores de P y T que permiten la coexistencia de dos fases definen las curvas univariantes y los va-lores específicos de P y T para los que coexisten las tres fases, agua líquida, hielo y vapor, es el punto invariante o punto triple.

Las conclusiones que podemos extraer del ejemplo del recipiente con agua para el comporta-miento de un sistema monocomponente son:

(1) Una fase única puede existir sobre un rango de presiones y temperaturas. Este sis-tema monocomponente con una sola fase se dice que tiene dos grados de libertad porque es posible, dentro de unos límites, variar independientemente su tempera-tura o su presión sin cambiar el número de fases presentes.

(2) Dos fases sólo pueden coexistir en equilibrio en un sistema monocomponente a una única temperatura para cada valor de la presión. Mientras coexisten las dos fases, el sistema tiene un solo grado de libertad, porque cualquier cambio en, por ejemplo, la temperatura implica un cambio en la presión para mantener la coexistencia de las dos fases.

(3) Tres fases sólo pueden coexistir en equilibrio en un sistema de un componente a una única presión y una única temperatura. Mientras coexisten las tres fases, el sis-tema no tiene ningún grado de libertad y cualquier cambio en la presión o la tempe-ratura provocará que desaparezca una o más fases del sistema.

3.3.2. La regla de las fases en sistemas metamórficos

Imagínate que recoges al azar una roca de un terreno metamórfico. Lo más probable es que esa roca pertenezca a una zona mineral. Mucha casualidad sería que la roca estuviera situada justo en un límite de zona mineral (una “isograda”). Visto esto mismo de otro modo. Cierra los ojos y marca con un lápiz un punto sobre el diagrama PT de la figura 3.3. Los más probable, con mu-


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chi, es que el punto pertenezca a un campo divariante; raro sería acertar (sin mirar, claro) sobre una curva univariante y mucho más que el punto coincidiera con el punto invariante. Es decir, la situación más común es divariante (F=2), lo que significa, como hemos visto, que la presión y la temperatura pueden variarse independientemente (en un rango de valores limitado, por su-puesto) sin que cambie el número de fases del sistema. En sistemas naturales complejos como las rocas metamórficas, además de las variables P y T suele haber una serie de variables compo-sicionales (la composición de muchos minerales no es fija sino que puede cambiar dentro de unos límites), por lo que el número de grados de libertad suele ser mayor de dos (F>2). Como ya Goldschmidt puso de manifiesto, la presencia de determinadas asociaciones de minerales que se repiten en muchos terrenos metamórficos de todo el mundo apoya la tesis de que F>2, ya que tales asociaciones es mucho más probable que representen condiciones donde la presión P, la temperatura T y la composición X pueden variar independientemente (áreas en el campo) que puntos sobre un límite de zona mineral (líneas en el campo).

La regla de las fases mineralógica

Por tanto, si F≥2 representa las condiciones más comunes en las que podemos “sorprender” a una roca metamórfica, podemos ajustar la regla de las fases de acuerdo con este nuevo conoci-miento:

22 ≥+−= PCF

CP ≤ . (2.2)

Esta regla de las fases simplificada nos dice que, en la situación más común para una roca me-tamórfica (que haya alcanzado el equilibrio), el número de fases es igual o menor que el número de componentes. Esta versión simplificada de la regla de las fases se denomina regla de las fases mineralógica de Goldschmidt o, simplemente, regla de las fases mineralógica. Es muy útil para evaluar si una roca ha alcanzado el equilibrio. Para poder hacer esto, sin embargo, debemos por supuesto conocer el número de componentes del sistema, lo que vamos a discutir en breve.

Por el momento, imaginemos que ya hemos determinado el número de componentes C de la roca. Tres posibilidades se abren ante nosotros:

1. P=C. Esta es la situación divariante estándar. La roca representa probablemente una asocia-ción mineral de equilibrio dentro de una zona metamórfica. Para algunos autores la regla de las fases mineralógica es P=C.

2. P<C. Esta es la situación normal para rocas con minerales que admiten soluciones sólidas (es decir, minerales con una composición química variable). Por ejemplo, las plagioclasas las podemos formar a partir de dos componentes: albita y anortita. Pero como sabemos, eso no quiere decir que en una roca tengamos dos fases (albita por un lado y anortita por otro), sino que estos dos componentes se combinan para dar lugar a una sola fase, la plagioclasa. Como vamos a ver enseguida, se pueden combinar componentes que se sustituyen mutua-mente en un solo componente. Esto tiene el efecto de reducir C de modo que P=C vuelve a ser la situación estándar.

3. P>C. Esta es una situación más interesante y para que ocurra una de las tres posibilidades siguientes tiene que ser la responsable.

a. F<2. En otras palabras, la roca ha sido recogida en un punto que pertenece a una curva univariante (límite de zona mineral o isograda) o a un punto invariante. La regla de las fases (ec. 2.1) nos dice que si F disminuye en uno, P aumenta en una unidad. En


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un sistema monocomponente como el agua (figura 3.3) esperamos encontrar sólo una de las tres fases (agua líquida, vapor o hielo). Únicamente en condiciones especiales, univariantes, encontraremos juntos, por ejemplo, agua líquida y hielo o agua líquida y vapor. Aun más, las tres fases coexisten de forma estable en un único punto, el punto triple (0 °C y 0.61 kPa).

b. No se ha alcanzado el equilibrio. La regla de las fases sólo se puede aplicar a sis-temas en equilibrio. Si no se ha alcanzado el equilibrio, el número de minerales que una roca puede contener es ilimitado. Considérese, por ejemplo, una grauvaca forma-da por fragmentos de diferentes rocas en una matriz, derivada de una fuente en la que se está produciendo una erosión rápida. En esta roca podemos encontrar docenas de minerales, pero no están en equilibrio mutuo. En las rocas ígneas y metamórficas tie-nen lugar reacciones retrógradas que no llegan a finalizar, de forma que somos capaces de ver tanto los productos como los reactantes. Casos típicos en son las biotitas par-cialmente cloritizadas, los piroxenos parcialmente convertidos en anfíbol o las plagio-clasas parcialmente sericitizadas. Podemos evitar esta situación en la que P>C simple-mente ignorando estas “alteraciones” parciales y teniendo en cuenta sólo el mineral inicial (la biotita, el piroxeno y la plagioclasa en el ejemplo anterior), que refleja las condiciones a presiones y temperaturas mayores.

¿Como podemos diferencias entre las situaciones (a) y (b). En ambos casos se trata de reacciones que no han finalizado, pero en el primero existe equilibrio entre todas las fases (se han formado a la misma P y T) y en el segundo no (se han formado a distinta P y T). Puede ser difícil distinguirlos, pero normalmente las texturas saldrán en nuestra ayuda. Si no son las texturas, el reconocer dos minerales que tienen unos rangos de es-tabilidad muy distintos puede ayudar a distinguir la situación (b) de la (a).

c. No hemos elegido bien el número de componentes. Esta posibilidad puede pare-cer tonta, pero es un problema bastante común. No basta con analizar químicamente una roca y asumir que cada óxido es un componente. Esta forma de proceder daría de-cenas de componentes por cada roca, incluyendo todos los elementos traza. Con el ob-jetivo de analizar una roca metamórfica desde el punto de vista termodinámico, es ne-cesario limitar el número de componentes y fases con los que vamos a trabajar. Una manera normalmente acertada de elegir los componentes es seleccionando aquellos que desempeñan un papel importante en la asociación mineral de equilibrio. ¿Cuáles son éstos? Tres reglas nos permiten reducir con seguridad el número de componentes y quedarnos sólo con los que intervienen activamente en la composición de la asocia-ción mineral de equilibrio. Estas son:

i. Los componentes que aparecen en una sola fase no hace falta tenerlos en cuenta, siempre y cuando ignoremos también dicha fase. Por ejemplo, ZrO2 es normal que sólo forme circón, Na2O puede aparecer asociado únicamente a la albi-ta y P2O4 al apatito, etc. En estos casos, a la hora de contar el número de componentes de la roca, no debemos tenerlos en cuenta, ni tampoco la fase correspondiente en el cómputo del número de minerales que posee la roca.

ii. Los componentes que no son suficientemente abundantes como para formar minera-les independientes no hace falta tenerlos en cuenta. Esta regla se aplica a los elementos traza de una roca, siempre y cuando su concentración sea lo sufi-cientemente bajo como para no afectar a la estabilidad de los minerales pre-sentes. La cantidad del elemento traza en cuestión, que no forma un mine-ral independiente, se puede añadir a la del elemento mayor al que sustitu-


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ye. Por ejemplo, Ni2+ y Co2+ pueden añadirse al Fe2+ en los minerales ferro-magnesianos, y el Ba2+ al Ca2+ en los carbonatos.

iii. Los componentes “perfectamente móviles” no hace falta tenerlos en cuenta. Un componente móvil es aquel que pertenece a la fase fluida (como H2O y CO2) o que se disuelve fácilmente en la fase fluida y puede ser transportado por ella (como Na+, Cl−, etc.). La concentración de esos componentes está controlada por factores externos a la roca y normalmente se ignoran cuando se calcula C, el número de componentes de la regla de las fases mineralógi-ca. Para comprender por qué nos vamos a ayudar de un siguiente ejemplo.

Componentes perfectamente móviles

Consideremos el sistema metamórfico simple formado por periclasa (MgO), un fluido acuoso (H2O) y brucita (Mg(OH)2). Cómo tratemos este sistema depende de que el agua sea perfecta-mente móvil o no.

Primero supongamos que el agua es perfectamente móvil y que seguimos esta regla e ig-noramos el componente H2O. Si no tratamos un constituyente como componente, tampoco po-demos considerar la fase en cuestión, de manera que vamos a ignorar también el agua como fase (¡ojo!, no es lo mismo el componente H2O que la fase agua, que también tiene la fórmula quími-ca H2O). Esto no supone ningún problema mental porque, de cualquier manera, el agua ya no está presente cuando recogemos la roca en el campo. La siguiente reacción puede ocurrir en nuestro sistema: MgO + H2O → Mg(OH)2, escrita de forma retrógrada como se produciría cuan-do una roca metamórfica se enfría e hidrata después del pico térmico. Si empezamos con peri-clasa a una temperatura superior a la de la reacción anterior, tenemos que P=1 (no contamos el agua) y C=1 (MgO), de manera que se cumple la regla de las fases mineralógica, P=C. Conforme enfriamos la roca hasta la temperatura de la curva univariante definida por la reacción anterior (Figura 3.4), la periclasa reacciona con el agua para formar brucita. Justo sobre la curva invariante (a la presión y la temperatura de la reacción), tenemos periclasa coexistiendo con brucita, de manera que P>C y F=1 (la segunda de las razones expuestas arriba para violar la regla de las fases mineralógica). A temperaturas por debajo de la curva toda la periclasa se habrá consumido por la reacción con el agua y la brucita será la única fase presente. En esta situación tenemos de nuevo P=1 y C=1.

Por “perfectamente móvil” se quiere decir que el H2O se comporta como si pudiéramos añadirla en la cantidad que necesitemos y que siempre va a sobrar después de finalizada la re-acción. El agua en los poros de la roca metamórfica es simplemente un reservorio que asumi-mos que esta en suficiente cantidad para permitir que el Mg, que es inmóvil, pueda existir en forma de periclasa o brucita, dependido de las condiciones de presión y temperatura.

Imaginemos la Figura 3.4 como el área de un terreno metamórfico y la curva de reacción como una isograda. Para cualquier muestra típica que cojamos en dicha área tenemos que P=1 (puesto que ignoramos el H2O y de cualquier forma ya no está presente el agua en la roca) y P=C de acuerdo con la regla de las fases mineralógica. Sólo si recogemos una muestra no típica, justo sobre la curva de reacción, tendremos P>C.

Si el agua no es perfectamente móvil, debemos tratar el sistema de forma diferente. En este segundo caso, el agua ya no está en la cantidad que nosotros queramos y puede llegar a ser un factor limitante de la reacción periclasa+agua→brucita. Imaginemos que volvemos a enfriar la roca hasta la curva univariante, pero ahora el agua está en cantidad limitada (o no es libre de moverse y alcanzar los puntos donde se está produciendo la reacción). Sobre la curva univarian-


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te la periclasa reaccionará con el agua disponible. En condiciones de equilibrio cualquier reac-ción que involucra más de un reactante procede hasta que uno de los reactantes se agota. En este caso, la reacción periclasa+agua→brucita se producirá hasta que bien la periclasa o bien el agua se agoten. En cuanto uno de ellos se agota, el otro ya no tiene con qué reaccionar. Ambos reactantes se agotarán a la vez sólo en el muy especial caso en que estén en la misma proporción molar (ya que se trata de una reacción 1:1). Si el agua no es perfectamente móvil (y su cantidad está limitada), se consumirá antes que la periclasa y el exceso de periclasa será estable incluso dentro del campo de estabilidad de la brucita. Podemos por tanto concluir que la periclasa puede ser estable en cualquier parte del diagrama de la Figura 3.4 siempre y cuando el agua esté presente en cantidad insuficiente para hacer que la transformación de la periclasa a brucita se complete. Por tanto, en sistema deficitarios en H2O es posible encontrar brucita y periclasa coexistiendo en condiciones a la izquierda de la curva univariante de la Figura 1.4. En este caso, con el agua insuficientemen-te móvil, tenemos que P=2 (brucita y periclasa) sobre un rango muy amplio de presiones y tem-peraturas (no sólo sobre la curva univariante). Pero ahora C=2 (MgO y H2O), ya que el agua no es perfectamente móvil y es un factor limitante de la reacción. Por tanto, P=C y la regla de las fases mineralógica se sigue cumpliendo. A la derecha de la curva parece que sólo hay una fase, la periclasa, pero como ahora el agua no es perfectamente móvil y hemos contado el H2O como un componente, también tenemos que contar el agua como una fase (la fase fluida). Es decir, en cualquier punto del diagrama de la Figura 3.4 (a excepción, por supuesto, de los que pertenecen a la curva univariante) esperamos encontrar dos fases, no una: brucita+periclasa a la izquierda de la curva de reacción (si el agua no es perfectamente móvil) y periclasa+agua a la derecha.

2000

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

300 400 500 600 700

Temperatura (ºC)

Brucita

Periclasa+HO2Brucita

Periclasa

ABPresión (GPa)

Mg(OH)2

MgO

Figura 3.4. Diagrama de fases PT que ilustra la reacción brucita → periclasa + agua. La flecha horizontal marca la pauta de enfriamiento que consideramos en el ejemplo que se describe en el texto (tomada de Winter, 2001, pp. 480).

¿Cómo podemos saber cuál de las dos opciones es la correcta? La roca nos lo tiene que decir. Recordad que la regla de las fases (incluida la regla de las fases mineralógica) no debe usarse como una herramienta predictiva y no les dice a las rocas como comportarse. Se trata de una herramienta interpretativa que se usa para entender cómo se comportan las rocas. Si en el campo observamos sólo rocas con una fase (siguiendo con el ejemplo anterior), es decir, con periclasa o con brucita, pero no con las dos, entonces algún componente tiene que ser móvil y la movilidad,


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cuando se da, suele estar relacionada con la fase fluida (en este caso el agua). Si, por el contra-rio, observamos en el campo también rocas con dos fases (periclasa y brucita), es muy improba-ble que todas ellas pertenezcan a la curva univariante y habrá que pensar en incluir como com-ponente la fase fluida para aplicar correctamente la regla de las fases.

Durante el metamorfismo isoquímico los únicos componentes que suelen ser móviles son los que forman parte de la fase fluida. Sin embargo, en el metamorfismo aloquímico (metasoma-tismo), muchos componentes pueden ser perfectamente móviles. Los fluidos que participan en las transformaciones metasomáticas pueden disolver y transportar casi cualquier especie silica-tada, dejando en ocasiones como inmóvil tan sólo un componente, dando lugar a rocas mono-minerales. En las áreas donde se ha producido metasomatismo son muy comunes estas rocas formadas por un solo mineral. El resto de los componentes que formaban originalmente la roca han sido movilizados por el fluido metasomatizante y precipitados en otros lugares. Vemos, por tanto, como la aplicación de la regla de las fases mineralógica nos lleva a la importante conclu-sión de que las rocas formadas por una sola fase han sufrido importante procesos metasomáti-cos.

Variables totales y variables independientes (grados de libertad)

De las tres variables que entran en la ecuación que define la regla de las fases (ec. 2.1), C, el nú-mero de componentes, puede considerarse la variable “independiente”, en el sentido de que es la variable que podemos fijar en el momento que preparamos un experimento o la que controla cuantas fases pueden aparecer en una roca de una composición dada (una vez que hemos deci-dido cuál es el número correcto de componentes, tal y como hemos explicado en el apartado anterior). Podemos decidir hacer un experimento con un número determinado de componentes (como los ingredientes de una receta de cocina) pero, hecha esta decisión, el número de fases pre-sentes vendrá dado por las condiciones del experimento y el número de grado de libertad para esas condi-ciones. Pero, ¿cuáles son los valores máximo y mínimo que pueden adoptar F y P en un sistema de C componentes, donde C esta fijado de antemano? El valor mínimo de F, el número de grado de libertad, es cero, ya que no tiene sentido un número negativo de grados de libertad. Del mismo modo, el número mínimo de fases en un sistema es de uno, puesto que un sistema con cero fases no es ni siquiera un sistema. ¿Y los valores máximos de F y P? Estos los podemos obtener de la propia regla de las fases. Para F=0, la ecuación (2.1) nos dice que el número de fases es P=C+2. Este es el número máximo de fases en un sistema de C componentes, ya que con-forme el número de grados de libertad aumenta, el número de fases disminuye y 0 es el valor más pequeño que puede tomar F:

11 Si

13 Si

2 Si

11 Si

20 Si

=⇒+=

−=⇒=

=⇒=

+=⇒=

+=⇒=

PCF

CPF

CPF

CPF

CPF

�

(2.3)

Las ecuaciones (2.3) ponen de manifiesto que conforme aumenta el número de grado de liber-tad, el número de fases disminuye. Cuando P=1, que es el número mínimo de fases que un sis-tema puede tener, de la regla de las fases deducimos que F=C+1. Por tanto, C+1 es el número máximo de grados de libertad que puede tener un sistema de C componentes. La tabla 3.II re-sume toda esta información.


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Tabla 3.II. Número mínimo y máximo de fases y grados de liber-tad en un sistema de C componentes.

Número de fases Número de grados de libertad

Mínimo 1 0

Máximo C+2 C+1

Una consecuencia inmediata de la regla de las fases y de la discusión previa es que, en términos generales, las asociaciones minerales con un gran número de fases tendrán pocos gra-dos de libertad. En consecuencia, el rango de condiciones bajo el cual la asociación se ha podido formar será bastante pequeño. Esto es importante, como veremos más adelante, para calcular las condiciones de P y T a las que una roca se ha formado.

Aunque presión y temperatura son dos variables muy importantes en el metamorfismo, no son las únicas. La composición de la mayor parte de los minerales metamórficos también es va-riable debido al efecto de las soluciones sólidas. Con independencia del número posible de sus-tituciones químicas entre los minerales de una roca particular, el número de grados de libertad calculado mediante la regla de las fases siempre nos indica el número total de variables que se pueden cambiar independientemente (denominadas, por ello, variables independientes). Una cosa es el número de variables totales y otra muy diferente el número de variables independien-tes, es decir, aquellas que pueden tomar valores unas independientemente de las otras. Veamos esto con un ejemplo.

Consideremos una asociación formada por las cinco fases siguientes: mica blanca + cuarzo + distena + feldespato alcalino + fluido acuoso, en la cual tanto la mica como el feldespato son soluciones sólidas intermedias entre los miembros extremos con K y Na (tabla 3.III).

Tabla 3.III. Sistema formado por las fases mica blanca + cuarzo + distena + feldespato alcalino + fluido acuoso en el cual tanto la mica como el feldespato son soluciones sólidas.

Mineral Fórmula Composición fija/variable

Mica (Na,K)Al3Si3O10(OH)2 Variable entre moscovita, KAl3Si3O10(OH)2 y para-gonita, NaAl3Si3O10(OH)2

Cuarzo SiO2 Fija

Distena Al2SiO5 Fija

Feldespato (Na,K)AlSi3O8 Variable entre ortosa, KAlSi3O8 y albita, NaAlSi3O8

Fluido H2O Fija

Este sistema de cinco fases se puede construir a partir de cinco componentes: Na2O, K2O, H2O, SiO2 y Al2O3. Por la regla de las fases, ecuación (2.1), el sistema tiene dos grados de liber-tad (C=5, P=5 → F=5-5+2=2). Pero tenemos cuatro variables: P, T, la composición del feldespato y la composición de la mica. Esto significa que sólo dos variables (de las cuatro) pueden variarse independientemente, mientras que las otras dos, las variables dependientes, toman valores dictados por los valores que toman las variables independientes. Es decir, cualquier mezcla de estas cinco fases que sea sometida a unas mismas condiciones de presión y temperatura (varia-bles independientes que hemos fijado) tendrá la misma composición de la mica y el feldespato cuando se alcance el equilibrio.


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Supongamos que quitamos la distena del sistema. El sistema sigue teniendo cinco compo-nentes, pero ahora sólo cuatro fases, por lo que el número de grados de libertad ha aumentado a tres. A una presión y temperatura específicas, todavía queda un grado de libertad. Como la composición de la mica y el feldespato son variables, pero sólo queda un grado de libertad, esto significa que los la cantidad de Na y K en la mica y el feldespato están relacionados y no pue-den variar independientemente la una de la otra. Para los valores específicos de P y T elegidos, sólo una composición de feldespato puede coexistir con una composición dada de mica, y vice-versa.

3.4. Diagramas de fases composicionales

Una vez que se ha identificado la asociación mineral de una roca, resulta conveniente represen-tar gráficamente sobre un diagrama la composición química de todos los minerales que compo-nen la asociación. Tal representación recibe el nombre de diagrama de fases composicional o, más breve, diagrama composicional.

Los diagramas de fases composicionales muestran gráficamente la composición de los mi-nerales y las relaciones topológicas entre las asociaciones minerales. Las variables que se usan para construir estos diagramas son las concentraciones de los diferentes componentes. Todas las demás variables que definen los minerales que forman la asociación de equilibrio, como la pre-sión y la temperatura, deben mantenerse constantes. Es decir, los diagramas composicionales son diagramas isotérmicos e isobáricos. Al fijar P y T, el número de grados de libertad de los sistemas representados en estos diagramas está reducido en dos y la regla de las fases se expresa como

F=C−P (regla de las fases para diagramas composicionales)

Como su nombre indica, los diagramas composicionales representan gráficamente composicio-nes, tanto de minerales individuales como de rocas, y lo suelen hacer en términos de las frac-ciones molares de una serie de componentes.

3.4.1. Número de moles, fracción molar y línea de fracciones molares

Cuando se construye un diagrama composicional, es conveniente trabajar con número de moles o fracciones molares, en lugar de con porcentajes en peso. La mayor parte de los diagramas composicionales utilizan como variables el porcentaje en moles o las fracciones molares de los componentes. Por ejemplo, el mineral forsterita, Fo, (el olivino que sólo tiene magnesio en su estructura), está formado por un 42.7% en peso de SiO2 y un 57.3% en peso de MgO. El número de moles y las fracciones molares para este mineral se calculan de la siguiente forma:

SiO2: 42.7/60.1= 0.71 (número de moles de SiO2 por cada 100 g de Fo).

MgO: 57.3/40.3= 1.42 (número de moles de MgO por cada 100 g de Fo).

La forsterita tiene una relación MgO/SiO2 de 1.42/0.71=2. Tiene 2 moles de MgO por cada mol de SiO2. Su composición se puede escribir indistintamente como Mg2SiO4, 2(MgO·SiO2), 66.67% MgO + 33.33% SiO2, o 2/3 MgO + 1/3 SiO2. Aunque todas esta representaciones son equi-valentes, la última de ellas, la de las fracciones molares, tiene muchas ventajas y es la que se suele usar en la práctica.

La fracción molar del MgO en la forsterita se define como


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667.032

71.042.142.1

122

SiO de moles de numeroMgO de moles de numeroMgO de moles de número

2

MgO ==+

=+

=+

=X

y se trata de una cantidad adimensional al ser el cociente de dos magnitudes iguales (número de moles).

La figura 3.5 muestra la representación gráfica del sistema de dos componentes MgO y SiO2 en un sistema de coordenadas rectangulares1. Los dos componentes MgO y SiO2 definen un “espacio composicional” de dos dimensiones. En este espacio se pueden representar todos aquellos minerales que estén formados por los componentes MgO y SiO2, no sólo la forsterita. La figura muestra la posición de los minerales forsterita, enstatita (ortopiroxeno magnésico) cuarzo y periclasa (óxido de magnesio). Cada uno de estos minerales se representa como un punto sobre el diagrama, cuya posición está dada por los números de moles de MgO (eje x o eje horizontal) y de SiO2 (eje y o eje vertical). En dicho diagrama cada fase puede verse como un vector que une el origen de coordenadas con el punto que representa su composición (en núme-ro de moles). Este vector recibe el nombre de vector de fase y describe unívocamente la compo-sición de cada mineral en el espacio composicional correspondiente.

número de moles de MgO

Línea de fracciones molares

ForsteritaEnstatita

X

+ X

= 1

MgO

SiO2

MgSiO3

vector de fase

SiO2

MgO

XMgOFo

Fo

Per

Per

Qtz

QtzEn

En

Mg SiO2 4

Cuarzo

Periclasa

1

1

0

0

0

1

2

número de moles de SiO

2

Figura 3.5. Diagrama x-y que representa el espacio composicional del sistema de dos componentes MgO-SiO2. Sobre el diagrama se ha representado la composición de cuatro minerales: cuarzo (Qtz), periclasa (Per), Enstatita (En) y Forsterita (Fo) junto con sus vectores de fase. La intersección de estos vectores de fase con la línea XMgO+XSiO2=1 define unos puntos que proporcionan la posición de dichos minerales sobre la línea de fracciones molares (a la derecha en la figura). De un diagrama bidimensional (izquierda), hemos pasado a un diagrama unidimensional (derecha), sin pérdida de información (tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 29).

Pero la composición de cada mineral también puede escribirse en términos de sus fraccio-nes molares. Ya hemos visto que para la forsterita XMgO=2/3 y XSiO2=1/3. Para la enstatita XMgO=1/2 y XSiO2=1/2; para el cuarzo XMgO=0 y XSiO2=1 y para la periclasa XMgO=1 y XSiO2=0. En todos los casos se observa que la suma de las fracciones molares de cada mineral es 1, lo que se expresa mediante la relación general 1SiO2MgO =+ XX . Esta ecuación representa una línea recta

en el diagrama de la figura 3.5, la que conecta el punto (1,0) con el punto (0,1). Los vectores de fase de cada mineral cortan a esta línea en un punto (marcado “En” para la enstatita, “Fo” para la forsterita, “Per” para la periclasa y “Qtz” para el cuarzo). La conclusión que se desprende de

1 Normalmente los sistemas multicomponente se abrevian utilizando la primera letra de cada uno de los componentes y así el sistema MgO-SiO2 se suele denominar MS.


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esta relación geométrica es muy interesante: no es necesario representar la composición de los minerales de un sistema de dos componentes mediante un diagrama bidimensional. Con una sola dimensión basta (es decir, con una línea, como la mostrada en la parte inferior de la figura). Esto es así porque, en realidad, no tenemos dos variables composicionales, sino sólo una, ya que al fijar la fracción molar de MgO, fijamos automáticamente la fracción molar del otro compo-nente, SiO2, pues están conectados por la ecuación 1SiO2MgO =+ XX y de aquí obtenemos que

MgOSiO2 1 XX −= . Sólo una composición es independiente y, para representarla, un diagrama uni-

dimensional es suficiente. Esta línea se denomina línea de fracciones molares y se muestra en la parte inferior de la figura 3.5 para el ejemplo del sistema MgO-SiO2. Si el sistema tiene n componentes en lugar de dos, la ecuación anterior se generaliza a

∑=

==+++n

iin XXXX

121 1ó1� ,

lo que nos indica que el sistema tiene n−−−−1 variable composicionales independientes. Otra pro-piedad de la línea de fracciones molares es que da igual como expresemos la composición de las fases en el diagrama x-y de partida, que su intersección con la línea de fracciones molares es siempre la misma. Por ejemplo, podemos expresar la composición de la enstatita como MgSiO3, Mg2Si2O6, Mg4Si4O12, etc. y todas estas formas tienen el mismo punto de intersección con la línea de fracciones molares, ya que la dirección de un vector no cambia cuando lo multiplicamos por un escalar (nótese que Mg2Si2O6 = 2×MgSiO3, Mg4Si4O12 = 4×MgSiO3).

3.4.2. Triángulo de fracciones molares

El mineral talco está formado por tres óxidos y su composición puede escribirse como Mg3Si4O10(OH)2 o H2Mg3Si4O12. Su composición se puede expresar en el sistema MgO-SiO2-H2O o sistema MSH. Tomando como base 12 oxígenos por cada fórmula unidad, el talco es una fase cristalina formada por 1 mol de H2O, 3 moles de MgO y 4 moles de SiO2. Una representación gráfica del talco sobre un diagrama cartesiano tridimensional se muestra en la figura 3.6.

11

1

0 2

2

2

3

3

4

TalcoMg Si O (OH)3 4 10 2

vector de fase

triángulo defracciones molares

SiO2

H O2

MgO

ΣXi =1

Figura 3.6. Representación gráfica de la composición del talco en un diagrama tridimensional en coordenadas rectan-gulares. Se muestra el vector de fase del talco y el plano definido por la ecuación XMgO+XSiO2+XH2O = 1, denominado triángulo de fracciones molares (tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 31).


78

Los tres componentes MgO, SiO2 y H2O definen un sistema de coordenadas rectangulares con el número de moles de cada componente como variable. El talco se representa en dicho diagrama como un vector de fase con componentes (3,4,1), es decir, MgO=3, SiO2=4 y H2O=1.

El número total de moles en la fórmula unidad del talco es de 8. Para pasar de número de moles a fracciones molares, aplicamos la misma relación que en el caso anterior:

375.083

4133

SiO de molesOH de moles MgO de molesMgO de moles

22

MgO ==++

=++

=X .

Y de la misma forma para los otros dos componentes, para obtener XSiO2=4/8=0.5, XH2O=1/8=0.125, que cumple la condición XMgO+XSiO2+ XH2O=1. La representación gráfica de la composición de talco en forma de fracciones molares está dada por la intersección de su vector de fase con el plano definido por la relación XMgO+XSiO2+ XH2O=1, que es el triángulo gris dibuja-do en la figura con coordenadas XMgO =1, XSiO2 =1 y XH2O=1. Este triángulo recibe el nombre de triángulo de fracciones molares. Una ampliación de dicho triángulo se muestra en la figura 3.7, en el que se han dibujado a intervalos de 0.1 unidades tres conjuntos de líneas paralelas a cada una de las líneas base del triángulo. La intersección de las líneas XMgO=0.375, XSiO2=0.500 y XH2O=0.125 marca el punto donde el vector de fase del talco corta al triángulo de fracciones mo-lares.

X =1MgO

TalcoMg Si O (OH)3 4 10 2

X =1H2OX =1SiO2

0.500

0.375

Intersección delvector de fase conel triángulo defracciones molares

0.125

Figura 3.7. Triángulo de fracciones molares del sistema MSH. La intersección del vector de fase del talco con este triángulo marca un punto cuyas coordenadas son precisamente las fracciones molares de MgO, SiO2 y H2O que definen la composición química del talco (tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 31).

3.4.3. Asociaciones compatibles

Los diagramas composicionales no sólo sirven para representar la composición de las fases de un roca metamórfica, sino también para saber qué fases pueden coexistir en equilibrio para una composición química global de la roca, una presión y una temperatura dadas. Con estos dia-gramas podremos ser capaces de decidir si rocas diferentes tienen una mineralogía diferente porque fueron metamorfizadas bajo condiciones diferentes o porque difieren en su composición química global.


79

La figura 3.8 muestra el diagrama de fase composicional del sistema CaO-SiO2-Al2O3 (sis-tema ACS) y en él aparecen representados los minerales corindón (Crn: Al2O3), aluminosilicatos (representado en el diagrama por la andalucita, And: Al2SiO5), cuarzo (Qtz: SiO2), anortita (An: CaAl2Si2O8), granate de tipo grosularia (Grt: Ca3Al2Si3O12) y wollastonita (Wo: CaSiO3). Los componentes que describen el sistema se representan en los vértices del triángulo de fracciones molares, en este caso CaO, Al2O3 y SiO2. Una de las fases representadas, el cuarzo, coincide con el componente SiO2, ya que la fórmula del cuarzo es precisamente SiO2. Pero no hay que con-fundir el componente SiO2 con la fase Qtz, de composición SiO2. El diagrama de la figura 3.8 ha sido dibujado para una presión y una temperatura arbitrarias, para las cuales el aluminosilicato estable es la andalucita. En dichas condiciones sólo las fases directamente conectadas por líneas (denominadas tie-lines en inglés y que a veces se traduce al castellano por líneas de coordina-ción o líneas de conjugación) pueden coexistir en equilibrio. Dichas líneas dividen el diagrama en regiones triangulares, con una fase distinta en cada uno de los vértices. En el diagrama de la figura las líneas de conjugación dividen el triángulo de fracciones molares en cinco “subtriángu-los”, los definidos por las fases Crn-Grt-And, Grt-An-And, An-And-Qtz, An-Grt-Qtz y Grt-Wo-Qtz. La sola inspección del diagrama composicional no permite reconocer que, a las presiones y temperaturas para las que el diagrama ha sido dibujado, no es posible encontrar una roca con los minerales And-Grt-Qtz o An-Wo-Qtz, lo cual ya es una información muy importante. Las asociaciones minerales que pueden coexistir en equilibrio a una presión y temperatura dadas reciben el nombre de asociaciones compatibles. Dependen, como acabamos de ver, de la com-posición química global de la roca. El diagrama composicional que muestra todas las asociacio-nes compatibles para una P y T dadas recibe el nombre de diagrama de compatibilidad. El que aparece en la figura 3.8 es un ejemplo.

SiO2Al O2 3

WoGrt

And

QtzCrn

An1

3

2

CaO

Figura 3.8. Diagrama composicional del sistema de tres componentes CaO-SiO2-Al2O3, dibujado para una presión y temperatura para las que el aluminosilicato estable es la andalucita. Las líneas que unen dos fases reciben el nombre de tie-lines, líneas de coordinación o líneas de conjugación. Sobre el diagrama se ha representado también la composición química global de tres rocas diferen-tes, numeradas del 1 al 3. Explicación en el texto (tomado de Yardley, 1989, pág. 33).

Pero la utilidad de los diagramas composicionales no acaba aquí. Como hemos dicho, además de composiciones de minerales, sobre estos diagramas se puede representar la compo-sición química global de una roca. En la figura 3.8 se han representado tres rocas, numeradas del 1 al 3, cuyas composiciones respectivas están marcadas por un círculo con una cruz inscrita. Si la roca 1 se metamorfizara a la presión y la temperatura del diagrama, desarrollaría una aso-ciación mineral formada por Grt+An+Qtz, con mucho más granate que anortita y más anortita que cuarzo (ya que la posición de la roca 1 esta cerca del Grt y lejos del Qtz). La roca 2 desarro-llará una asociación de And+Qtz+An, con un porcentaje de And y Qtz bastante similar y muy


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poca anortita, ya que se trata de una roca con muy poco Ca. Por último, la roca 3 se sitúa sobre una línea de conjugación, la que une el cuarzo con la anortita y, por tanto, sólo desarrollará estos dos minerales (con más anortita que cuarzo). Salvo para el caso particular de que la com-posición química global de una roca coincida con una tie-line, cualquier otra composición global producirá, en sistemas de tres componentes, asociaciones minerales con tres fases.

3.4.4. Diagramas composicionales y número de componentes

Lo dicho en el apartado precedente es válido para sistemas de tres componentes, cuya re-presentación es triangular. En los sistemas de dos componentes, que como hemos visto se re-presentan sobre la línea de fracciones molares, el equivalente de las tie-lines de los diagramas triangulares son puntos que separan segmentos de línea donde son estables dos fases (en lugar de tres fases, como hemos visto en los diagramas triangulares). Por otro lado, los sistemas de cuatro componentes dan lugar a diagramas de fases composicionales con forma de tetraedro (un ejemplo aparece más adelante, en la figura 3.10). En estos diagramas las asociaciones minerales de equilibrio están formadas por cuatro fases, que ocupan los vértices de regiones tetraédricas dentro del diagrama. Dichas regiones están separadas unas de otras por planos (las caras de esos tetraedros) que son el equivalente de las tie-lines de los diagramas triangulares.

En resumen: en un espacio de n dimensiones podemos representar gráficamente sistemas con n+1 componentes. Dichos diagramas n-dimensionales están divididos internamente por elementos (n-1)-dimensionales (puntos, líneas, planos, etc., denominados genéricamente “hi-perplanos”) que separan regiones n-dimensionales donde coexisten en equilibrio n+1 fases dis-tintas.

No es posible visualizar gráficamente en el espacio tridimensional sistema de 5 o más componentes. A pesar de esta limitación, que luego veremos como evitarla en parte, los dia-gramas de composicionales permiten presentar de forma gráfica una gran cantidad de informa-ción petrogenética.

3.4.5. Cómo representar sistemas con más de cuatro componentes: el método de la proyección

En un triángulo de fracciones molares se puede representar cualquier sistema de tres compo-nentes (el caso mostrado del sistema MgO-SiO2-H2O es sólo un ejemplo). Sin embargo, la mayor parte de las rocas necesitan más de tres componentes para describir satisfactoriamente las rela-ciones entre todos sus minerales. Pero entonces tenemos el problema de representar gráfica-mente el diagrama composicional correspondiente a tal sistema. Por ejemplo, un sistema de 8 componentes necesita una figura de 7 dimensiones. Como esto es imposible, se utiliza el “truco” de proyectar el diagrama de fases sobre un espacio de menos dimensiones. El método de la proyección sirve para reducir el número de componentes de un diagrama composicional y se basa en el siguiente principio:

Si una fase (mineral o fluido intersticial) esta en exceso, se puede proyectar la com-posición del resto de las fases del sistema desde dicho polo sobre uno de los hiperpla-nos del diagrama composicional.

Las fases que están en exceso son aquellas que aparecen en todas las rocas de una compo-sición dada. Para ilustrar el concepto de proyección, vamos a seguir utilizando el diagrama composicional correspondiente al sistema MSH anterior. Se trata de un sistema de tres compo-


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nentes y ya hemos visto (figura 3.7) que el diagrama composicional correspondiente es triangu-lar (el triángulo de fracciones molares). En la tabla 3.IV se da la composición de varias de las fases que pueden aparecer de forma natural en el sistema MSH. Estas son: brucita Mg(OH)2, antigorita Mg3Si2O5(OH)4 (que es una variedad de serpentina), forsterita Mg2SiO4 (que es el oli-vino que sólo tiene magnesio), enstatita Mg2Si2O6 (un piroxeno magnésico), talco Mg6Si8O20(OH)4, cuarzo SiO2 y periclasa MgO, además de una fase fluida acuosa, H2O. La parte superior de la figura 3.9 es la representación gráfica de estos minerales sobre el triángulo de fracciones molares.

Pensemos ahora en la situación en la que uno quiere analizar y discutir las relaciones de fase entre los minerales representados en la figura 3.9 en aquellas situaciones geológicas en las que existe un fluido acuoso intergranular en equilibrio con los minerales de la roca. La presen-cia de agua en exceso permite proyectar la composición de los minerales desde el polo del H2O sobre la línea que define la base del triángulo MgO-SiO2-H2O, que es la línea MgO-SiO2.

SiO2

SiO2

H O2

MgO

Diagrama MSH

Diagrama proyectado MS

Siempre hay que indicardesde qué componentese ha hecho la proyección

MgO

Forsterita CuarzoPericlasa

Brucita

Antigorita

Talco

Fluido

Fo Ang TlcPerBrc

QtzEn

Enstatita

+H O2

Figura 3.9. Ilustración del método de la proyección para reducir el número de componentes representados en un diagrama de fases composicional (modificado de Bucher y Frey, 1993, pág. 34).

Si imaginamos que nos situamos en el vértice del H2O, lo que veríamos desde allí es lo que se representa en la parte inferior de la figura 3.9, que es un diagrama composicional proyecta-do en el que sólo se representan explícitamente dos de los tres componentes originales. La posi-ción de los minerales sobre esta línea está expresada únicamente en términos de las fracciones molares de MgO y SiO2, y el H2O no interviene para nada. La posición de cada mineral sobre el diagrama proyectado se puede calcular a partir de las fracciones molares (parte central dela tabla 3.IV) simplemente borrando la línea correspondiente a la fase desde la que se proyecta (H2O en nuestro caso), y renormalizando a 1 los valores restantes.

Por ejemplo, el talco, al eliminar la linea correspondiente al agua queda como SiO2 = 0.50 y MgO = 0.37. Pero 0.50 + 0.37 = 0.87, luego recalculando a 1.00 obtenemos SiO2 = 0.50×1.00/0.87 = 0.44 y MgO = 0.37×1.00/0.87 = 0.56, que son los valores que aparecen en la última parte de la tabla 3.IV. Esta es la forma de proceder siempre que se proyecte desde una fase que coincida con uno de los vértices del diagrama composicional, independientemente del número de componentes del sistema.


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Pero no hay que olvidar (y esto es muy importante) que tal proyección sólo se puede reali-zar si el componente desde el que se proyecta (en este caso H2O) está presente como una fase de composición fija en todos las rocas cuya mineralogía estamos representando. El diagrama pro-yectado, que se muestra en la parte inferior de la figura 3.8, no puede usarse en aquellas situa-ciones en las que no hay un exceso de agua. Del mismo modo, una hipotética proyección desde el polo de la periclasa (MgO) sobre el sistema binario SiO2-H2O sólo podría hacerse si la pericla-sa estuviera presente en todas las rocas estudiadas. Por todo ello, es obligatorio escribir la fase desde la que se ha realizado la proyección junto al diagrama proyectado resultante, como se ha hecho en la figura 3.9. En sistemas simples como este las fases desde las que se proyecta suelen coincidir con uno de los componentes del sistema, pero en sistemas más complejos, como el que vamos a ver a continuación, no tiene por que ser así.

Tabla 3.IV. Composición de varias fases en el sistema MSH.

Número de moles

Fo Brc Tlc Atg En Qtz Per Fluido

SiO2 1 0 4 2 2 1 0 0 MgO 2 1 3 3 2 0 1 0 H2O 0 1 1 2 0 0 0 1 Suma 3 2 8 7 4 1 1 1

Fracciones molares


SiO2 0.33 0.00 0.50 0.29 0.50 1.00 0.00 0.00 MgO 0.67 0.50 0.37 0.43 0.50 0.00 1.00 0.00 H2O 0.00 0.50 0.13 0.29 0.00 0.00 0.00 1.00 Suma 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00

Fracciones molares pro-yectadas


SiO2 0.33 0.00 0.56 0.40 0.50 1.00 0.00 0.00 MgO 0.67 1.00 0.44 0.60 0.50 0.00 1.00 0.00

3.4.6. El diagrama AFM de Thompson

Los diagramas composicionales se construyen para sistemas o rocas “modelo”, que son sistemas cuya composición química se limita a un número determinado, normalmente pequeño, de com-ponentes químicos. Estos componentes se suelen expresar en forma de fracciones molares de los óxidos de los elementos mayores (SiO2, MgO, H2O, etc). Un sistema modelo muy utilizado para el estudio de metapelitas es el formado por los seis componentes siguientes: K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O, denominado sistema KFMASH por la inicial de cada uno de los componentes. Al estar formado por 6 componentes, se necesitan 5 dimensiones para representarlo gráficamen-te. Como esto es imposible en un mundo tridimensional, se utiliza el método de la proyección explicado en el apartado anterior para reducir el número de componentes (y de dimensiones). Como ya se ha dicho, la proyección se hace siempre desde aquellas fases que están en exceso en las rocas estudiadas. Como prácticamente todas las metapelitas tienen cuarzo y, además, podemos supo-ner (razonablemente) que durante su metamorfismo progresivo habría agua en exceso (ya que la mayor parte de las reacciones progresivas liberan agua), es permisible proyectar el diagrama de fases composicional del sistema KFMASH desde los polos del cuarzo (SiO2) y del agua (H2O). El resto de los minerales presentes en las metapelitas se representan, después de la pro-yección, en un tetraedro tridimensional cuyos vértices coinciden con el resto de componentes (K2O-FeO-MgO-Al2O3) y que puede verse en la parte superior de la figura 3.10.


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Es evidente que no es fácil trabajar con este diagrama tridimensional sobre un papel, ya que minerales de composición diferentes pueden ocupar la misma posición en el diagrama de-bido al efecto de la perspectiva. Una solución elegante a este problema es el diagrama AFM de Thompson. Este diagrama se basa en el hecho de que la mayor parte de las metapelitas contie-nen moscovita y se construye proyectando los minerales del sistema K2O-FeO-MgO-Al2O3 desde el polo de la moscovita (Ms en la figura) sobre la cara Al2O3-FeO-MgO del tetraedro.

Este procedimiento se ilustra en la figura 3. 10 para el caso de la biotita (Bt). Las coordena-das en el diagrama AFM de los minerales del tetraedro AKFM vienen dadas por las siguientes expresiones:

[ ] [ ][ ] [ ] [ ] [ ]

−=

− + +2 3 2

2 3 2

Al O 3 K O

Al O 3 K O MgO FeOA

[ ][ ] [ ] [ ] [ ]

=− + +2 3 2

FeOAl O 3 K O MgO FeO

F

[ ][ ] [ ] [ ] [ ]

=− + +2 3 2

MgO

Al O 3 K O MgO FeOM ,

donde los corchetes indican el número de moles del óxido correspondiente. La expresión para la coordenada A toma esa forma para tener en cuenta que, al proyectar desde la moscovita, por cada mol de K2O asignado a la moscovita hay que asignar también 3 moles de Al2O3 (ya que la fórmula de la moscovita es 1K2O · 3Al2O3 · SiO2 · 2H2O), por lo que la cantidad de Al2O3 restante es la de partida menos tres veces el número de moles de K2O.

(a)

Ms

Bt

Bt proyectadasobre AFMBt proyectadasobre AFM

K O2

Al O2 3

FeO

MgO

(b)

Estaurolita

0.8

0.8 1.0

0.6

0.6

0.4

0.4

0.2

0.20.0

−0.2

A

MF

Andalucita, Sillimanita, Distena, Pirofilita

CordieritaCloritoide

GranateClorita

Biotita

Granitos

Lutitaspobres en Al

Lutitasricas en Al

Figura 3.10. La proyección AFM de Thompson para representar las asociaciones minerales en las rocas pelíticas. (a) Representación gráfica de la proyección de la composición de la biotita desde el polo de la moscovita hacia el plano AFM. (b) Diagrama AFM mostrando la variación composicional de los minerales más comunes. Los números de la izquierda son valores de la coordenada A y los de abajo, valores de la coordenada M. Sobre el diagrama se han añadi-do las áreas que ocupan las lutitas ricas en aluminio, las lutitas pobres en aluminio y los granitoides (modificado de Yardley, 1989, pág. 61 y Spear, 1993, pág. 339).


84

3.4.7. La representación de soluciones sólidas

La parte inferior de la figura 3.10 muestra la composición sobre el diagrama AFM de los mine-rales más comunes en las metapelitas. Debido a la extensa solución sólida que afecta a la mayor parte de estos minerales, éstos se representan, no en forma de punto como le ocurre a los mine-rales de composición fija, sino de líneas (estaurolita ó cloritoide) o áreas (biotita o clorita). Dos son las sustituciones más importantes que afectan a los minerales de las rocas pelíticas: (a) la sustitución Fe↔Mg y (b) la sustitución 2Al↔SiMg o sustitución de Tshermack. La primera es paralela a la línea FM del diagrama y la segunda paralela a la línea AM.

La figura 3.11 pone de manifiesto la importancia de las soluciones sólidas en los diagramas composicionales. Cuando los minerales son de composición fija y se representan como puntos, todo la superficie del diagrama composicional está ocupada por asociaciones de tres fases1, salvo, como ya hemos visto, los poco probables casos de composiciones globales de roca que coincidan con una de las tie-lines. Pero cuando los minerales admiten soluciones sólidas este panorama cambia y ya es posible, incluso probable, que las asociaciones estables sean de dos fases o incluso de una sola fase. En la figura 3.11 se observa, a modo de ejemplo, que el diagra-ma AFM queda dividido en campos tri- bi- y monofásicos en los que coexisten tres, dos y una fase, respectivamente (además de cuarzo y moscovita). En última instancia, el tipo y número de fases que desarrolla una roca (pelítica) particular depende de su composición química global:

biotita

granate

Sustitución Mg-Fe

Sustitució

n 2AlSi-Mg

cordierita

sillimanita

+ cuarzo+ moscovita+ H20

hacia Kfs

campo trifásico (Grt+Sil+Bt)

campo trifásico

campo monofásico (Bt)

campo monofásico

campo bifásico (Grt+Si)

campo bifásico

Bt+Grt+Kfs

Grt+Sil+BtCrd+Sil+Bt

Crd+Bt

Bt1

MF

A

Crd1

Figura 3.11. Diagrama AFM dibujado a una presión y una temperatura específicas en que se muestran los tres tipos de campos en que se subdivide el diagrama: campos trifásicos donde coexisten tres minerales (además, por supuesto, de cuarzo y moscovita), campos bifásicos donde coexisten dos minerales y campos monofásicos (el de la biotita) donde sólo aparece un mineral (+Qtz+Ms). Las tie-lines que decoran los campos bifásicos dan la composición de equilibrio de los minerales que unen. Por ejemplo, la tie-line que enlaza la cordierita (Crd) y la biotita (Bt) y que está marcada Crd1-Bt1 da la composición de equilibrio de ambos minerales a la presión y la temperatura del diagrama composicio-nal para una roca con la composición señalada (círculo con una cruz inscrita) (tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 40).

1 Todo lo que sigue es válido, estrictamente, para diagramas triangulares, en los que el número máximo de fases en equilibrio es de tres, según reza la versión de la regla de las fases que se aplica a los diagramas composicionales. En los diagramas triangulares proyectados, como el AFM de Thompson, a estos tres minerales hay que añadir, por supuesto, todos aquellos desde los que se ha proyectado el sistema original.


85

1. Si la composición de la roca se proyecta sobre uno de los campos monofásicos, como el definido por la biotita en la figura 3.11, la roca estará formada por cuarzo, moscovita y bio-tita. La composición de la biotita depende exclusivamente de la composición de la roca (cír-culo con una cruz inscrita). Los campos monofásicos son campos divariantes, puesto que la composición del mineral (la biotita en este caso) cambia cuando lo hace cualquiera de las dos variables composicionales que definen la composición de la roca (dos de los tres com-ponentes A, F y M, ya que el tercero, como sabemos, no es independiente). Si aplicamos la regla de las fases para los diagramas composicionales, F=C-P, tenemos C=3 (A, F y M) y P=1 (Bt), por lo que F=2 (divariante), como hemos apuntado. Al calcular el número de fases, no contamos Qtz+Ms+H2O ya que no aparecen representadas en el diagrama, debido a la pro-yección.

2. Si la composición de la roca se proyecta sobre uno de los campos bifásicos, como el campo cordierita + biotita (Crd+Bt en la figura 3.11), la roca estará formada por cuarzo, moscovita, cordierita y biotita. La composición de la cordierita y la biotita coexistentes es la de define la tie-line que une ambos minerales pasando por el punto que marca la composición quími-ca global de la roca. Estas composiciones son las marcadas Crd1 y Bt1 en la figura. Por el punto que representa la composición de cualquier roca se puede pasar una tie-line que co-necta los dos minerales coexistentes. De aquí se sigue que todas las rocas que caigan sobre la misma tie-line tendrán minerales de idéntica composición. Los campos bifásicos son campos univariantes, ya que C=3 y P=2 (Crd+Bt). Si la composición de la roca se proyecta cerca de la cordierita, esta roca tendrá mucha cordierita y poca biotita (y viceversa).

3. Si la composición de la roca se proyecta sobre uno de los campos trifásicos, como el campo cordierita + biotita+ sillimanita (Crd+Bt+Sil en la figura 3.11), la roca estará formada por cuarzo, moscovita, cordierita, biotita y sillimanita. Aquí, la composición de los tres minera-les está controlada por la asociación de minerales y no por la composición de la roca y esta composición es la marcada por los cuadrados que ocupan los vértices de la zona triangular delimitada por el campo trifásico Crd+Bt+Sil. Todas las rocas cuya composición se proyecte dentro de esta zona triangular tendrán minerales de composición idéntica, aunque su por-centaje variará dependiendo de la posición de la roca dentro del campo trifásico. Los cam-pos trifásicos son campos invariantes (C=3, P=3) porque la composición de los minerales no cambia al variar la composición de la roca.

3.4.8. Otros diagramas composicionales

Otros ejemplos de diagramas de fase composicionales muy utilizados en el estudio de las rocas metamórficas son el diagrama ACF para metabasitas, el diagrama AKF para metapelitas y el diagrama CMS para rocas calcáreas y calcosilicatadas.

Diagrama ACF

Este diagrama composicional fue propuesto por Eskola (1915) para ilustrar de forma simplifica-da, mediante un diagrama triangular, las asociaciones minerales metamórficas. Quería prestar atención sólo a los minerales que aparecían y desaparecían durante el metamorfísmo, es decir, aquellos que eran indicativos del grado metamórfico. La Figura 3.12 muestra la posición de varios minerales metamórficos en el diagrama ACF. Esta figura, al igual que la Figura 3.10b, representa un conjunto de minerales independientemente de la presión y la temperatura a la que esos minerales son estables. Por eso no se muestran líneas de coordinación que delimiten las asociaciones minerales compatibles, ya que no todos los minerales representados tienen los


86

mismos campos de estabilidad. Este diagrama sirve únicamente para conocer la posición de los minerales sobre el diagrama, pero no tiene ninguna utilidad termodinámica. Algunos autores reservan el nombre de quemografía para este tipo de representación.

Los tres componentes A, C y F que marcan los vértices del diagrama ACF se definen de la siguiente manera (los corchetes indican valores molares):

A: [Al2O3]+[Fe2O3]−[Na2O+K2O]

C: [CaO]−3.3[P2O5]

F: [FeO]+[MgO]+[MnO]

� La coordenada A incluye toda la alúmina excepto la que entra en la composición de los fel-despatos alcalinos (albita y feldespato potásico), que se ignoran en este diagrama. También incluye el hierro en estado trivalente, puesto que suele sustituir a la alúmina en la red de muchos minerales ferromagnesianos.

� La coordenada C incluye todo el calcio que no está en forma de apatito (el apatito es un mine-ral accesorio ubicuo en las rocas metamórficas y no es un indicador del grado metamórfi-co, por eso se ignora).

� La coordenada F (abreviatura de “ferromagnesiano”, no de hierro) agrupa todo el hierro y el magnesio, además del manganeso, que sustituye a éste último en la red de muchos minera-les. Debido a que el diagrama ACF agrupa Fe y Mg en un mismo vértice, no puede tener en cuenta las soluciones sólidas Fe-Mg, tan características de los minerales ferromagnesianos.

EstaurolitaMargarita

A

C F

Andalucita, Sillimanita, Distena, Pirofilita, Moscovita

Calcita, Wollastonita

Grosularia,Andradita

PrenhitaPumpelliitaPumpelliita

VesubianitaHornblenda

Epidota, Zoisita,Escapolita

Anortita, Laumontita,Lawsonita

Cloritas

Almandino, Piropo

Antofillita

Tremolita-Actinolita

Diopsido-Hedenbergita

Talco, Cummingtonita,Ortopiroxeno

Cloritoide, Cordierita

Figura 3.12. Quemografía del diagrama ACF mostrando la localización de varios minerales metamórficos (tomado de Winter, 2001, pág. 485).

Como todos los elementos alcalinos (Na2O y K2O) se asignan al feldespato alcalino (el so-dio a la albita y el potasio al feldespato potásico), el diagrama ACF no se puede usar para rocas que contengan moscovita (la moscovita tiene potasio). Por ello, el diagrama ACF no se puede usar para la representación gráfica de las rocas pelíticas. En su construcción también se asume que hay sílice en exceso, puesto que en realidad se trata de un diagrama proyectado a partir del tetrae-dro SiO2 -A-C-F. Lo que ocurre es que la mayor parte de las metabasitas (rocas metamórficas


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derivadas de rocas ígneas básicas, como los basaltos, las andesitas, los gabros, las dioritas, etc.) contienen algo de cuarzo y es por ello que se puede realizar la proyección. Por todo lo dicho, el diagrama ACF se utiliza sobre todo para el estudio de las metabasitas.

¿Cómo se calculan las coordenadas A, C y F para un mineral? Para calcular A, hay que combinar primero las proporciones moleculares de Al2O3 y Fe2O3 (hierro trivalente) en la fórmula del mineral y luego restar Na2O y K2O. ¿Por qué esta sustracción? Porque se asume que en las rocas máficas normales el sodio y el potasio se combinan con el aluminio para dar albita y fel-despato potásico, respectivamente. Eskola estaba interesado en la cantidad de Al2O3 que queda después de descontar el que está unido a la albita y el feldespato potásico (puesto que en las metabasitas estos minerales son malos indicadores del grado metamórfico). Como el cociente de Al2O3 frente a Na2O o K2O en los feldespatos alcalinos es 1:1, sustraemos del Al2O3 una cantidad equivalente de Na2O y de K2O en esa misma relación 1:1. Aunque en la definición del vértice A parece que estamos sustrayendo Na2O y K2O del Al2O3, en realidad lo que estamos haciendo es sustraer del Al2O3 una cantidad de aluminio equivalente a la cantidad de Na+K, para quedarnos sólo con el aluminio que no está ligado a los feldespatos alcalinos.

Para calcular la coordenada C, simplemente restamos una cantidad de calcio equivalente a la cantidad de P2O5 que entra en el apatito. Es exactamente lo mismo que se ha hecho para el sodio y el potasio en el caso anterior. Lo que hacemos es dejar sólo aquel calcio que no pertene-ce al apatito, puesto que éste no nos interesa como mineral metamórfico marcador de grado.

Por último, para calcular la coordenada F, sumamos las cantidades de FeO (hierro divalen-te), MgO y MnO en la fórmula del mineral (nuevamente en proporciones moleculares, no en peso). Veamos todo esto con un ejemplo. Supongamos que queremos representar la anortita, CaAl2Si2O8. La coordenada A será 1+0−0−0=1, la coordenada C=1−0=1, y la coordenada F=0+0+0=0. La suma provisional es A+C+F=2, por lo que normalizamos a uno (la suma de los vértices de todo diagrama triangular debe ser uno) dividiendo precisamente para la suma A+C+F, con lo que obtenemos A=0.5, C=0.5, F=0. La anortita se representa, por tanto, a mitad de camino entre los vértices A y C, tal y como se muestra en la Figura 3.12.

Diagrama AKF

Como los sedimentos lutíticos son ricos en Al2O3 y K2O y pobres en CaO, Eskola (1915) propuso un diagrama distinto que incluye explícitamente el componente K2O para representar las aso-ciaciones minerales de las metapelitas. En este diagrama AKF, los vértices se definen de la si-guiente forma:

A: [Al2O3]+[Fe2O3]−[Na2O+K2O+CaO]

K: [K2O]

F: [FeO]+[MgO]+[MnO]

El componente A de uno de los vértices no tiene la misma definición que en el diagrama ACF. En este caso, del Al2O3 también se resta una proporción 1:1 de calcio, lo que elimina la anortita (además de la albita y el feldespato potásico). Es decir, ahora el polo A representa sólo el aluminio que no está ligado a ningún tipo de feldespato. Ni la albita ni la anortita se pueden representar en el diagrama AKF. Sin embargo, el feldespato potásico sí, ya que su coordenada K=1.


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La Figura 3.13 ilustra la posición de varios minerales metamórficos característicos de las metapelitas sobre el diagrama AKF. Este diagrama se usa para rocas que tienen exceso de sílice y alúmina que mineralógicamente cuentan con moscovita, cuarzo y plagioclasa (metapelitas). Como este diagrama tampoco distingue el Fe del Mg, y en las metapelitas este tipo de sustitu-ción es muy importante (mucho más que en las metabasitas, donde puede ignorarse), se suele preferir el uso del diagrama AFM cuando se representan asociaciones minerales en metapelitas.

A

K F

Andalucita, Sillimanita, Distena

Estaurolita

Feldespato potásico Antofillita, Opx

Almandino

Clorita

Stilpnomelana

Moscovitaideal

Fengita

Biotita

Cloritoide

Granitos

Lutitaspobresen Al

Lutitasricas en Al

Figura 3.13. Quemografía del diagrama AKF mostrando la localización de varios minerales metamórficos. El punto que representa la moscovita asume que su composición viene dada por la fórmula química ideal KAl3Si3O10(OH)2. Las micas blancas que contienen hierro y magnesio además de potasio reciben el nombre de fengitas y en el diagrama se representan como una línea que parte del polo de la moscivita paralela al lado AF del diagrama. Sobre el diagrama se han añadido las áreas que representan la composición promedio de las lutitas ricas en aluminio, las lutitas pobres en aluminio y los granitoides (tomado de Winter, 2001, pág. 486, con modificaciones según Spear, 1993, pág. 339).

Diagrama CMS

Este diagrama es muy utilizado en el estudio del metamorfismo de las rocas calcáreas y calcosi-licatadas y, en menor medida para las rocas ultramáficas cabonatadas. Se trata de un diagrama proyectado a partir del sistema CMSH-CO2, que asume exceso de H2O y CO2 (es decir, trata el fluido como un componente perfectamente móvil). En las rocas calcáreas y calcosilicatadas tan-to Ca como Mg son dos componentes esenciales y por eso ocupan dos de los tres vértices del diagrama triangular. De esta forma se pueden tener en cuenta las extensas soluciones sólidas entre Ca y Mg que se dan entre los carbonatos. Pero como el hierro no se tiene en cuenta, se asume que los minerales ferromagnesianos que se forman son los miembros extremos con Mg (por ejemplo, la tremolita –un anfíbol–, el diopsido –un ortopiroxeno–, o la forsterita –un olivi-no–). En el caso de las rocas ultramáficas carbonatadas, lo minerales ferromagnesianos que con-tienen suelen ser los términos magnésicos, con muy poco sustitución por hierro, por lo que esta limitación no suele dar problemas.

La definición de sus vértices es muy simple:

C: [CaO]

M: [MgO]

S: [SiO2]


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La Figura 3.14 es una quemografía del diagrama CMS en el que se representan varios mi-nerales comunes en los metacarbonatos y las rocas ultramáficas. Como se trata de un diagrama proyectado, se ha añadido la información de que H2O y CO2 están siempre presentes y son per-fectamente móviles. En la figura se ha añadido también dos campos que representan el rango de composición de las calizas y las dolomías a partir de las cuales se forman los metacarbonatos y las rocas calcosilicatadas. El subtriángulo de la izquierda es el área del diagrama que es de inte-rés para el estudio de este tipo de rocas, mientras que el de la derecha es el área donde se repre-sentan las rocas ultramáficas carbonatadas (rocas procedentes del metamorfismo de rocas íg-neas ultramáficas con una componente carbonatada).

C M

S

+H O2+CO2

Calcita Dolomita

Wollastonita

Calizas

Figura 3.14. Quemografía del diagrama CMS mostrando la localización de varios minerales metamórficos. Los cam-pos grises marcan el rango de composiciones normales de las calizas y las dolomías sedimentarias, a partir de las cuales se forman los metacarbonatos y las rocas calcosilicatadas. El subtriángulo de la izquierda es el área de interés para este tipo de rocas y el de la derecha el de interés para las rocas ultramáficas carbonatadas (tomado de Winter, 2001, pág. 587).

3.5. Cómo elegir el diagrama composicional adecuado

Los diagramas AFM, ACF, AKF y CMS son los diagramas composicionales más comúnmente usados para representar asociaciones minerales en las rocas metamórficas, pero no son los úni-cos y muchos otros se han propuesto y usado en la literatura especializada (ver Miyashiro, 1994, capítulo 5 para una revisión). Incluso uno puede hacerse el suyo propio, eligiendo los compo-nentes y los puntos de proyección de acuerdo con las asociaciones minerales bajo estudio.

Como ejemplo, supongamos que tenemos una serie de rocas pelíticas en una área. Estas rocas están compuestas fundamentalmente por los nueve componentes SiO2, Al2O3, FeO, MgO, MnO, CaO, Na2O, K2O y H2O. ¿Cómo agrupamos estos componentes para construir un diagra-ma útil y coherente? Normalmente se siguen una serie de pasos para reducir el número de componentes, pero hay que tener en cuenta que cada uno de estos pasos puede pasar por alto algún aspecto importante de la roca.

� El MnO se une normalmente con FeO+MgO o simplemente se ignora, ya que suele es-tar en concentraciones suficientemente bajas y no forma minerales propios, sino que


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entra en las soluciones sólidas junto con FeO y MgO. Sin embargo, esto no significa que el MnO no sea importante en las rocas metamórficas. Al contrario, se sabe que es un componente esencial para estabilizar otros minerales, sobre todo el granate, de forma que éste aparece antes en las rocas que tienen manganeso, aunque sea en canti-dades muy pequeñas.

� En la metapelitas el Na2O suele ser importante sólo en la plagioclasa, por lo que suele ignorarse o proyectar el diagrama desde el polo de la albita.

� Como norma general, el H2O suele ser lo suficientemente móvil como para poder ser ignorado también.

Esto nos deja seis componentes, SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, y K2O. Qué combinación de ellos y qué diagrama depende de las rocas que estemos estudiando.

Supongamos que tenemos una roca con la siguiente asociación mineral, por lo demás muy común: Sil-St-Ms-Bt-Qtz-Pl. La composición global de la roca que tiene estos minerales se ha representado mediante una cruz en los diagramas AFM, ACF y AKF de la figura XX. En el dia-grama AFM se pueden representar Sil, St y Bt (con Ms+Qtz como fases requeridas por la pro-yección). En el diagrama ACF se pueden dibujar Sil, St y Pl. En ambos casos C=P=3, de modo que tenemos una asociación divariante “válida” de acuerdo con la regla de las fases mineralógi-ca y las fases consideradas.

Estaurolita

A

C F

Sillimanita

Plagioclasa

(b) A

K F

Sillimanita

EstaurolitaMoscovita

Biotita

(c)

Estaurolita

A(a)

MF

Sillimanita

Clorita

Biotita

Figura 3.15. La asociación mineral sillimanita-estaurolita-moscovita-biotita-cuarzo-plagioclasa dibujado sobre: (a) el diagrama AFM; (b) el diagrama ACF; y (c) el diagrama AKF. La composición química de la roca que contiene la asociación mineral descrita se ha representado por medio de un aspa circunscrita.

El diagrama ACF no es muy útil para representar nuestra asociación de minerales ya que la plagioclasa no es un buen indicador del grado metamórfico, siendo estable en un rango de P-T muy amplio. Además, suele ser la única fase con calcio en las metapelitas, concentrándose el resto de minerales en la línea AF. La biotita, que es un mineral muy importante en las metapeli-tas porque indica tanto composición como grado, ni siquiera se puede representar. Aunque nuestra asociación mineral se representa como un subtriángulo dentro del triángulo ACF, la mayor parte de las asociaciones en metapelitas se concentran en la arista AF, quedando el resto del diagrama sin utilizar. Como ya hemos dicho, el diagrama ACF es mucho más útil para las metabasitas, que contienen muchos más minerales con Ca.

Volviendo a la figura 3.15, vemos como el diagrama AKF de nuestra asociación mineral contiene cuatro fases y que las líneas de coordinación de sillimanita-biotita y moscovita-estaurolita se cruzan. El cruce de líneas de coordinación en un diagrama composicional siempre produce problemas porque entonces no podemos elegir un único subtriángulo de fases para la composición de la roca (representado en la figura por un aspa circunscrita). De lo expuesto en el apartado 3.3.2, esta aparente violación de la regla de las fases mineralógica (P>C) se puede de-ber a tres causas: (1) la roca no ha alcanzado en equilibrio, (2) está teniendo lugar una reacción


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(F=1), o (3) no hemos elegido bien los componentes. Las dos primeras opciones no son muy probables, ya que hemos dicho que se trata de una asociación común en el área de trabajo; si la roca no hubiera alcanzado el equilibrio o estuviéramos sobre una curva univariante (una reac-ción metamórfica), entonces no encontraríamos muchas rocas con la misma asociación mineral, lo que no es el caso.

Si, por otro lado, observamos el diagrama AFM, vemos que la estaurolita y la biotita tie-nen una relación Fe/Mg muy distinta (mayor para la estaurolita), por lo que debería tenerse en cuenta en cualquier representación de la asociación mineral. El diagrama AKF no puede tenerla en cuenta, ya que ni siquiera incluye el MgO. Pero si consideramos el diagrama AKF como la base de un diagrama de cuatro componentes con el MgO en el nuevo vértice, dando el tetraedro AKFM (figura 3.16), como la biotita tiene mucho más magnesio que la estaurolita en equilibrio mutuo, su posición en el tetraedro es más alta y las líneas de coordinación ya no se cruzan. Las cuatro fases (sillimanita, moscovita, estaurolita y biotita) no son en realidad coplanares, como se pone de manifiesto en el diagrama más general AKFM.

Bt

StMsSil

MgO

A

K

F

Figura 3.16. Diagrama tetraédrico que resulta de añadir el componente MgO al diagrama triangular AKF. Como la biotita (Bt) y la estaurolita (St) tiene una relación Fe/Mg muy distinta, su posición vertical (es decir, con respecto al polo del MgO) es muy diferente y las líneas de coordinación Bt-Sil y Ms-St en realidad no se cruzan.

Podemos concluir que el diagrama AFM es la mejor elección para la asociación mineral en cuestión. Pero podría no ser el más apropiado para otra asociación mineral y es por lo que se suelen usar en combinación los diagramas AFM y AKF cuando se estudia el metamorfismo de las rocas pelíticas.

En resumen, se han propuesto muchos diagramas composicionales para analizar las rela-ciones entre fase durante el metamorfismo. La mayor parte de estos diagramas son triangulares, por la sencilla razón de que tres es el máximo número de componentes con los que se puede trabajar con comodidad en dos dimensiones (sobre una hoja de papel, en la pantalla de ordena-dor, etc.). En algunos casos un sistema natural puede contener sólo tres componentes y, en ese caso, un diagrama triangular expresa de forma rigurosa las relaciones entre los diferentes mine-rales. Otros diagramas son, sin embargo, simplificaciones que resultan de ignorar o combinar ciertos componentes o de proyectar desde ciertos componentes. Estos diagramas no son tan rigurosos, pero la capacidad que nos brindan de comparar las variaciones químicas y mineraló-gicas de diferentes rocas normalmente sobrepasa con mucho esta desventaja, sobre todo cuando


92

se entienden las simplificaciones que hay detrás de casa uno. Anomalías, como que P parezca que sea mayor que C y que las líneas de coordinación se crucen, se suelen resolver acudiendo a un diagrama más general, como hemos hecho en el caso del diagrama AKFM.

Otra forma de proceder para evitar estos problemas es acudir a técnicas matemáticas que evitan por completo la necesidad de reducir el número de componentes. Una introducción a estas técnicas sigue a continuación. El final de la historia se deja, sin embargo, para el siguiente tema.

Bibliografía


Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Capítulo 2, apartados 2.4 y 2.5 (diagramas composicionales].

Mason, R. (1990), Petrology of the Metamorphic Rocks, Unwin Hyman. [Capítulo 2, sobre la regla de las fases].

Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Capítulo 2, Capítulo 5 (págs. 133-134)].

Winter, J.D. (2001). An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall. [Capítulo 24, sobre la regla de las fases y los diagramas composicionales.]

Otras referencias

Eskola, P. (1915). On the relations between the chemical and mineralogical composition in the metamorphyc rocks of the Orijavi region, Bulletin de la Commision Geologique de Finlandie, nº 44.

Miyahiro (1994). Metamorphic Petrology, Oxford University Press. [Capítulo 5.]


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Apéndice: Abreviaturas de los minerales en los diagramas composiciona-les y las reacciones metamórficas

MINERAL ABREV. albita Ab allanita Aln almandino Alm analcima Anl andalucita And anfíbol Amp anhidirta Anh anortita An anortoclasa Aor antigorita Ang apatito Ap arfvedsonita Arf augita Aug biotita-flogopita Bt-Phl brucita Brc calcedonia Chd calcita Cal cancrinita Ccn caolinita Kln clinopiroxeno Cpx clinozoisita-epidota Czo-Ep clorita Chl cloritoide Cld cordierita Crd corindón Crn cromita Chr cuarzo Qtz diopsido-hedenbergita Di-Hd distena (= cianita) Ky dolomita-ankerita Dol-Ank egirina (= acmita) Acm enstatita En epidota Ep esfena (= titanita) Ttn espinela Spl estaurolita St fayalita (olivino) Fa feldespato potásico Kfs forsterita (olivino) Fo glaucofana-riebeckita Gln-Rbk glauconita Glt grafito Gr granate Grt

grosularia Grs halita Hl haüyna Hyn hematites Hem hornblenda Hbl illita Ill ilmenita Ilm jadeita Jd leucita Lct magnetita Mag margarita Mrg microclina Mc moscovita Ms nefelina Ne olivino Ol onfacita Omp ópalo Opl ortopirxeno Opx ortosa Or oxihornblenda Ohb paragonita Pg periclasa Per pigeonita Pgt pirita Py pirofilita Prl plagioclasa Pl rutilo Rt sanidina Sa serpentina Srp sillimanita Sil sodalita Sdl sodalita/noseana Sdl/Nsn talco Tlc tremolita-actinolita Tr-Act turmalina Tur vesubiana (= idocrasa) Ves wollastonita Wo yeso Gp zircón Zrn

Tema 3: Diagramas composicionales y asociaciones minerales estables s Petrología Endógena 2

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ABREV. MINERAL Ab albita Acm egirina (= acmita) Alm almandino Aln allanita Amp anfíbol An anortita And andalucita Ang antigorita Anh anhidirta Anl analcima Aor anortoclasa Ap apatito Arf arfvedsonita Aug augita Brc brucita Bt-Phl biotita-flogopita Cal calcita Ccn cancrinita Chd calcedonia Chl clorita Chr cromita Cld cloritoide Cpx clinopiroxeno Crd cordierita Crn corindón Czo-Ep clinozoisita-epidota Di-Hd diopsido-hedenbergita Dol-Ank dolomita-ankerita En enstatita Ep epidota Fa fayalita (olivino) Fo forsterita (olivino) Gln-Rbk glaucofana-riebeckita Glt glauconita Gp yeso Gr grafito Grs grosularia Grt granate Hbl hornblenda Hem hematites Hl halita Hyn haüyna Ill illita Ilm ilmenita Jd jadeita Kfs feldespato potásico Kln caolinita

Ky distena (= cianita) Lct leucita Mag magnetita Mc microclina Mrg margarita Ms moscovita Ne nefelina Ohb oxihornblenda Ol olivino Omp onfacita Opl ópalo Opx ortopirxeno Or ortosa Per periclasa Pg paragonita Pgt pigeonita Pl plagioclasa Prl pirofilita Py pirita Qtz cuarzo Rt rutilo Sa sanidina Sdl sodalita Sdl/Nsn sodalita/noseana Sil sillimanita Spl espinela Srp serpentina St estaurolita Tlc talco Tr-Act tremolita-actinolita Ttn esfena (= titanita) Tur turmalina Ves vesubiana (= idocrasa) Wo wollastonita Zrn zircón

TEMA 4

Reacciones metamórficas

Las reacciones metamórficas no son otra cosa que reacciones químicas entre las diferentes fases presentes en una roca metamórfica. Se producen cuando la presión, la temperatura, la composi-ción de la fase fluida u otra variable ambiental cambia y la roca se reestructura para alcanzar un nuevo estado de equilibrio termodinámico. En este tránsito hay fases que desaparecen, otras que aparecen y aún otras que simplemente alteran su composición o el estado de valencia de alguno de sus elementos. Y al hacerlo, nos informan de las condiciones ambientales a las que ha estado sometida la roca. Es por ello que son de gran importancia en todos los estudios de me-tamorfismo.

En varios momentos en los temas anteriores nos hemos topado ya con cambios en la mine-ralogía de una roca metamórfica debido precisamente a la actuación de alguna reacción meta-mórfica, aunque en muchos casos no lo hemos dicho explícitamente.

También hemos visto que la idea clásica de una isograda es la de una línea en el campo que marca la primera aparición de un nuevo mineral conforme uno avanza hacia grados más altos de metamorfismo. Este tipo de isogradas son muy útiles en el campo, pues sólo hace falta reconocer el nuevo mineral en una muestra de mano para definirlas. Más recientemente se ha comenzado a reconocer que una isograda también puede marcar la desaparición de un mineral conforme el grado aumenta. Este tipo de isogradas se suelen denominar isogradas de (mineral)-out (por ejemplo, isograda de sillimanita-out), para distinguirlas de las isogradas clásicas, que también pueden denominarse isogradas de (mineral)-in (por ejemplo, la isograda de la biotita en el metamorfismo barroviense puede verse escrita, sobre todo en la literatura anglosajona, como isograda biotita-in).

Un momento fundamental en el estudio personal del metamorfismo es cuando uno se da cuenta de que las reacciones son siempre las responsables de la aparición o la desaparición de los minerales durante el metamorfismo y, por tanto, de las isogradas. Al tratar las isogradas como reacciones, podemos comprender mejor cuáles son las variable físicas que afectan a su forma y localización. Como ya se ha comentado en el tema 2, varios autores han presionado para distinguir claramente entre las isogradas clásicas, que no están referidas a ninguna reacción metamórfica, de las isogradas de reacción, que sí lo están. Bucher y Frey (1994) llaman a las primeras “límites de zona mine-ral”, mientras que Miyashiro (1994) las denomina “isogradas tentativas”, implicando que hace

Tema 4: Reacciones metamórficas Petrología Endógena 2

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falta un estudio petrográfico y de laboratorio más detallados para llegar a conocer la naturaleza de la reacción que la ha producido. Aunque es cierto que toda isograda se debe a la actuación de una reacción metamórfica, no siempre se determina ésta, de manera que aún hoy en día es co-mún caracterizar una isograda sólo por el mineral que aparece o desaparece conforme aumenta el grado metamórfico.

Si llegamos a comprender la naturaleza de las reacciones que forman y destruyen los mi-nerales metamórficos, y las condiciones físicas bajo las cuales una reacción particular se produ-ce, y qué variables físicas afectan a una reacción y cómo lo hacen, podremos usar este conoci-miento para comprender mucho mejor los procesos que tienen lugar durante el metamorfismo y que son los encargados, en última instancia, de formar las rocas metamórficas que encontramos y recogemos en el campo. Si, además, tenemos buenos datos teóricos y experimentales sobre los minerales metamórficos y sus reacciones, podremos localizar una reacción en el espacio P-T-X y restringir de esta forma las condiciones bajo las cuales se ha podido formar una roca metamórfi-ca particular. En este tema vamos a hacer una revisión de los tipos más importantes de reaccio-nes metamórficas y discutir qué variables físicas les afectan y cómo lo hacen. Dejamos para el tema 5 todo lo referente al cálculo preciso de las condiciones P-T-X de formación de cada mine-ral metamórfico.

4.1. Reacciones discontinuas o univariantes

En todos los apartados anteriores donde se ha hablado de reacciones metamórficas, se ha asu-mido que estas tienen lugar a presiones y temperaturas específicas. En estos casos, la asociación de minerales que incluye a los reactantes y a los productos tiene un solo grado de libertad y está en equilibrio a lo largo de una curva univariante (recordar lo dicho a propósito de las figuras 3.3 y 3.4, al principio del tema anterior).

Las reacciones de este tipo, que se producen a una presión y temperatura determinadas, reciben el nombre de reacciones discontinuas o univariantes. El término “discontinuo” signifi-ca que hasta que la reacción no termina, ni la presión ni la temperatura del sistema pueden va-riar: antes de alcanzarse estos valores precisos de P y T, en la roca existe una asociación mineral; una vez rebasados, la roca contiene otra asociación mineral. La discontinuidad está precisamen-te en estos valores de P y T. El término “univariante” indica que en un diagrama P-T estas reac-ciones están en equilibrio a lo largo de curvas univariantes (un grado de libertad). Las reacciones discontinuas se dan cuando reaccionan fases de composición fija e incluyen, entre otras, las reacciones polimórficas (como la reacción Ky↔Sil de transformación de la distena en sillimanita y vice versa). Consideremos el sistema Al2O3-SiO2-H2O (sistema ASH) de la figura 4.1. Un aumento progresivo de la temperatura manteniendo constante la presión en 6 kbar hace que la asociación mineral estable en una roca de la composición adecuada pase de caolinita (Kln) + cuarzo (Qtz) a pirofilita (Prl) + cuarzo, luego a distena (Ky) + cuarzo y finalmente a sillimanita (Sil) + cuarzo.

Cada una de estas reacciones supone la desaparición de una fase alumínica y la formación de otra en un punto preciso del espacio P-T, aquél que corresponde a las diferentes curvas uni-variantes de la figura 4.1. En el sistema ASH todas estas reacciones son discontinuas. Por ejem-plo, la reacción Kln + 4Qtz ↔ Prl + 2H2O se produce a 305 °C a 6 kbar. Y sólo a 305 °C. A 304 °C en la roca sólo hay caolinita y cuarzo. Y a 306 °C ya no queda caolinita (si el cuarzo está en exce-so) y sólo hay pirofilita. Todo ocurre exactamente a 305 °C. Por eso es una reacción discontinua cuya representación en un diagrama P-T es una línea univariante.

Petrología Endógena 2 Tema 4: Reacciones metamórficas

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8

10

6

4

2

200 400 600 800

Temperatura (ºC)

Presión (kbar)

And

Prl

Prl

Kln (+Qtz)

Prl

Ky (+3Qtz +HO)

2

Prl (+HO)

2

And

(+3Qtz

+HO)

2

Kln Sil

Sil

Sil

And

And

Ky

Ky

Ky

Figura 4.1. Reacciones discontinuas en el diagrama PT del sistema Al2O3−SiO2−H2O (sistema ASH). Se muestran los campos de estabilidad de la caolinita (Kln: Al4Si4O10(OH)8), la pirofilita (Prl: Al4Si8O20(OH)4) y los aluminosili-catos (Al2SiO5, andalucita And, sillimanita Sil y distena Ky). Las curvas univariantes (un grado de libertad) marcan la posición de las diferentes reacciones discontinuas. Los puntos invariantes (cero grados de libertad) se señalan con un círculo negro (tomado de Barker, 1998, pág. 8).

4.2. Reacciones continuas o divariantes

Pero no todas las reacciones metamórficas se producen entre fases de composición fija. Cuando la composición de las fases involucradas puede cambiar, el número de grados de libertad au-menta y los reactantes y los productos coexisten sobre un rango de presiones y temperaturas (campo divariante). Son las reacciones continuas o divariantes. La reacción progresa por varia-ción tanto de la composición como de las cantidades de las fases presentes, hasta que finalmente uno de los reactantes se agota. Fijado el valor de la temperatura hay todo un rango de valores de la presión a los que una reacción discontinua puede tener lugar. Este grado de libertad extra lo proporciona la posibilidad de variar la composición de las fases. Este es el tipo de reacciones que afecta a los minerales con extensas soluciones sólidas, que pueden cambiar su composición (sin des-aparecer) por intercambio de elementos –fundamentalmente cationes– con otras fases en el sis-tema.

La figura 4.2 muestra un ejemplo de reacción continua en el sistema K2O-Na2O-Al2O3-SiO2-H2O (sistema KNASH). La micas blanca, que habitualmente denominamos moscovita, es en realidad una solución sólida en la que participan dos miembros extremos: el término sódico, la paragonita (Pg: Na2Al6Si6O20(OH)4), y el término potásico, la moscovita propiamente dicha (Ms: K2Al6Si6O20(OH)4). En condiciones metamórficas, la mica blanca, aunque predominantemente potásica, tiene siempre algo de sodio y es este grado extra de variabilidad el que hace que la reacción de la mica blanca con el cuarzo para dar feldespato alcalino, andalucita y agua sea con-tinua. Su representación en un diagrama P-T ya no es una curva univariante, sino un campo divariante, el sombreado en morado en la figura 4.2. Para una presión dada (digamos 3 kbar), la reacción comienza a una temperatura que depende de la relación Na/K en la estructura de la mica blanca, progresa por variación de la cantidad y la composición de la mica y del feldespato alcalino, que cada vez se hace más sódicos, y termina, a una temperatura mayor que la de comienzo, cuando toda la mica blanca ha desaparecido. Esta evolución se muestra, simplificada, en la figura 4.3, donde el grosor de la banda que representa a cada mineral es proporcional a su abundancia. El


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límite inferior de temperatura a la que se produce esta reacción tiene lugar en el sistema NASH, cuando la mica blanca es totalmente sódica, es decir, paragonita. El límite superior de tempera-tura, por contra, se da en el sistema KASH, cuando la mica es totalmente potásica (moscovita). Tanto en el sistema NASH como en el KASH, en los que no se permite variación de composi-ción de la mica blanca, la reacción anterior es discontinua. Esto es importante: una reacción puede ser continua o discontinua dependiendo del sistema modelo en el que se estudie. En la naturaleza, la mayor parte de las reacciones metamórficas en las que intervienen soluciones sólidas son continuas.

2

3

4

5

6

Presión (kbar)

Paragonita (Pg): Na Al Si O (OH)2 6 6 20 4

Moscovita (Ms): K Al Si O (OH)2 6 6 20 4

Reacción discontinuaen el sistema NASH

Reacción continuaen el sistema KNASH

Reacción discontinuaen el sistema KASH

Pg+Qtz

Ms+Qtz

Ab+And+HO2

Kfs+And+HO2

1400 500 600 700

Temperatura (ºC)

Figura 4.2. Reacción continua en el sistema K2O-Na2O-Al2O3-SiO2-H2O (sistema KNASH). La reacción de la mica blanca con el cuarzo para dar feldespato alcalino, andalucita y agua es continua en el sistema KNASH, ya que la mica blanca, que es una solución sólido de los miembros extremos paragonita (Pg: Na2Al6Si6O20(OH)4) y moscovita (Ms: K2Al6Si6O20(OH)4), cambia de composición por intercambio catiónico Na-K durante el progreso de la reacción. Sin embargo, en el sistema KASH la reacción Ms+Qtz ↔ Kfs+And+H2O es discontinua, puesto que en este sistema modelo no se permite el cambio de composición de la mica blanca. Lo mismo le ocurre a la reacción Pg+Qtz ↔ Ab+And+H2O en el sistema NASH (tomado de Yardley, 1989, pág. 53).

Temperatura (ºC)

Tinicio Tfinal

Na/(Na+K)

Mica blancaFeldespato alcalino

0

1

Tinicio

Tfinal

Temperatura (ºC)

Feldespato alcalino + H2O

Mica blanca + F. alc + Qtz

P = cte

Na/(Na+K)

Mica blanca + Qtz

0 1

Figura 4.3. Evolución de la composición de la mica blanca y el feldespato alcalino durante la reacción continua mica blanca + cuarzo ↔ feldespato alcalino + andalucita + agua en el sistema KNASH. El grosor de la banda que represen-ta a la mica blanca y al feldespato alcalino en la figura de la izquierda es proporcional a su abundancia. La reacción comienza a una temperatura Tinicio, cuando el feldespato alcalino hace su primera aparición, y termina a otra tempera-tura Tfinal, cuando toda la mica blanca ha desaparecido. Durante el progreso de la reacción las composiciones de la mica blanca y el feldespato alcalino varían continuamente, haciéndose más sódicos.


99

Otro ejemplo de reacción divariante es la que produce la desaparición de la clorita y la formación de granate durante el metamorfismo regional de las rocas pelíticas:

Chl + Ms ↔ Grt + Bt + Qtz + H2O.

En el sistema KFMASH (C=6) esta reacción es divariante (F=C−P+2=6-6+2=2). Conforme progre-sa la reacción (sobre un campo divariante), la clorita se empobrece en Fe con respecto al granate, por intercambio catiónico Fe-Mg entre las dos fases.

4.3. Reacciones que involucran a una fase fluida: reacciones de desvolatilización

Muchas reacciones metamórficas consumen o liberan un fluido. Este fluido suele ser agua, pero tampoco es infrecuente que sea CO2 y, en el metamorfismo de grado bajo, metano. Estas reac-ciones reciben el nombre de reacciones de desvolatilización y su progreso depende no sólo de la presión y la temperatura, sino también de la presión del fluido. Las reacciones de desvolatiliza-ción más importantes son las que liberan agua (reacciones de deshidratación) y las que liberan CO2 (reacciones de descarbonatación) y la discusión que sigue se limita a estos dos fluidos, aun-que, como ya se ha comentado en el tema 1 (apartado 1.4, “Fluidos metamórficos”), casi cual-quier volátil (por ejemplo, O2, H2, CH4, F, Cl, SO4, etc.) pude estar presente y formar parte de una reacción de desvolatilización.

4.3.1. Reacciones de desvolatilización simples

Si hay que destacar una sola característica de las reacciones de desvolatilización es precisamente que su progreso depende, no sólo de la presión y la temperatura, sino también de la presión parcial de los componentes volátiles. Por ejemplo, la posición, en un diagrama P-T, de la reac-ción de deshidratación

KAl2Si3AlO10(OH)2 + SiO2 ↔ KAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O (4.1) Ms Qtz Kfs Al-sil agua

depende de la presión parcial del H2O (PH2O). Esta dependencia se pone rápidamente de mani-fiesto aplicando el Principio de Le Châtelier. La reacción anterior es, por otro lado muy impor-tante en el metamorfismo de las rocas pelíticas, ya que marca la desaparición de la moscovita en las metapelitas típicas (isograda moscovita-out) y la transformación de un esquisto en un gneiss. Tanto el feldespato potásico como los aluminosilicatos (And, Sil o Ky) ya son estables a grados más bajos, por lo que esta reacción no es una buena isograda de aparición de ningún mineral (isograda mineral-in).

La figura 4.4 es un diagrama de fases P-T que muestra la curva de reacción de la reacción (4.1). La curva más gruesa, la que está más a la derecha, representa el equilibrio entre reactantes y productos en condiciones de saturación en agua, es decir, cuando la presión parcial del agua, PH2O, es igual a la presión litostática, Plit. Este es el supuesto más habitual y la curva situada a la derecha en la figura es la única que normalmente se dibuja. La asociación que contiene algún mineral hidratado se sitúa siempre en el lado de baja temperatura de la curva y el fluido se libera conforme la temperatura aumenta (es decir, conforme la reacción 4.1 progresa de izquier-da a derecha). La forma cóncava hacia arriba de la curva de la figura 4.4 es típica de todas las curvas de desvolatilización a baja presión ya que su pendiente, que viene dada por la ecuación de Clapeyron


100

VS

dTdP

∆∆

= (4.2)

es pequeña a presiones baja debido al gran volumen de la fase fluida, pero se hace más abrupta conforme aumenta la presión porque el fluido es la fase más fácilmente compresible y su volu-men disminuye mucho con el aumento de la presión confinante. Por tanto, ∆V disminuye mu-cho más que ∆S y el cociente ∆S/∆V (es decir, la pendiente de la curva en la figura 4.4) se hace más grande.

Supongamos en un instante dado parte del agua se elimina del sistema, de modo que ya no está sobre la curva PH2O = Plit, sino que ahora PH2O < Plit. De acuerdo con el Principio de Le Châtelier, quitar H2O durante el equilibrio se compensa haciendo que la reacción (4.1) se des-place hacia la derecha, produciendo de esta forma más fluido y compensando así la pérdida. Esto estabiliza el lado derecho de la reacción a expensas del izquierdo. En otras palabras, con-forme eliminamos H2O del sistema el campo Kfs+Al2SiO5+H2O se expande a expensas del cam-po Ms+Qtz y la curva de reacción se desplaza hacia temperaturas más bajas. La figura 4.4 mues-tra la posición de la curva de reacción para cinco valores de la presión parcial de H2O además de PH2O=1, que corresponden a un valor de 0.8, 0.6, 0.4, 0.2 y 0.1 veces la presión litostática.

¿Cómo puede hacerse PH2O menor que Plit? Esto puede ocurrir de dos formas: (1) reducién-dose la cantidad de fluido disponible, lo que hace que PH2O=Pfludio<Plit; y (2) diluyendo el fluido acuoso con otro componente volátil, como CO2, lo que hace que PH2O<Pfludio=Plit. Las curvas de la figura 4.4 están calculadas usando este segundo supuesto.

8

10

6

4

2

0200 400 600

P PH2O lit=0.1

800 1000

Temperatura (ºC)

Presión (kbar)

Ms+QtzKfs+Al SiO

+H O2

2

0.1

0.2

0.4

0.6 0.8

1.0

Figura 4.4. Diagrama de fases P-T para la reacción Ms + Qtz ↔ Kfs + Al2SiO5 + H2O en el que se muestra como se desplaza la curva de reacción al variar la presión parcial de H2O (PH2O) y hacerse menor que la presión litostática (Plit). Los números sobre las curvas indican precisamente cuando menor que la presión litostática es la presión parcial de H2O (tomado de Winter, 2001, pág. 516).

Una conclusión importante que se desprende de la figura 4.4 es que la temperatura de una isograda basada en una reacción de desvolatilización es muy sensible a la presión parcial de la especie volátil que interviene. Un forma alternativa de ver esto es por medio de un diagrama de fase T-

Xfluido, es decir, un diagrama en el que se representa la composición de un componente de la fase fluida frente a la temperatura. Como H2O y CO2 son, con mucho, los volátiles metamórficos más


101

abundantes, la X en la mayor parte de los diagramas T-X es la fracción molar de CO2 (o de H2O) en mezclas de CO2 y H2O. Es decir, XCO2=nCO2/(nCO2 + nH2O), donde n es el número de moles de cada especie en la mezcla. En los diagramas T-Xfluido estándar la temperatura es el eje de orde-nadas (eje vertical) y XCO2 o XH2O el eje de abcisas (eje horizontal). Como la presión también es una variable importante, los diagramas T-Xfluido se construyen para un valor específico de pre-sión.

La figura 4.5 es un diagrama T-XH2O para la reacción (4.1) construido para un presión Plit = 5 kbar. En la figura 4.4 se ha dibujado una línea isobárica (la línea de puntos horizontal a P= 5 kbar) y se han marcado las intersecciones con la curva de reacción por medio de unos puntos. Estos mismos puntos son los que aparecen en la figura 4.5. Esto es así porque PCO2 + PH2O = Plit en una mezcla binaria de H2O y CO2 y se ha asumido un comportamiento ideal para la mezcla (es decir, PH2O = XH2O · Pfluido, que es la ley de Dalton de las presiones parciales para una mezcla de gases).

200

400

600

800

0.0 0.2 0.4 0.6

P PH2O lit= = 5 kbar

0.8 1.0

XH2O

Temperatura (C)

°

Ms+Qtz

Kfs+Al SiO +H O2 5 2

Figura 4.5. Diagrama de fases T-XH2O para la reacción Ms + Qtz ↔ Kfs + Al2SiO5 + H2O a 5 kbar de presión asu-miendo un comportamiento ideal de la mezcla H2O-CO2. Los puntos dibujados sobre la curva se corresponden con los dibujados en la figura 4.4 en la intersección de las curvas de reacción con la línea isobárica a 5 kbar (tomado de Win-ter, 2001, pág. 517).

Una vez se ha dibujado la curva de equilibrio en la figura 4.5, es fácil saber qué lado de la reacción se sitúa por encima y por debajo de la curva recordando que la asociación mineral hidratada (en este caso Ms+Qtz, ya que la moscovita es un mineral hidratado) debe situarse en la parte correspondiente a temperaturas bajas. Es importante darse cuenta de que la máxima temperatura que soporta la asociación hidratada se consigue cuando el fluido está formado por agua pura (XH2O=1). Esto es así porque esa es la presión parcial máxima que el agua puede al-canzar para la presión especificada y podemos imaginar el agua “forzando” su entrada en la red de la moscovita, estabilizándola. Sin embargo, cuando la presión parcial de H2O es baja, como ocurre a la izquierda en el diagrama de la figura 4.5, la presión parcial del agua es muy baja y el agua presente en la moscovita tiende a salir de ella, desestabilizándola. Una fase hidratada co-mo la moscovita no es estable es un ambiente en el que no hay nada de agua (PH2O=0), de modo que la curva de la figura 4.5 se hace vertical a medida que se acerca a PH2O=0, sin llegar en reali-dad a cortar nunca al eje vertical.

La forma de todas las reacciones de deshidratación en un diagrama T-XH2O es siempre si-milar a la que se muestra en la figura 4.5. Tienen un máximo de temperatura en el extremo co-rrespondiente al agua pura y una pendiente que es pequeña cuando XH2O es grande pero que


102

aumenta rápidamente conformen XH2O tiende a cero. Es decir, la temperatura a la que la reac-ción se produce puede ser casi cualquiera por debajo del máximo representado por la condición PH2O=Plit. Sin embargo, para la mayor parte de las composiciones de la fase fluida (PH2O>0.17), la temperatura varía en menos de 200 °C. No obstante, uno debe de conocer la composición de la fase fluida, si eso es posible, antes de usar una reacción de deshidratación como indicadora del grado metamór-fico.

Las reacciones de descarbonatación se pueden tratar de forma idéntica a las de deshidrata-ción. Por ejemplo, la reacción

CaCO3 + SiO2 ↔ CaSiO3 + CO2 (4.3) Cal Qtz Wo

puede representarse en un diagrama T-XCO2 y tiene la misma forma que la reacción (4.1), solo que la máxima estabilidad térmica de la asociación que contiene el mineral carbonatado se al-canza para XCO2=1 o XH2O=0 (figura 4.6). La temperatura de una isograda de wollastonita basada en esta reacción depende obviamente de la presión parcial de CO2, al igual que la reacción (4.1) depende de la presión parcial de H2O.

200

400

600

800

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

XH2O

Temperatura (C)

°

Cal+Qtz

Wo+CO2

P PH2O lit= = 5 kbar

Figura 4.6. Diagrama de fases T-XCO2 para la reacción calcita (Cal) + Qtz ↔ wollastonita (Wo) + CO2 a 5 kbar de presión asumiendo un comportamiento ideal de la mezcla CO2-H2O (tomado de Winter, 2001, pág. 518).

4.3.2. Reacciones de desvolatilización mixtas

Hasta ahora hemos visto qué ocurre cuando una reacción metamórfica involucra una fase volá-til, bien sea esta hidratada o carbonatada. Pero, ¿qué ocurre cuando una reacción involucra a la vez fases hidratadas y carbonatadas? Se pueden distinguir cinco tipos principales de equilibrios en fluidos que son una mezcla de H2O y CO2. Cada uno de estos cinco tipos tiene una forma característica en un diagrama T-Xfluido. La diferencia se basa en qué especie volátil se consume o se libera al aumentar la temperatura:

1. Reacciones de deshidratación, como la que ya hemos visto para la reacción (4.1).

2. Reacciones de descarbonatación, como la que ya hemos visto para la reacción (4.3).

3. Reacciones de deshidratación y descarbonatación combinadas:

5 MgCO3 + Mg3Si4O10(OH)2 ↔ 4 Mg2SiO4 + 5 CO2 + H2O (4.4) magnesita talco forsterita


103

4. Reacciones progradas que consumen H2O y liberan CO2:

3 MgCO3 + 4 SiO2 + H2O ↔ Mg3Si4O10(OH)2 + CO2 (4.5) magnesita Qtz talco

5. Reacciones progradas que consumen CO2 y liberan H2O:

2 Ca2Al3Si3O12(OH) + CO2 ↔ CaAl2Si2O8 + CaCO3 + H2O (4.6) zoisita anortita calcita

La forma típica de cada uno de estos tipos de reacciones se ilustra en la figura 4.7. La for-ma de cada una de ellas puede entenderse intuitivamente considerando que una fase hidratada se descompone (es decir, libera agua) cuando PH2O es muy baja y que una fase carbonatada se descompone (es decir, libera CO2) cuando PCO2 es muy baja. Por ejemplo, en la curva 4 de la figura (reacción de tipo 4.5) la asociación mineral A debe contener al menos una fase carbonata-da, ya que al otro lado de la reacción hay CO2. La asociación carbonatada se hace menos estable hacia el extremo rico en agua (hacia la izquierda en la figura 4.7) y por eso la curva tiene una pendiente en esa dirección. La asociación B, por otro lado, debe contener una fase hidratada, ya que al otro lado de la reacción hay H2O, y se desestabiliza antes hacia el extremo rico en CO2 (esto se puede observar trazando una línea isoterma en la figura dentro del campo de estabili-dad de la asociación B y viendo que ocurre cuando el fluido se hace más rico en CO2, conforme nos movemos hacia la derecha).

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

XCO2

Temperatura

B+CO

2 A+CO

2

B+CO

2

A+H O2

B+HO2

B+H O2

Tmax

B+H O+CO

22

A

A

A1

2

3

4

5

Figura 4.7. Diagrama de fases P-XCO2 esque-mático que ilustra la forma general que tienen los cinco tipos de reacciones en los que parti-cipan fluidos con H2O y CO2. A y B repre-sentan una o más fases sólidas. Se ha ignora-do la estequiometría de cada reacción (tomado de Winter, 2001, pág. 518).

En las reacciones de tipo 5, la asociación A incluye una fase hidratada, que se descompone hacia valores bajos de PH2O, y la asociación B incluye un carbonato, que se descompone para valores bajos de PCO2. En las reacciones de tipo 3, la asociación A incluye tanto una fase hidrata-da como un carbonato, puesto que al otro lado de la reacción se libera H2O y CO2. La fase hidra-tada se descompone hacia valores altos de PCO2 y la fase carbonatada asociada también se con-sume, aunque sería estable si no hubiera una fase hidratada en la asociación mineral. Del mismo modo, el carbonato se desestabiliza hacia el extremo donde PCO2 es bajo, consumiendo en el


104

proceso la fase hidratada. En consecuencia, debe existir un máximo de temperatura para un valor distinto de PCO2=1 o PCO2=0 para las reacciones de tipo 3 en un diagrama P-Xfluido. Cualquier otra reacción que no consuma ni libere H2O o CO2 no se verá afectada por la fracción molar de estos volátiles en la mezcla y será, por tanto, un línea horizontal en un diagrama P-Xfluido.

Mediante razonamientos termodinámicos se puede demostrar que la posición del máximo de temperatura (Tmax) en las reacciones de tipo 3 a lo largo del eje horizontal está determinado por el cociente de los coeficientes estequiométricos de CO2 y H2O en la reacción correspondien-te. Si se liberan cantidad molares iguales de ambos componentes volátiles, entonces Tmax se sitúa a mitad de camino entre los extremos composicionales, en XCO2=0.5. Para la reacción (4.4), que libera 5 moles de CO2 por cada mol de H2O, Tmax se sitúa en XCO2=5/(5+1)=0.83. Para la curva hipotética ilustrada en la figura 4.7 (curva 5), Tmax está en XCO2=2/3=0.667, lo que indica que la reacción que la produce es del tipo A=B+2CO2+H2O.

4.3.3. Procesos en sistema abierto y procesos tamponados

Las reacciones de desvolatilización producen la liberación de un fluido. Dependiendo de la permeabilidad y la porosidad de la roca metamórfica, este fluido puede comportarse como mó-vil o inmóvil1, lo que afecta de forma radical a la evolución subsiguiente de la roca y de su asociación mineral.

Cuando una roca tiene la suficiente permeabilidad, los fluidos tienen libertad para mover-se y migrar y son, por tanto, perfectamente móviles. En tales circunstancias, los fluidos libera-dos en profundidad pueden atravesar rocas más superficiales (los fluidos, al ser menos densos que las rocas, tienden a ascender), por lo que éstas pueden tratarse como sistemas abiertos con respecto a los fluidos. Si el reservorio externo que suple los fluidos es grande con respecto al sistema más superficial y los fluidos lo atraviesan con facilidad, la composición del fluido estará controlada por el reservorio externo, lo que condicionará la mineralogía de las rocas más super-ficiales. Por otro lado, cuando la permeabilidad es baja, los fluidos no pueden migrar, permane-cen en los alrededores de la roca que los produce y es mucho más probable que llegan a alcan-zar un equilibrio con los minerales de la roca, de modo que es la asociación mineral de la roca la que controla la composición de los fluidos y no al contrario como en el caso anterior. Se dice entonces que la roca se comporta como un sistema cerrado.

El siguiente ejemplo del metamorfismo de rocas calcosilicatadas servirá para apreciar la diferencia entre estos dos comportamientos extremos de los fluidos en un sistema metamórfico. Consideremos la figura 4.8, en la que se ilustran dos reacciones de desvolatilización en un dia-grama T-XCO2.

La reacción que ocurre a temperatura más alta es la reacción (4.3) anterior, una reacción de descarbonatación de tipo 2 (de ahí el número que aparece sobre ella en la figura) y la que ocurre a temperatura más baja es:

Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 3 CaCO3 + 2 SiO2 ↔ 5 CaMgSi2O6 + 3 CO2 + H2O (4.7) tremolita calcita cuarzo diopsido

Esta reacción es de tipo 3 y produce tanto CO2 como H2O. Como la relación molar CO2:H2O del fluido liberado durante la reacción es 3:1, Tmax se sitúa en XCO2=3/(3+1)=0.75. Hay otras reacciones que se producen en el sistema CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2 y que son muy impor-

1 El concepto de componente perfectamente móvil se ha introducido en el tema 2, apartado 3.3.2.


105

tantes a la hora de determinar las asociaciones minerales en las rocas calcosilicatadas, pero las vamos a ignorar en esta discusión para simplificar el ejemplo.

Supongamos que nuestra roca de partida es un mármol con calcita + cuarzo + tremolita a baja temperatura (aunque ya por encima de la isograda de tremolita, que no se ha dibujado en el diagrama de la figura 4.8) y que el fluido intergranular inicial está compuesto, en moles, por un 20% de CO2 y un 80% de H2O. Si calentamos esta mezcla, el fluido seguirá la línea vertical dis-continua situada XCO2=0.2 en la figura 4.8. A 410 °C el sistema alcanza la curva de equilibrio para la reacción (4.7). Estamos en el punto a de la figura y la tremolita (Tr) reacciona con la cal-cita (Cal) y el cuarzo para formar diopsido (Di), liberando en el proceso 3 moles de CO2 y 1 mol de H2O por cada mol de tremolita consumida.

Aquí es donde las cosas empiezan a ser diferentes en función de que la roca sea permeable o no a la migración de los fluidos. Supongamos primero que la roca es porosa y permeable, es decir, que se comporta como un sistema abierto, de manera que las especies volátiles son libres de escapar del sistema sin modificar la composición del fluido intergranular que pasa a través de la roca. En consecuencia, este fluido va a mantener constante su composición, que es XCO2=0.2 y que está controlada por un reservorio externo de fluido (con toda seguridad situado por deba-jo de nuestro sistema, a más profundidad en la corteza).

Aceptando este supuesto, la reacción (4.7) se convierte en una reacción discontinua. De acuerdo con la regla de las fases, F=C−P+2 = 5−5+2 = 2, pero como la composición de fase fluida y la presión están controladas externamente (la primera por el reservorio de fluido que abastece la roca desde abajo y la segunda por la profundidad particular a la que la reacción se está pro-duciendo), debemos restar dos grados de libertad y F se reduce a cero. Una manera alternativa de llegar a esta misma conclusión es considerar los componentes volátiles CO2 y H2O como perfectamente móviles. Entonces, de los cinco componentes iniciales con los que se puede des-cribir el sistema (CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2), sólo nos quedan 3 (C=3). Pero si no tenemos en cuenta los componentes volátiles tampoco podemos contar la fase fluida, formada por una mez-cla de CO2+H2O. Por tanto, de las cinco fases que hay en la reacción 4.7 (parece que hay seis fa-ses, pero en realidad sólo hay cinco, ya que dos son volátiles y ambas forman una única fases fluida), sólo 4 cuentan (P=4), con lo que F=3-4+2=1.

200

400

600

Tmax

d

a

b

c

e

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

XCO2

Temperatura (C)

° Cal+Qtz

Tr+Cal+Qtz

Wo+CO2

Di+CO +H O

2 2

2

3

P Pfluido lit= = 5 kbar

Figura 4.8. Diagrama de fases T-XCO2 en el sistema CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2 para las reacciones Cal + Qtz = Wo + CO2 y Tr + 3Cal + 2Qtz = 5Di + 3CO2 + H2O a 5 kbar. Como en los casos anteriores, se ha asumido que la mezcla de H2O y CO2 es ideal (tomado de Winter, 2001, pág. 519).


106

Pero hay otro aspecto que tenemos que tener en cuenta del los diagrama T-XCO2, como so-bre el que estamos trabajando: como todo diagrama temperatura-composición, se ha dibujado para una presión constante (en este caso P=5 kbar), por lo que tenemos un grado de libertad me-nos y por tanto F=0, como antes. Es útil recordar en este punto que el “2” de la regla de las fases hace referencia a la presión y a la temperatura; si cualquiera de las dos se fija, entonces el “2” se convierte en “1”; si se fijan las dos, el “2” se transforma en “0”, como ocurre en los diagramas composicionales. Por tanto, sobre un diagrama T-XCO2 una reacción discontinua se comporta como invariante. Como la reacción (4.7) es invariante sobre un diagrama T-XCO2 bajo el supuesto de sistema abierto, la roca permanecerá a 410 °C (y a XCO2=0.2) hasta que la reacción agote alguno de los reactantes (una reacción sólo puede producirse mientras todos los reactantes existen; cuando alguno de ellos se agota, la reacción termina). Todo el calor que se añade al sistema mientras F=0 (isobárico) es consumido por la reacción, que es endotérmica, y la temperatura se mantiene constante.

Una vez que uno de los reactantes se ha consumido, la reacción cesa y la temperatura pue-de seguir subiendo a lo largo de la recta discontinua vertical situada en XCO2=0.2. Si ha sido la tremolita la fase que se ha agotado, el sistema se puede calentar hasta el punto d (figura 4.8), donde la calcita y el cuarzo restantes reaccionarán para dar wollastonita de acuerdo a la reac-ción (4.3) y liberar CO2. De nuevo, si el fluido es perfectamente móvil y su composición está controlada por un reservorio externo de composición XCO2=0.2, esta reacción también es discon-tinua y, por tanto, invariante sobre un diagrama T-XCO2 (en esta nueva reacción sólo tenemos tres componentes, CaO, SiO2 y CO2, y cuatro fases, por lo que F=1 en general y F=0 sobre el dia-grama T-XCO2). La reacción permanecerá a 487 °C hasta que la calcita o el cuarzo se agoten, en cuyo momento la temperatura volverá a subir y tendremos una roca formada por Wo+Cal o Wo+Qtz dependiendo de qué reactante, Cal o Qtz, se haya agotado.

Ahora consideremos la situación en la que la permeabilidad de la roca es muy baja. Si la roca original, formado por Tr+Cal+Qtz, se calienta hasta el punto a de la figura 4.8, se produce la reacción (4.7), que libera CO2 y H2O en la proporción 3:1, mezcla que es mucho más rica en CO2 que la original de XCO2=0.2 (proporción 1:4). Como ahora la permeabilidad está limitada, el fluido producido por esta reacción se mezcla con el existente en el espacio intergranular, modi-ficando su composición hacia valores mayores de XCO2. Como la reacción Tr+Cal+Qtz = Di+CO2+H2O ya ha comenzado, en el sistema están presenten los cuatro minerales Tr+Cal+Qtz+Di por lo que la composición del fluido no puede simplemente desplazarse de forma isoterma hacia la derecha en el diagrama, puesto que esto produciría el cese de la reac-ción. El único trayecto posible que conserva los cuatro minerales en el sistema es siguiendo la curva de reacción, tal y como se indica en la figura 4.8 por medio de la línea discontinua paralela a la cur-va. Este es un clásico proceso tamponado (buffer process en ingles) en el cual la asociación mine-ral de la roca controla, o tampona, la composición del fluido. Como Xfluido ya no está fijado ex-ternamente, F=2 (en general) o F=1 (en un diagrama T-Xfluido). Mientras coexistan los cuatro minera-les, la composición del fluido está determinada por la temperatura a lo largo de la curva de equilibrio en la figura 4.8. Si continuamos calentando el sistema, la composición del fluido se desplazará hacia valores más altos de XCO2 conforme la temperatura aumenta y la reacción progresa, consumien-do tremolita, calcita y cuarzo, y produciendo diopsido y un fluido enriquecido en CO2. La reac-ción es univariante sobre este diagrama y se comporta como tal: para un cambio dado en la composición del fluido (variable independiente) sólo una temperatura (variable dependiente) mantiene el sistema sobre la curva de reacción.

¿En qué momento cesa esta reacción tamponada? Depende de la cantidad de reactantes y fluido y de la permeabilidad de la roca. La porosidad es probable que sea muy pequeña en la mayor parte de las rocas metamórficas y que esté restringida a una fina película intergranular


107

que supone menos de un 1-2% del volumen total de la roca. Como incluso la formación de un pequeño volumen de diopsido produce un volumen de fluido de aproximadamente un 10%, esta cantidad de fluido nuevo modificará drásticamente la composición del fluido presente en el limitado espacio intergranular. Es decir, la reacción prograda va a producir la modificación de la composición del fluido hacia el valor XCO2=0.75 conforme la temperatura aumenta hasta el máximo térmico de Tmax=455 °C (el valor de XCO2=0.75 es la composición del fluido que genera la reacción 4.7). Esto lleva el sistema hasta el punto b de la figura 4.8. En este punto, el fluido pro-ducido por la reacción es idéntico al que hay en el espacio intergranular y ni la temperatura ni la composición del fluido pueden ya cambiar hasta que la reacción termine, lo que se producirá a 455 °C, el máximo térmico de la reacción, cuando uno de los reactantes se agote. Si cualquiera de los reactantes tarda mucho en agotarse, la reacción (4.7) generará continuamente un fluido de composición constante XCO2=0.75 que, al abandonar el sistema y ascender por la corteza te-rrestre, puede provocar un comportamiento de sistema abierto en otras rocas metamórficas situadas más arriba, tal y como se ha descrito al principio de este apartado.

Cuando uno de los reactantes se consume, la temperatura del sistema puede seguir au-mentando por encima de la temperatura máxima de la reacción (4.7). Si volvemos a suponer que es la tremolita el primer reactante en agotarse, la calcita y el cuarzo restantes reaccionarán para dar wollastonita y CO2 a 570 °C, cuando la línea discontinua vertical en la figura 4.8 corte a la curva de la reacción Cal+Qtz = Wo+CO2. Esta reacción produce un fluido formado por CO2 pu-ro, lo que hace que (manteniendo la hipótesis de baja permeabilidad) el fluido del espacio inter-ganular cambie gradualmente su composición hacia XCO2=1.0 conforme la wollastonita se va formando, hasta que la reacción termina a 590 °C cuando en el espacio intergranular ya no hay más que CO2 puro y uno de los reactantes (calcita o cuarzo) se ha terminado.

Si uno de los reactantes está en muy pequeña cantidad o la roca es más permeable, cual-quiera de las dos reacciones anteriores puede terminarse antes de que la composición del fluido intergranular se iguale con la del fluido producido por la reacción. En tal caso la reacción (y su capacidad de tamponamiento) terminará en algún punto intermedio a lo largo de la curva de reacción antes de llegar al máximo térmico. Por ejemplo, la reacción (4.7) puede terminar pronto porque la roca contiene muy poca tremolita y ésta se consume antes de que el fluido intergranu-lar alcance la composición XCO2=0.75. La trayectoria T-XCO2 puede entonces abandonar la curva de reacción en cualquier punto entre el punto donde primero la cortó (en nuestro ejemplo en XCO2=0.2) y el máximo térmico. Un ejemplo de esta trayectoria es la marcada a→ d→ e y luego una subida vertical en la figura 4.8, que implica que la reacción Cal+Qtz = Wo+CO2 tampona la composición del fluido durante un tiempo hasta que la calcita o el cuarzo se agotan (en el punto e), instante en el que la reacción termina y la temperatura puede seguir ascendiendo.

Normalmente es imposible predecir en que punto del espacio T-Xfluido una reacción de des-volatilización terminará. Los dos escenarios comentados en este apartado: el de sistema abierto y el de sistema tamponado hasta Tmax son los dos casos extremos que se pueden dar, pero cual-quier posibilidad intermedia es también posible.

El intervalo de temperaturas sobre el que se desarrolla una reacción tamponada es mayor que el de la misma reacción en sistema abierto. En lugar de que los reactantes y los productos coexistan a una única temperatura, como ocurre en sistema abierto, en los sistemas tamponados los reactantes y los productos coexisten en un rango de temperaturas que en muchos casos pue-de ser de hasta 100 °C. Esto es así porque en los sistemas tamponados los componentes volátiles no son perfectamente móviles y hay que tenerlos en cuanta al aplicar la regla de las fases. Para la reacción (4.7) en sistema tamponado, tenemos C=5 componentes (CaO, MgO, SiO2, H2O y


108

CO2)y P=5 fases (Tr, Cal, Qtz, Di y el fluido), por lo que F=2, una reacción divariante que, como hemos visto, permite a los reactantes y los productos coexistir sobre un rango de temperaturas.

4.4. Reacciones de intercambio catiónico

Existe otro tipo de reacciones metamórficas, muy ligado a las reacciones continuas, pero en el que no aparece ni desaparece ninguna fase, manteniéndose constante la cantidad de todas ellas. Lo único que se produce durante la reacción es un cambio en la composición de los minerales ya presen-tes por intercambio de unas especies iónicas por otras (como el que tiene lugar en las reacciones discontinuas, pero sin formación de fases nuevas). Como las especies iónicas más comúnmente intercambiadas son cationes, estas reacciones reciben el nombre de reacciones de intercambio catiónico.

Normalmente los cationes intercambiados tienen un tamaño y carga similares. Las reaccio-nes de intercambio ocurren en sistemas con pocas fases y muchos componentes (es decir, con muchos grados de libertad), específicamente cuando dos o más minerales en una roca admiten el mismo tipo de sustitución iónica, por ejemplo Fe2+↔Mg2+ ó K+↔Na+. En las rocas metamórfi-cas, el reparto de Fe2+ y Mg2+ entre los minerales ferromagnesianos (como el granate y la biotita) es el caso más importante de reacción de intercambio catiónico. Aunque este tipo de reacciones no se pueden identificar con el microscopio petrográfico, ya que no hay cambio en la asociación de minerales presentes, sí que pueden determinarse mediante análisis de microsonda electróni-ca.

El motivo por el que se dan este tipo de reacciones es doble:

No todos los minerales tienen la misma “preferencia” por uno u otro de los iones sustitui-dos. Así, si hay diferentes minerales ferromagnesianos en equilibrio en una roca, el co-ciente XMgO=Mg2+/(Mg2++Fe2+) es diferente para cada mineral. Por ejemplo, el granate muestra una fuerte preferencia por el Fe sobre el Mg y tiene, por tanto, un XMgO más pequeño que otros minerales ferromagnesianos que coexisten con él. En el caso de las rocas pelíticas, el orden de preferencia por el magnesio es el siguiente:

GrtMg

StMg

BtMg

ChlMg

CrdMg XXXXX >>>> .

Es decir, la cordierita (Crd) tiene mayor preferencia por el Mg que la clorita (Chl); es-ta, a su vez, mayor preferencia que la biotita (Bt) y así hasta el granate, que es el de menor preferencia por el Mg (y mayor preferencia por el Fe). Es decir, si encontramos estos cinco minerales juntos en una roca y estamos seguros de que es una asociación de equilibrio, un análisis químico de cada uno de ellos mostrará que la cordierita es el mi-neral con la relación Mg2+/(Mg2++Fe2+) más grande de los cinco y el granate el que tiene la relación Mg2+/(Mg2++Fe2+) más pequeña. Esto queda patente en la posición de estos minerales en un diagrama AFM (véanse, por ejemplo, las figuras 3.10 y 3.11 del tema anterior), en el que la cordierita ocupa la zona más cercana a la línea AM del diagrama AFM, la biotita una posición intermedia y el granate una zona cercana a la línea AF. Una forma de cuantificar esta preferencia es por medio del coeficiente de distribu-ción, KD, que se define para parejas de elementos y parejas de minerales:

( )( )B

ba

AbaBA

bDa XXXX

K//

=−−


109

donde a y b son dos elementos, A y B dos minerales y X la fracción molar. Por ejem-plo, el coeficiente de distribución de Fe y Mg entre granate y biotita es

( )( )Bt

MgFe

GrtMgFeBtGrt

MgDFe XX

XXK

/

/=−

− .

Como 1>−−BtGrtMgDFeK , esto quiere decir que la preferencia del mineral que aparece primero

como superíndice (Grt) por el elemento que aparece primero como subíndice (Fe) es mayor que la del mineral que aparece segundo (Bt). Por supuesto, si 1>−

−BtGrtMgDFeK , en-

tonces 1<−−GrtBt

MgDFeK .

La relación Mg2+/(Mg2++Fe2+) para un mineral particular cambia con la presión y la temperatu-ra, sobre todo con esta última. Como el ritmo al que cambia es distinto para cada mineral, esto implica que el coeficiente de distribución también varía con la temperatura, tendiendo a uno cuando ésta aumenta. El efecto de cambiar la temperatura en un esquisto con biotita-granate es el de provocar una reacción de intercambio entre el granate y la biotita. La re-acción se puede escribir esquemáticamente en la forma

Granate-Fe + Biotita-Mg ↔ Granate-Mg + Biotita-Fe

aunque, por supuesto, en la roca sólo hay una composición de granate y una composi-ción de biotita en cada instante. A la izquierda están las composiciones de baja tempe-ratura y a la derecha las de alta temperatura. Como 1>−

−BtGrtMgDFeK y conforme la tempera-

tura aumenta este valor tiende a 1, se deduce que la preferencia del granate por el hie-rro se hace menor al aumentar la temperatura; dicho de otra forma, el granate se enri-quece en magnesio conforme la temperatura aumenta. A la biotita le ocurre lo contra-rio, ya que 1<−

−GrtBt

MgDFeK y con el aumento de la temperatura se hace más férrica. Esta de-

pendencia de la composición de determinados minerales con la temperatura sirve pa-ra cuantificar su temperatura de formación. Es lo que se conoce con el nombre de geo-termómetro y la reacción anterior es un ejemplo de ello. Los geotermómetros basados en reacciones de intercambio son una de las formas más precisas y utilizadas para la estimación cuantitativa de la temperatura de formación de las rocas metamórficas. Los veremos con más detalle en el próximo tema.

4.5. Reacciones de oxidación/reducción

Las reacciones de oxidación/reducción o reacciones redox suponen cambios en el estado de oxidación de alguno de los elementos de las fases que intervienen en la reacción. El elemento multivalente más importante en los procesos geológicos es el hierro, que puede encontrarse en su estado nativo (Fe0), en estado divalente Fe2+ (hierro ferroso o reducido) y en estado trivalente Fe3+ (hierro férrico u oxidado). Otro ejemplos de interés geológico son Cu+-Cu2+, Mn2+-Mn3+, O0-O2−, S0-S2− y C0-C4+. Una reacción redox simple es la que relaciona la hematites con la magnetita:

6 Fe2O3 ↔ 4 Fe3O4 + O2. (4.8a)

En esta reacción, 1/3 de los iones Fe3+ de la hematites se reducen a iones Fe2+ en la magnetita. Para compensar el cambio de carga y mantener la neutralidad eléctrica, 1/9 de los átomos de O2− de la hematites se oxidan a O0. Esto se ve mejor si en la fórmula de la hematites y la magnetita separamos el Fe2+ del Fe3+:

2423

2332 OOFeFe 4OFe 6 +↔ +++ . (4.8b)


110

Vemos como de los 12 átomos de Fe3+ en la hematites, 4 se transforman en Fe2+ en la magnetita (es decir, 1/3 de ellos) y que de los 18 átomos de oxígeno de la hematites, 2 (es decir 1/9) se reducen a O0 y forman una molécula de oxígeno. En el sistema de tres componentes Fe2O3-FeO-O2, la presencia de tres fases en equilibrio implica que F=3−3+2=2. Como tanto la magnetita co-mo la hematites son fases puras (no admiten cambios de composición), sólo la presión litostáti-ca, la temperatura y la presión parcial de O2, PO2, pueden variar. A una profundidad dada (es decir, quitado uno de los grados de libertad, la presión litostática), la presencia de hematites y magnetita en una roca implica que F=1; es decir, la asociación hematites+magnetita se comporta como un tampón de oxígeno. La reacción (4.8) se puede representar en un diagrama T-PO2, similar a los diagramas T-Xfluido que hemos usado para explicar las reacciones de desvolatiliza-ción. Estos diagramas, al igual que los T-Xfluido se dibujan para un valor fijo de la presión litostá-tica (son diagramas isobáricos) y en ellos las variables son la temperatura (dibujada en el eje de abcisas) y la presión parcial de oxígeno, dibujada en el eje de ordenadas. Como los valores de PO2 varían mucho de unas condiciones a otras, es conveniente usar una escala logarítmica para representarla, y es lo que se ha hecho en la figura 4.9. Así, un valor de logPO2 = −40 equivale a una presión parcial de oxígeno de 10-40 MPa.

200−60

−40

−20

0

400 600 800 1000 1200

log

(MPa)

PO2

Temperatura ( C)°

Fe en estado nativo

Fe en hematites

MH

FMQ

QIF

Fe sobre todo en silic

atos

Figura 4.9. Diagrama T-PO2 isobárico mostrando la localización de las reacciones (4.8), (4.9) y (4.10). Se ha marcado en campo en el que el hierro está sobre todo en forma de Fe2+, como ocurre en los silicatos de la mayor parte de las rocas. El grado de reducción del hierro aumenta de la parte superior izquierda del diagrama, sonde todo el hierro está en forma oxidada, a la parte inferior izquierda, donde todo el hierro está en forma nativa Fe0. (tomado de Winkler, 2001, pág. 523).

En la figura se han dibujado otras dos reacciones redox que tamponan la presión parcial de oxígeno. Estas son:

2 Fe3O4 + 3 SiO2 ↔ 3 Fe2SiO4 + O2 (FMQ) (4.9) magnetita cuarzo fayalita

Fe2SiO4 ↔ 2 Fe0 + SiO2 + O2 (QIF) (4.10) fayalita hierro cuarzo

Estos tampones de oxígeno sirven para conocer aproximadamente el rango de valores de PO2 en las rocas metamórficas ya que el Fe en los silicatos raramente está tan oxidado como en la hematites y también es muy raro encontrar el Fe en estado metálico (Fe0). Esto limita los valores de PO2 en las rocas metamórficas al rango 10−10−10−50 MPa. Son valores extremadamente peque-ños, del orden de algunas moléculas de O2 por metro cúbico de roca. Cuando la cantidad de


111

oxígeno libre es tan pequeña como ésta, es muy probable que el oxígeno no sea capaz de difun-dirse libremente por la roca y que los valores de PO2 varíen localmente de un punto a otro. Por eso no es raro encontrar rocas con, por ejemplo, magnetita, hematites y algún silicato con Fe2+ en escalas subcentimétricas que nos hablan de valores muy distintos de la presión parcial de oxí-geno en distancias muy cortas.

4.6. Mecanismos de las reacciones metamórficas

En los apartados anteriores nos hemos limitado a describir los tipos de reacciones más impor-tantes en las rocas metamórficas, pero no hemos dicho nada de cómo se producen esas reaccio-nes, de sus mecanismos. En los sistemas naturales las reacciones metamórficas son muy comple-jas y suelen consistir en el desarrollo conjunto de varios de los tipos de reacciones descritos más arriba, con la participación simultánea de la mayor parte de las fases minerales presentes.

Un ejemplo clásico de esta complejidad lo proporciona la aparentemente simple reacción de transformación polimórfica de la distena en sillimanita al aumentar la temperatura. Sería esperable que la sillimanita se formara a partir de la distena por un reemplazamiento átomo a átomo. En realidad, las evidencias que se desprenden del estudio petrográfico en lámina delga-da no apoyan este mecanismo tan simple de transformación. Lo que se observa es que cuando se alcanza la isograda de la sillimanita, ésta se nuclea y crece dentro de agregados de cristales de biotita y cuarzo, pero nunca directamente en contacto con la distena. Carmichael (1969) ex-plicó dichas observaciones proponiendo la participación conjunta de tres reacciones metamórfi-cas simultáneas en puntos diferentes dentro de la matriz de la roca (figura 4.10), facilitadas por la presencia de una fase fluida que transporta especies iónicas en disolución de un punto de la roca a otro. Estas tres reacciones son las siguientes:

Ms

MsQtz

Qtz

fibrolitaK+

H+

Ky

1. Se observa en lámina delgada que la distena (Ky) esta rodeada de moscovita (Ms) cuan-do se desestabiliza. Suponiendo que esta reacción tiene lugar en el contacto entre la dis-tena y el cuarzo (Qtz) presente en la matriz, puede escribirse en la forma

3 distena + 6 cuarzo + 2 K+ + 9 H2O → 2 moscovita + 2 H+ + 3 Si(OH)4. (4.11)

En esta reacción K+, H+ y Si(OH)4 son formas generales de expresar la presencia de estos componentes en solución en la fase fluida. Como la reacción no está ajustada en térmi-nos de los componentes sólidos y líquidos convencionales (ni cuarzo ni distena tienen

Figura 4.10. Ilustración esquemática de un ciclo de reacciones iónicas que relacionan la desestabilización de la distena con el crecimiento de sillimanita. Un cristal corroído de distena (Ky, a la izquierda en el diagrama), en una matriz rica en cuarzo (Qtz), ha sido recubierto por una corona de moscovita nueva (Ms) según la reacción (4.11), mientras que a la derecha del dia-grama la moscovita ya existente se está desestabilizando y siendo reemplazada por sillimanita fibrolítica de acuerdo a la reac-ción (4.12) (tomado de Yardley, 1989, pág. 166).


112

potasio en su estructura) y requiere de la participación de especies iónicas transporta-das hasta el sitio de la reacción por un fluido intergranular1, es por lo que se denomina una reacción iónica.

2. Si el metamorfismo es isoquímico en conjunto, entonces debe producirse la reacción ió-nica complementaria de la reacción (4.11) en otros puntos de la matriz de la roca. Por ejemplo, para liberar K+ y absorber H+ una reacción posible es:

2 moscovita + 2 H+ → 3 sillimanita + 3 cuarzo + 2K+ + 3 H2O. (4.12)

Esta reacción produce el reemplazo de la moscovita de la matriz por sillimanita + cuar-zo, y nuevamente esta textura se ha observado en lámina delgada.

3. El funcionamiento de las reacciones (4.11) y (4.12) en zonas cercanas de la roca, junto con el intercambio difusivo de iones entre estos dos dominios, y la disolución y repre-cipitación del cuarzo de acuerdo con la reacción

Si(OH)4 ↔ 1 cuarzo + 2 H2O, (4.13)

son capaces de explicar el crecimiento de la sillimanita y la desestabilización de la dis-tena en zonas distintas de la roca. Además, la reacción conjunta, obtenida de sumar las reacciones (4.11), (4.12) y 3 × (4.13) es simplemente

3 distena → 3 sillimanita, (4.14)

ya que el resto de componentes participantes se cancelan.

Otro ejemplo de reacción aparentemente simple es la sustitución retrógrada de los cristales de distena o andalucita por un agregado de grano fino de sericita (sericitización de la andalucita o la distena). En este caso también existen componentes no presentes en los reactantes (como K+ y H2O) que deben ser incorporados desde otros puntos del sistema por medio de una fase fluida para poder formar los productos.

4.7. Los diagramas composicionales y las reacciones metamórficas

Ya hemos visto que los diagramas de fase composicionales sirven para conocer las asociaciones minerales que podemos esperar encontrar en una roca de composición dada en unas condicio-nes P-T especificadas (asociaciones compatibles). Esto es así porque en los diagramas composi-cionales podemos representar también la composición de la roca global (a partir de su análisis químico expresado en fracciones molares de los diferentes óxidos mayores). Pero una sucesión de diagramas composicionales para diferentes P-T nos permite, además, conocer las reacciones metamórficas responsables de la aparición y desaparición de los minerales al variar la presión y la temperatura. Es decir, una serie de diagramas composicionales dibujados para condiciones P-T sucesivas no sólo ilustra los cambios en las asociaciones minerales, sino que también permite especificar qué reacciones químicas han tenido lugar. Esto es así porque cuando dos minerales reaccionan la tie-line que los une en el diagrama composicional desaparece, mientras que cuan-do dos minerales aparecen juntos por primera vez, la línea que los une también aparece en el diagrama. Vamos a ilustrar esto con el sistema de tres componentes Al2O3-CaO-SiO2 (sistema ACS), que ya hemos utilizado en un apartado anterior para introducir los conceptos de tie-line y asociación compatible.

1 El K+ proviene de la desestabilización de la moscovita y el H+ de la disociación del agua.


113

Sobre los diagramas composicionales ternarios, que son los que más se utilizan en metamorfismo, son posibles tres tipos genéricos de reacciones (figura 4.11): (1) reacciones de tipo A+C ↔ D; (2) reacciones de tipo A+B+C ↔ D; y (3) reacciones de tipo A+C ↔ B+D. En estas expresiones A, B, C y D son cuatro fases cualesquiera (sólidas, líquidas o gaseosas) y como se trata de reacciones en sistemas ternarios, en un lado de la reacción no puede haber más de tres fases.

1. El primer tipo de reacciones sólo se dan cuando la composición del mineral que se forma puede expresarse en términos de los dos minerales que reaccionan. Con otras palabras, reactantes y productos se sitúan sobre una misma recta en el dia-grama composicional, como le ocurre al corindón (Crn), el granate (Grt) y la wo-llastonita (Wo) en el sistema ACS (parte superior de la figura 4.11).

SiO2

SiO2 SiO2

SiO2SiO2

SiO2Al O2 3

Al O2 3 Al O2 3

Al O2 3Al O2 3

Al O2 3

Wo WoGrt

Qtz QtzCrn Crn

CaO

CaO CaO

CaOCaO

CaO

Grt

And

Qtz

WoGrt

Qtz

An

Grt

And

Qtz

An

WoGrt

Qtz

An

Reacciones de tipo A+C D

Reacciones de tipo A+B+C D

Reacciones de tipo A+C B+D

A=Crn

A=And

A=Grt

C=Wo

C=Qtz

C=Qtz

B=Grt

B=Wo

D=Grt

D=An

D=An

Figura 4.11. Tipos de reacciones metamórficas en sistemas de tres componentes. Los ejemplos muestran reacciones en el sistema ACS (Al2O3-CaO-SiO2). Los diagramas de la izquierda están dibujados para una presión y temperatura distintos de los diagramas de la derecha. And: andalucita, Grt: granate, An: anortita, Wo: wollastonita, Qtz: cuarzo.


114

2. Las reacciones del tipo A+B+C ↔ D son muy comunes y se producen cuando los tres minerales de la asociación reaccionan entre sí para formar un mineral nuevo, el mineral D. Estas reacciones se dan cuando la composición de mineral recién formado se sitúa dentro del triángulo definido por los tres minerales reactantes (A, B y C). Es el caso de la formación de anortita (An) por reacción de granate, andalucita (And) y cuarzo (Qtz) en la figura 4.11. Dependiendo de cuál sea la composición global de la roca que reacciona, uno de los tres minerales reactantes desaparecerá (el cuar-zo, la andalucita o el granate) y la nueva asociación de equilibrio estará formada por An+And+Grt, An+And+Qtz o An+Grt+Qtz. Se observa que todas las nuevas asociaciones tienen anortita. Estas reacciones marcan siempre el comienzo o el fi-nal del campo de estabilidad de la fase situada dentro del triángulo.

3. Las reacciones del tipo A+C ↔ B+D también son muy comunes y a veces reciben el nombre de reacciones de conmutación (switching reactions) porque hacen des-aparecer una tie-line y aparecer otra nueva, como si conmutaran de una a otra. Es-te tipo de reacciones se da cuando la composición del nuevo mineral que aparece (B o D, dependiendo de la composición de la roca) no está dentro del triángulo definido por los otros tres minerales que participan en la reacción (A, C y B o A, C y D). En la prác-tica, estas reacciones hacen que dos minerales que pertenecía a asociaciones com-patibles distintas acaben perteneciendo a la misma asociación compatible. Esto es lo que se observa en la parte inferior de la figura 4.11. Allí vemos cómo el cuarzo y el granate reaccionan en una roca que, dependiendo de su composición, estará formada por Qtz+Grt+An o por Qtz+Grt+Wo para dar lugar a otra roca con Qtz+An+Wo o Grt+An+Wo. En cualquier caso, lo que ocurre es que se pasa de una roca en la que la asociación Qtz+Grt era una asociación compatible, a otra en la que esta última ya no es viable y, en cambio, se ha hecho compatible la asocia-ción An+Wo, antes imposible. Este tipo de reacciones no marca el comienzo ni el final del campo de estabilidad de una fase.

4.8. Evaluación cuantitativa de las condiciones PT

Hasta hace relativamente poco tiempo sólo era posible comparar temperaturas y presiones rela-tivas de formación de las diferentes rocas metamórficas y no sus valores absolutos. Ocurría algo similar como lo que sucedió con la escala estratigráfica de tiempo geológico antes de que la datación radiométrica de las rocas permitiera dar edades absolutas a cada piso estratigráfico: se sabía que las rocas devónicas eran más antiguas que las rocas triásicas, pero no se sabía su edad absoluta en millones de años. El conocimiento de las condiciones de presión y temperatura a las que se forman las rocas metamórficas ha pasado por etapas similares. Hasta que no se comenza-ron a utilizar las técnicas cuantitativas de la geotermobarometría, sólo se sabía que una pizarra representaba menor grado metamórfico (y, por tanto, menor temperatura) que un esquisto, o que la facies de esquistos verdes se alcanzaba para valores de P y T menores que los de la facies de granulitas, pero no se sabía cuales eran esas presiones y temperaturas.

La determinación cuantitativa de la presión y la temperatura en petrología metamórfica tiene una historia casi tan antigua como la propia petrología metamórfica. La controversia que se suscitó a comienzos del siglo pasado sobre la importancia del metamorfismo de enterramien-to frente al metamorfismo térmico llevaba implícito un intento de evaluar el efecto relativo de la presión y la temperatura durante el metamorfismo. A su vez, como hemos visto en el tema 2, los estudios iniciales con minerales índice y facies metamórficas tenían mucho que ver con la esti-


115

mación cualitativa de las condiciones del metamorfismo: en terrenos metamórficos sin ninguna relación espacial o temporal entre ellos se observaba la misma secuencia de aparición de mine-rales índice. Aunque entonces todavía no se conocían las reacciones metamórficas que provoca-ban estos cambios, el supuesto implícito de que una misma zona mineral debía de corresponder a un grado metamórfico similar en cualquier terreno metamórfico se convirtió en un esquema de razonamiento simple pero muy poderoso.

El concepto de facies metamórfica fue un poco más lejos al poner el énfasis en las asocia-ciones minerales más que en los minerales aislados, lo que sentó las bases para comenzar a re-conocer las diferentes reacciones metamórficas que producían la aparición y la desaparición de determinados minerales. Y con ello se puso claramente de manifiesto que era el estudio de los equilibrios químicos entre fases lo que permitiría realizar definitivamente el ataque al conocimiento cuan-titativo de las presiones y las temperaturas durante el metamorfismo.

Este ataque se ha realizado en tres frentes: (1) mediante experimentos de laboratorio, (2) mediante cálculos termodinámicos de equilibrios de fase, y (3) mediante estudios de detalle de la composición de las asociaciones minerales de equilibrio en rocas por medio de la microsonda electrónica. Hoy en día, gracias a la gran cantidad de trabajos que se han realizado de forma más o menos paralela en los tres frentes, cualquier petrólogo con cierta experiencia puede calcu-lar con una precisión de unos pocos kilobares y 100 °C las condiciones de formación de una roca identificando asociaciones minerales clave sin necesidad de recurrir a técnicas analíticas com-plejas, aunque estimaciones más precisas sí requieren de esas técnicas analíticas.

En este apartado vamos a repasar las estrategias más usadas para hacer las evaluaciones absolu-tas de la presión y la temperatura, que han servido para dar un marco cuantitativo a todos los esquemas cualitativos tratados en el tema 2. Estas estrategias son fundamentalmente dos: las redes petrogenéticas y la geotermobarometría.

4.8.1. Geotermobarometría

Cuando los esquemas de facies metamórficas y zonas minerales se desarrollaron por primera vez a comienzos del siglo XX, los geólogos tenían una idea muy vaga de los valores absolutos de presión y temperatura a los que las rocas metamórficas estaban sometidas durante su forma-ción. Con el desarrollo, durante los años 50 y 60 del siglo pasado, de técnicas experimentales para el estudio de los equilibrios de fase mineralógicos a altas presiones y temperaturas, se co-menzaron a precisar las condiciones de formación de muchas asociaciones minerales y, en la actualidad, tenemos una idea bastante buena de las condiciones ambientales reinantes durante el metamorfismo de las rocas más comunes. Los indicadores mineralógicos de la presión y la temperatura reciben el nombre de geobarómetros y geotermómetros, respectivamente.

Existen diferentes formas de determinar las condiciones P-T de formación de una asocia-ción mineral, una vez se ha establecido que se trata de una asociación mineral de equilibrio. Las más utilizadas se basan todas ellas en las reacciones metamórficas, que pueden ser, como ya vimos en el tema anterior, discontinuas, continuas o de intercambio catiónico. Obviamente las reaccio-nes más útiles para evaluar la presión durante el metamorfismo son aquellas que se producen a la misma presión para un rango muy amplio de temperaturas, mientras que una reacción con las características opuestas (se produce a la misma temperatura para un amplio rango de pre-siones) será una buena indicadora de la temperatura de metamorfismo. Es posible predecir de forma bastante aproximada, con las herramientas de la termodinámica, qué reacciones cumpli-rán mejor estos requerimientos. Algunas reacciones son sensibles exclusivamente a la tempera-


116

tura, en especial las reacciones de intercambio catiónico, ya que el cambio de volumen que acompaña a estas reacciones es muy pequeño. Las reacciones de desvolatilización son también sensibles sobre todo a la temperatura en la mayor parte de las condiciones de presión de interés para el metamorfismo, debido al gran aumento de entropía (desorden) que acompaña a la pér-dida de volátiles de la estructura ordenada de un mineral. Sin embargo, la mayor parte de las reacciones que son sensibles a la presión lo son también, aunque en menor grado, a la tempera-tura, por lo que los buenos geobarómetros son mucho menos abundantes que los buenos geo-termómetros.

Tipos de geotermobarómetros

Todos los geotermobarómetros se basan en relacionar alguna propiedad mensurable en una mineral o en una asociación mineral con la presión y la temperatura de formación. Existen mu-chas variantes de geotermobarómetros y los más usados en metamorfismo son los siguientes.

Las reacciones de intercambio. Son muy buenos geotermómetros, ya que las reacciones en las que se basan son casi insensibles a la presión (el volumen molar de los reactantes y los produc-tos es igual). Como ya se ha comentado en el tema anterior, estos geotermómetros se basan en la diferente preferencia de un catión u otro por los minerales que forman el geotermómetro y en la dependencia del coeficiente de distribución, KD, con la temperatura. Los dos geotermómetros más usados en este apartado son el de granate-piroxeno y el de granate-biotita, aunque se han definido muchos otros. Por ejemplo, el geotermómetro granate-biotita tiene la forma

2109 9.56 (kbar)( ) 273

0.782 ln Bt GrtD Fe Mg

PT C

K −−

+° = −

−

donde

Grt

Bt

(Mg/Fe)(Mg/Fe)

Bt GrtD Fe MgK −

− = .

0.0009 0.00095 0.00100 0.00105

ln = 2109 1/ 0.782 K TD − × +

Experimentos deFerry y Spear (1978)

P = 2 kb ar

0.00110 0.00115 0.00120

1.0

1.2

1.4

1.6

1.8

−ln K

D

1/ (1/K)T

550600700800

Temperatura (ºC)

Figura 4.12. Gráfico –lnKD frente a 1/T (en kelvins) de los datos del experimento de Ferry y Spear (1978) para la reacción de intercambio entre granate y biotita a 2 kbar. Los puntos son los valores experimentales y la línea recta es la regresión lineal sobre los puntos experimentales (tomado de Winter, 2001, pág. 546).


117

La Figura 4.12 muestra el resultado de unos experimentos de calibrado del geotermómetro granate-biotita. Obsérvese que la relación entre el inverso de la temperatura, 1/T, y el logaritmo del coeficiente de reparto, log KD, es una línea recta. Este comportamiento es genérico paro to-dos los geotermómetros basados en reacciones de intercambio. El coeficiente de reparto se cal-cula de forma muy sencilla midiendo con una microsonda electrónica el contenido en Mg y Fe de la biotita y el granate de una roca metamórfica (siempre que primero se haya demostrado que ambos minerales están en equilibrio).

Las reacciones solvus. Algunas parejas de minerales con estructura similar muestran solución sólida continua a altas temperaturas pero poseen una limitada miscibilidad cuando la tempera-tura disminuye. La línea curva (casi siempre en forma de parábola invertida) que separa la fase única de las dos fases exsueltas en un diagrama T-X recibe el nombre de curva de solvus. La in-miscibilidad depende casi exclusivamente de la temperatura, por lo que este tipo de reacciones son buenos geotermómetros. Ejemplos: oropiroxeno-clinopiroxeno, plagioclasa-feldespato alca-lino, calcita-dolomita, moscovita-paragonita. La Figura 4.13 muestra el solvus entre calcita y dolomita construido a partir de datos experimentales. Conociendo la composición de la calcita y dolomita en equilibrio en una roca se puede estimar la temperatura a la que se produjo la exso-lución.

Figura 4.13. Solvus entre calcita y dolomita según se deduce de datos experimentales. Las puntas de las flechas muestran la composición final de la calcita en experimentos de exolución y la dirección de la flecha da el sentido en el que la composición cambiaba durante el experimen-to. Los puntos cercanos al término dolomítico son dolomitas naturales en equilibrio con calci-ta (tomado de Barker, 1998, página 90).

Las transformaciones polimórficas. En teoría, estas simples transformaciones corresponden a curvas univariantes muy bien caracterizadas. Son muy fáciles de aplicar en las rocas ya que la mera presencia de una de las fases (por ejemplo, distena en las transformaciones polimórficas entre andalucita, sillimanita y distena) es suficiente para dar cierta información sobre las condi-ciones P-T de formación. La desventaja es que estas reacciones suelen proporcionar sólo límites superiores o inferiores de P-T. Ejemplos: andalucita-sillimanita-distena, calcita-aragonito, cuar-zo-cohesita.

Las transformaciones polimórficas entre andalucita, sillimanita y distena son de especial importancia en el metamorfismo, ya que permiten acotar de forma rápida las condiciones aproximadas de formación de una roca. La Figura 4.14 muestra estos campos de estabilidad sobre un diagrama PT. Si una roca tiene distena y andalucita en equilibrio, sólo se ha podido formar en las condiciones PT marcadas por la línea univariante que separa ambos minerales en el diagrama PT. Si una roca contiene los tres minerales en equilibrio, sus condiciones de forma-ción quedan perfectamente definidas y corresponden a la posición del punto triple (aproxima-damente 500 °C y 3.5 kbar).


118

8

10

6

4

2

200 400 600 800

Temperatura (ºC)

Presión (kbar)

ANDALUCITA

SILLIMANITA

DISTENA

Figura 4.14. Diagrama PT con los campos de estabilidad de andalucita, sillimanita y diste-na. La presencia de uno sólo de estos minera-les en una roca limita sus condiciones PT de formación al campo de estabilidad del alumi-nosilicato que contiene. Si la roca tiene dos de estos minerales, las condiciones de formación corresponden a la curva univariante corres-pondiente y si contiene los tres, la roca se ha formado en las condiciones PT del punto triple (unos 500 °C y 3.5 kbar)

Las reacciones de transferencia neta. Las reacciones de transferencia neta en las que uno o más minerales admiten soluciones sólidas son las más usadas en geotermobarometría. Estas reaccio-nes suelen tener una pendiente pequeña en los diagramas P-T, por lo que se usan más como geobarómetros que como geotermómetros. Ejemplos: clinopiroxeno-plagioclasa-cuarzo, esfale-rita-pirrotina-pirita, granate-rutilo-aluminosilicatos-ilmenita-cuarzo (GRAIL) y granate-aluminosilicatos-cuarzo-plagioclasa (GASP).

25

20

15

1000600 800 1200

Temperatura (ºC)

Presión (kbar)

Grosularia + Distena + Cuarzo

Anortita

Experimentos deKoziol y Newton (1988)

P T= 2.28 (K) (MPa) 731.7 − +

Figura 4.15. Diagrama de fases P-T mostrando los resulta-dos experimentales de Koziol y Newton (1988) para la reacción grosularia + 2 distena + cuarzo = 3 anortita en la que se basa el geobarómetro GASP. Los triángulos blancos indican experimentos en los que la cantidad de anortita aumentó, los triángulos grises experimentos en los que Grs+Ky+Qtz aumentó y los triángulos blancos y grises los experimentos en los que no hubo un cambio apreciable en las proporciones de los reactantes y los productos. La recta que interpola los puntos experimentales es el resultado de una regresión lineal. La banda sombreada da una idea de la incertidumbre en la posición de la curva de reacción (toma-do de Winter, 2001, pág. 548).

El geobarómetro GASP es muy utilizado para calcular la presión de formación de metape-litas de grado medio-alto. Está basado en la reacción

3 CaAl2Si2O8 ↔ Ca3Al2Si3O12 + 2 Al2SiO5 + SiO2 anortita grosularia distena cuarzo

y adopta la forma

(K) ln 48375 150.66 (K)(MPa)

66.08RT K T

P− +

= ,

donde

Grt 3GrsPl 3An

( )( )X

KX

= (X: fracción molar).


119

La figura 4.15 es un diagrama P-T que muestra la posición de la curva univariante de la re-acción anterior definida a partir de los experimentos de Koziol y Newton (1988). Cada experi-mento consistía en una muestras con los cuatro minerales finamente molidos y bien mezclados, para facilitar la reacción. Los triángulos blancos representan experimentos en los que la canti-dad de anortita aumentó durante el experimento, los triángulos grises los experimentos en los que la cantidad de cuarzo+distena+grosularia aumentó y los triángulos blancos y grises los ex-perimentos en los que no hubo un cambio apreciable de proporciones. Se trata por tanto de otro experimento en el que el equilibrio se alcance de forma en ambas direcciones, lo que permite acotar con seguridad la posición del equilibrio.

Las reacciones de desvolatilización. Estas reacciones no son tan directamente aplicables a los cálculos geotermobarométricos como las anteriores, ya que su posición en el espacio P-T de-pende de la composición de los fluidos que intervienen en la reacción. Las reacciones de des-hidratación se suelen usar asumiendo que PH2O = Ptotal, pero esto siempre hay que intentar de-mostrarlo con otras evidencias independientes. Ejemplos: fengita-biotita-feldespato potásico-cuarzo y magnetita-ilmenita.

Otros geotermómetros. Además de los geotermobarómetros anteriores, todos ellos basados en diferentes tipos de reacciones metamórficas, hay otros métodos independientes que también se usan para estimar temperaturas, sobre todo cuando éstas están cercanas al límite entre la diagé-nesis y el metamorfismo, en torno a los 200-300 °C. Los cuatro métodos más usados son: (1) las inclusiones fluidas; (2) la cristalinidad de la illita; (3) la reflectividad de la vitrinita; y (4) el índi-ce de alteración de color de los conodontos (CAI: colour alteration index).

1. Inclusiones fluidas. Los fluidos que están presentes durante el metamorfismo quedan a menudo atrapados dentro de minerales durante su cristalización (inclusiones fluidas primarias) o durante eventos posteriores donde dichos minerales se fracturan y vuelven a sellarse (inclusiones fluidas secundarias). A menudo estas inclusiones contienen más de una fase (gas + líquido o gas + líquido + sólido). Al calentarlas o enfriarlas se consi-gue homogeneizar las inclusiones (una sola fase) y la temperatura a la que eso se consi-gue está relacionada con la temperatura de formación de la inclusión. La temperatura que se infiere mediante el estudio de las inclusiones fluidas rara vez corresponde con la del pico máximo de temperatura, ya que muchas inclusiones se forman durante el me-tamorfismo retrógrado y las que se formaron durante el pico térmico normalmente ex-plotan o pierden su contenido.

Figura 4. 16. Inclusiones fluidas con varias fases desmezcladas. La temperatura a la que se consigue que la inclusión se vuelva homogénea (una sola fase) es la temperatura que reinaba cuando la inclusión se formó. (tomado de www.em.csiro.au/terrain_studies/research/projects/fluidinclusions/ y www.abdn.ac.uk/geology/staffpages/parnell/parnell.php)


120

2. Cristalinidad de la illita o índice de Kübler. Este método de cálculo de temperaturas se aplica sobre todo a metasedimentos de grado muy bajo (equivalente a la facies de sub-esquistos verdes o anquizona) y se basa en el incremento de la “cristalinidad” de la illita conforme aumenta la temperatura o el grado metamórfico. El aumento de la cristalini-dad puede detectarse mediante difracción de rayos X. En el difractograma se aprecia como el pico (001) a 10 Å de la illita se hace más agudo al aumentar T. La achura del pi-co medida a mitad de altura (conocida el inglés como FWHM: full width at half maxi-mum) se expresa en ∆2°θ (medida angular) y ha sido correlacionada con la temperatura por diversos autores.

Índice de cristalinidad de la illita (∆∆∆∆2°°°°θθθθ)

0.25

0.30 0.36

0.42

alta med baja Zona metamórfica epizona anquizona

diagénesis

Facies metamórfica pumpellyita-actinolita

prehnita-pumpellyita

ceolitas

Temperatura (°°°°C) ~300

~200

~100

Reflectividad de la vitrini-ta (Ro%)

4 3 2 0.5 1.35

CAI (Índice de alteración de color de los conodon-tos)

5.5

5.negro

4.marrón osc.

1.amarillo

2-3. marrón

claro a ma-

rrón

Figure 4. 17. Índice de Kübler y su relación con las zonas y las facies metamórficas en el límite entre la dia-génesis y el metamorfismo. Se incluye también una correlación aproximada con la temperatura y con otros índices térmicos como la reflectividad de la vitrinita y el color de los conodontos.

Sin embargo, se sabe que la cristalinidad de la illita también depende de la duración del evento térmico, de modo que una roca metamorfizada durante un corte periodo de tiempo a una temperatura T1 puede tener la misma cristalinidad (es decir, el mismo va-lor de ∆2°θ) que otra metamorfizada durante un perido de tiempo mayor a una tempe-ratura T2 inferior. Por tanto, la cristalinidad de la illita se aplica mejor a rocas de una misma área metamórfica y sirve entonces para indicar la dirección en la que la tempera-tura aumenta, pero no puede usarse normalmente para conocer el valor absoluto de esa temperatura. No obstante, la Figura 4.17 muestra la relación aproximada que hay entre el índice de cristalinidad y la temperatura, así como su relación con las zonas metamór-ficas, las facies metamórficas y otros dos índices térmicos (la reflectividad de la vitrinita y el color de los conodontos).

3. Reflectividad de la vitrinita. Cuando la temperatura aumenta, la materia orgánica (por ejemplo, el carbón) se hace más reflectante a la luz al aumentar su contenido en grafito. Sin embargo, este proceso también de depende del tiempo de duración del aumento de la temperatura y no puede usarse para conocer temperaturas absolutas, sino variaciones de T dentro de la misma área. Sólo se usa para metasedimentos de grado bajo. La rela-ción entre la reflectividad media (Ro) y la temperatura no es lineal y puede aproximarse por la expresión


121

ln Ro 1.680.0124

T+

= ,

donde T es la temperatura en grados centígrados y Ro es la reflectividad media de la vi-trinita. La Figura 4.18 representa esta variación (línea roja), junto con otras propuestas en la literatura.

Figure 4. 18. Relación entre la reflec-tividad de la vitrinita y la temperatu-ra (tomado de www.rwth-aachen.de/ lek/Ww/CBPalaeotempe.html).

4. Indice de alteración de color de los conodontos (CAI). Este es otro proceso que depende del tiempo que dura el calentamiento y por el cual los conodontos fósiles cambian su color conforme la roca en la que están es calentada. El cambio de color se debe, proba-blemente, a la oxidación de los compuestos orgánicos. Al no conocerse con exactitud el proceso por el cual se produce el cambio de color, se debe tener un cuidado especial al aplicar este índice a rocas metamórficas de grado bajo. Los resultados son cualitativos o, en el mejor de los casos, semi-cuantitativos, como muestra la Figura 4.19.

Figura 4.19. Variación del color de los conodontos en función de la temperatura (tomado de www.senckenberg.de/root/)


122

Precauciones en el uso de los geotermobarómetros

No todo es tan simple como parece cuando se trata de estimar una temperatura o una presión a partir de un indicador geológico. Muchas son las complicaciones que pueden surgir y que afec-tan a la precisión con la que la temperatura o la presión pueden estimarse. Hace falta, por tanto, tomar una serie de precauciones, entre las cuales las más importantes se listan a continuación.

1. La cuestión del equilibrio. El supuesto básico detrás de la geotermobarometría es que la asociación mineral que se va a usar para la estimación de la presión o la tempera-tura ha alcanzado el equilibrio químico. Como hemos visto en el tema anterior, esto no puede demostrarse nunca, pero hay criterios de campo y en lámina delgada que permi-ten tener cierta seguridad de que lo que estamos viendo en una roca es una asociación mineral de equilibrio. A veces en una misma roca encontramos mas de una asociación mineral de equilibrio y cada una representa una momento diferente en la historia de la roca. Se pueden aplicar las técnicas geotermobarométricas a cada subconjunto de mine-rales por separado y así reconstruir parte de la trayectoria P-T-t de la roca, no sólo el pi-co térmico.

2. Los efectos retrógrados. Si una asociación de equilibrio ha permanecido estable desde su formación, los valores de P-T que determinemos por geotermobarometría van a corresponder, en la mayor parte de los casos, al momento de máxima temperatura al-canzada por la roca. Sin embargo, en algunos casos los efectos retrógrados son obvios y hay que tener cuidado de no incluir dentro de la asociación del pico térmico ninguno de estos minerales retrógrados. Casos muy comunes son la cloritización de biotitas y gra-nates, la pinnitización de cordieritas, la sericitización de andalucitas o la uralitización de piroxenos.

3. La calidad de la calibración del geotermómetro o geobarómetro. Es importante que la reacción básica en la que descansa la definición del geotermobarómetro esté bien calibrada, ya sea por medio de experimentos, cálculos termodinámicos o ambos. Los experimentos que se usan para calibrar un sistema dado deben ser reversibles (es decir, el experimento se realiza tanto aumentando la temperatura y la presión como disminu-yéndolas, para localizar con precisión las condiciones P-T del equilibrio y evitar equili-brios parciales) y no basarse únicamente en experimentos con materiales sintéticos. Además los materiales de partida y los productos de la reacción deben ser caracteriza-dos con gran precisión.

4. Las extrapolaciones de presión y temperatura. Algunos geotermobarómetros han sido calibrados a presiones y temperaturas mucho mayores que las que sufren las rocas durante el metamorfismo, lo que genera grandes errores al extrapolar los resultados. Por ejemplo, la reacción 3·An = 2·Grt + 2·Ky + 2·Qtz ha sido calibrada a temperaturas en el rango 900-1600 °C, pero se ha aplicado hasta temperaturas del orden de 500 °C.

5. La sensibilidad del geotermómetro o el geobarómetro. Algunos geotermobaróme-tros son sensibles sólo en un rango de valores de P-T. Por ejemplo, muchos termómetros basados en el solvus son útiles para temperaturas altas, pero no para temperaturas más bajas, cuando las composiciones de las fases exsueltas están en la zona casi vertical de la curva de solvus. En estos casos, un pequeño error en la posición de la curva puede dar lugar a grandes errores en la temperatura calculada.

6. El estado estructural de los minerales usados como termobarómetros. Muchos minerales tienen más de un estado de ordenamiento de los cationes en su estructura y cada uno de estos estados estructurales tiene un comportamiento termodinámico distin-


123

to. En el caso ideal, los productos sintéticos usados para calibrar el termobarómetro en el laboratorio deben ser idénticos a los minerales metamórficos.

7. Los efectos de otros componentes químicos. Los geotermobarómetros están basa-dos en reacciones en sistemas químicos simplificados, mientras que la mayor parte de los minerales en las rocas admiten muchos más tipos de soluciones sólidas. Para poder tener en cuenta estas diferencias se utilizan correcciones derivadas de cálculos termodi-námicos. La corrección más importante es la que introduce la relación matemática que hay entre la concentración de un catión y su actividad (la actividad es la “concentración termodinámica”, es decir el valor de concentración que se utiliza en los cálculos y que no se corresponde en general con la concentración medida experimentalmente). Estas relaciones se conocen con el nombre de relaciones actividad-concentración; son muy com-plejas y para muchos minerales sólo se conocen de forma aproximada, lo que limita la precisión final del geotermobarómetro en el caso de que contenga otros cationes además de los usados en su definición. Si un mineral metamórfico se desvía mucho de la com-posición del miembro extremo que se ha usado para definir el geotermobarómetro, el efectos de los “otros” componentes puede dar lugar a grandes errores al extrapolar los resultados. Por ejemplo, el termobarómetro granate-Al2SiO5-cuarzo-plagioclasa se apli-ca comúnmente a metapelitas que contienen granates con sólo un 5-10% de grosularia y plagioclasas con solo un 10-30% de anortita, valores que están muy lejos de la reacción con miembros extremos que se usa para definir el geotermobarómetro: 3·Anortita = Grosularia + 2·Al2SiO5 + Cuarzo.

8. La estimación de la relación Fe2+/Fe3+. Los análisis de microsonda electrónica de los minerales sólo dan la cantidad total de hierro en la roca (independientemente de su estado de oxidación) y los valores de Fe2+ y Fe3+ deben ser inferidos indirectamente a partir de un balance de cargas y otras consideraciones particulares de cada mineral. Como la mayor parte de la geotermobarómetros sólo trabajan con Fe2+, este problema introduce cierta incertidumbre en las presiones y temperaturas estimadas.

Figura 4.20. Errores asociados a los cálculos de la presión y la temperatura por medio de un geotermómetro (granate-biotita) y un geobarómetro (GASP) en un esquisto del norte de Chile (tomado de Winter, 2001).

La Figura 4.20 resume de forma gráfica las incertidumbres en el cálculo de la presión y la temperatura de un esquisto del norte de Chile (Spear, 1993). La elipse roja central es la incerti-dumbre asociada con la precisión analítica de la microsonda con la que se analizaron los mine-rales de la muestra. La elipse alargada azul es la incertidumbre total estadística, suma de las


124

incertidumbres en la calibración experimental, el análisis de microsonda, el cálculo del cambio de volumen de la reacción GASP y la correlación cruzada entre P y T. Esta incertidumbre esta-dística es del orden de ± 0.07 GPa y 125 °C.

Además de los errores estadísticos, existen otros no estadísticos, que se muestran como pa-ralelogramos en la figura. El más pequeño, de color amarillo representa la incertidumbre aso-ciada a la variabilidad composicional natural de los minerales de la muestra (si no hubiera zo-nado composicional, este error sería cero). El paralelogramo verde representa la incertidumbre en el modelo termodinámico que traduce las concentraciones a actividades y que es necesario para calcular el coeficiente de reparto KD. Finalmente, el paralelogramo mayor (verde claro) es la suma total de todas las incertidumbres y proporciona una estimación de la incertidumbre de la técnica, que en este ejemplo es de ± 3 GPa y 150 °C. La incertidumbre total varía de una mues-tra a otra y de un geotermobarómetro a otro, pero este ejemplo sirve para tener una idea de la magnitud de los errores

4.8.2. El concepto de red petrogenética

“We may eventually be able to determine a large number of [univariant] curves. [...] The equilibria between solids [...] will cut across the curves involving gas equilib-rium. Of these latter it may eventually be possible to add many more, depicting the dissociation of hydrates, sulfides, oxides, and other compounds. The intersecting curves of the two classes will thus cut up the general P-T diagram into a grid which we may call a petrogenetic grid. With the necessary data determined by experiment we might be able to locate very closely on the grid both the temperature and the pressure of formation of those rocks and mineral deposits of any terrane [...] The de-terminations necessary for the production of such a grid constitute a task of colossal magnitude, but the data will gradually be acquired.” N.L. Bowen (1940), p. 273.274.1

Con estas palabras proféticas, Bowen sentó las bases para el trabajo futuro de muchos petrólo-gos experimentales y de campo. De forma simplista, podemos dar la siguiente definición simple de red petrogenética basada en la idea original de Bowen:

Definición: Una red petrogenética es un conjunto de reacciones univariantes representadas sobre un diagrama PT.

En la época de Bowen (mediados del siglo XX) la mayor parte de los petrólogos seguían carto-grafiando isogradas e infiriendo de manera cualitativa las reacciones metamórficas que daban cuenta de los cambios en las asociaciones minerales, a mediados del siglo pasado ya había co-menzado la tarea de calibrar la posición de cada reacción mediante experimentos de laboratorio en sistemas químicos simplificados, como los sistemas CaO-MgO-CO2 y CaO-SiO2-CO2, así co-mo reacciones sólido-sólido (aquellas que no liberan fluidos) entre los polimorfos de los siste-mas Al2O5, CaCO3, SiO2, Ca2SiO4 y MgSiO3. Las reacciones estudiadas en estos sistemas tan sim-ples no eran directamente aplicables a la cartografía de isogradas y pronto se hizo evidente que sería complicado localizar con precisión los equilibrios entre fases de rocas reales, debido a la

1 “Con el tiempo seremos capaces de determinar un gran número de curvas univariantes. Los equilibrios entre sólidos cortarán aquellos en los que participa una fase gaseosa. De estos últimos será eventualmente posible añadir muchos más, que muestren la disociación de hidratos, sulfuros, óxidos y otros compuestos. Las curvas de ambas clases de reacciones dividirán el diagrama P-T general formando una malla que podríamos denominar red petrogenética. Usando los datos necesarios derivados de experimentos de laboratorio podremos ser capaces de localizar con precisión sobre dicha red tanto la temperatura como la presión de formación de cualquier roca o yacimiento mineral. El esfuerzo nece-sario para la construcción de tal red es de primera magnitud, pero los datos, aunque despacio, irán llegando.”


125

gran variabilidad composicional de muchas de ellas. En los años 60 del siglo pasado todavía era difícil construir una red petrogenética calibrada para las rocas de una composición química particular y muchos autores usaban redes construidas a base de gran cantidad supuestos y sim-plificaciones. No fue hasta los años 80 del siglo pasado, con la proliferación de los datos termo-dinámicos y los experimentos de laboratorio, que la construcción de redes petrogenéticas fiables y utilizables para rocas reales comenzó a ser una realidad. Hoy en día existen varios programas de ordenador que permiten construir dichas redes petrogenéticas para un conjunto bastante amplio de minerales de interés metamórfico (como Thermocalc, Gibbs o Perplex).

Para construir las redes petrogenéticas se utilizan dos tipos de datos:

1. Estudios experimentales de laboratorio a partir de sistemas de composición simplificada (como el KFMASH para las rocas pelíticas), para delimitar con precisión las curvas univa-riantes de los miembros extremos de diferentes minerales y asociaciones minerales.

2. Conjuntos de datos termodinámicos (entalpías, entropías, energías libres de Gibbs, etc.) de todos los minerales cuyas reacciones se quieren representar para, a partir de ellos, calcular las curvas univariantes de dichas reacciones asumiendo también algún sistema químico simplificado.

Cuando se empezaron a utilizar las redes petrogenéticas, los datos experimentales y las observaciones de campo eran los datos más usados para su construcción, pero en la actualidad estas redes han pasado a construirse usando conjuntos de datos termodinámicos internamente consistentes (por ejemplo, los conjuntos de datos termodinámicos de Berman, 1988 o de Holland y Powell, 1990, 1998). Este método permite dibujar las curvas univariantes y los cam-pos divariantes de interés para un sistema químico particular, siempre y cuando se posean los datos termodinámicos (fiables) de todas las fases posibles del sistema. Para minerales sin solu-ciones sólidas (o para los miembros extremos de las soluciones sólidas) los datos termodinámi-cos son de gran calidad y las redes petrogenéticas están bien definidas. Sin embargo, para sis-temas complejos tales como las metapelitas y las metabasitas, compuestos por muchos minera-les con extensas soluciones sólidas entre sus miembros extremos, así como para las reacciones continuas de los sistemas naturales con composiciones variables de la fase fluida, es mucho más complicado construir una red petrogenética fiable.

Después de más de cinco décadas dedicadas a extensivos estudios experimentales y teóri-cos, todavía no se ha conseguido construir una red petrogenética general. El principal problema radica en las extensas soluciones sólidas que presentan minerales tan abundantes como las clori-tas, las micas, los granates, los piroxenos y los anfíboles. Sin embargo, sí que existen redes pe-trogenéticas “parciales”, para categorías composicionales determinadas, que proporcionan res-tricciones importantes sobre las condiciones de P y T de sistemas químicamente complejos. La figura 4.21 es un ejemplo de red petrogenética para el sistema KFASH (sistema modelo simpli-ficado para el estudio del metamorfismo progresivo de metapelitas) realizada con la base de datos termodinámicos de Holland y Powell (1998) y construida con el programa Thermocalc. En este sistema se ignora la sustitución Fe-Mg, tan ubicua en muchos minerales metamórficos y se asume que el único catión que entra en la posición octaédrica de dichos minerales es el hierro. Así, las curvas que aparecen en la figura 4.21 representan todas ellas reacciones discontinuas (univariantes) entre los miembros férricos de los minerales señalados. Esta simplificación es la que permite situar con precisión sobre el diagrama P-T las curvas que marcan las diferentes reacciones químicas. En las rocas pelíticas reales, que además de Fe tienen Mg, la posición de dichas curvas se ve modificada en una cantidad que depende de la relación Fe/Mg particular de cada mineral.


126

Hay que dejar claro desde el principio que las redes petrogenéticas se construyen para sistemas mo-delo, no para rocas reales. Los sistemas modelo, como ya se ha dicho, son sistemas químicos sim-plificados que se supone que representan, más o menos exactamente, la composición de deter-minados grupos composicionales de rocas metamórficas.

350 450 550 650 7500

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

T (C)

P kbar

Ann+A

lSi

FeCrd

Alm

Ann+AlSi

FeCrd+An

n

A lm

Alm

Chl+Cld Alm+Ann

Chl

Cld

Alm+St

Cld

Alm+AlSi

Cld+AlSi

St

Ms+Qtz

AlSi+Kfs+Grt

Ms+Qtz

AlSi+Kfs+Bt

Ky

Sil

Ky

And

Prl

Ky+Qtz

Prl

And+Qtz

SilAnd

FeChl

Ann+Cld

StAlm+AlSi

St

Ann+AlSi

Alm + AlSi

FeCrd

KFASH

Figura 4.21. Red petrogenética para el sistema K2O-FeO-Al2O3-SiO2-H2O (KFASH). Este sistema, como el KFMASH, sirve para representar de forma simplificada las asociaciones minerales que aparecen en el metamorfismo de las rocas pelíticas. Como el sistema FASH no incluye los intercambios Fe-Mg, la posición de las curvas univarian-tes corresponde a los miembros extremos ricos en Fe. La zona sombreada delimita el campo de estabilidad de la asocia-ción estaurolita + moscovita + cuarzo. La red petrogenética se ha construido usando los datos termodinámicos de Holland y Powell (1998).

4.8.3. Ejemplo de red petrogenética: batozonas y batogradas

La estimación de la presión durante el metamorfismo es mucho más difícil y menos precisa que la estimación de la temperatura. Esto es así porque la mayor parte de las reacciones metamórfi-cas, salvo contadas excepciones –como algunas reacciones sólido-sólido–, tienen pendientes muy grandes en los diagramas P-T; es decir, acontecen a la misma temperatura independiente-mente de cuál sea la presión. El concepto de batograda, propuesto por Carmichael (1978), inten-ta paliar este déficit, al menos para las rocas pelíticas, haciendo uso simultáneo de varias reac-ciones metamórficas. Las batogradas de Carmichael se basan en el siguiente principio general de las redes petrogenéticas:


127

En un diagrama P-T, cualquier punto invariante separa una asociación mi-neral de baja presión de otra asociación mineral de alta presión, y una reac-ción invariante relaciona entre sí estas dos asociaciones minerales, que se ca-racterizan por no tener fases en común.

La figura 4.22 aclara el significado de esta críptica frase. En la figura se han dibujado dos curvas univariantes, correspondientes a dos reacciones metamórficas típicas de rocas pelíticas: la reacción de transformación polimórfica andalucita ↔ sillimanita y la reacción de deshidrata-ción moscovita + cuarzo ↔ feldespato potásico + aluminosilicatos + H2O. Esta reacción es, ade-más, lo que se denomina una reacción terminal para la moscovita y marca su límite superior de estabilidad: no hay ninguna metapelita que tenga moscovita para condiciones P-T a la derecha de dicha curva.

Las reacción And ↔ Sil es univariante porque involucra a un solo componente (C=1, Al2SiO5) y dos fases (P=2). Por la regla de las fases, F=C-P+2, esto implica un grado de libertad (F=1). La reacción Ms + Qtz ↔ Kfs + Aluminosilicatos + H2O también es univariante1, pues C=4 (Al2O3, K2O, SiO2 y H2O, sistema KASH) y P=5 (dos reactantes y tres productos). Ambas reac-ciones se cortan en un punto, marcado con un círculo en la figura 4.22. En este punto el número de fases es de seis: Qtz, Ms, Kfs, Sil, And y un fluido acuoso. Como el sistema se puede seguir describiendo con cuatro componentes (KASH), la regla de las fases nos dice que este punto es invariante (cero grados de libertad). Esto es una regla general: la intersección de dos curvas univa-riantes define siempre un punto invariante.

Sil

Sil

And

AndQtz + Ms

Qtz + Ms

Kfs + And + H 2O

Kfs + Sil + H2O

curva univariante(C=1, P=2, F=1)

curva univariante(C=4, P=5, F=1)

punto invariante(C=4, P=6, F=0)

Qtz+Ms+And

Kfs + Sil

Qtz+Ms+Sil

Kfs + And

Presión delpunto

invariante

Presión

Temperatura

Figura 4.22. Asociaciones minerales de alta y baja presión en un punto invariante definido por la intersección de dos reacciones univariantes. Explicación en el texto.

Las dos curvas univariantes que se cruzan en el punto invariante dividen el espacio P-T en cuatro sectores. Cada sector tiene una asociación mineral característica, distinta de la asociación

1 Recordar lo dicho en el tema 2 acerca de la sustitución K↔Na en las micas blancas. Aquí se está asumiendo que la mica blanca sólo contiene potasio (moscovita) y nada de sodio (paragonita). Y es por ello por lo que la reacción Ms+Qtz ↔ Kfs + Aluminosilicatos + H2O es univariante (discontinua) en lugar de divariante (continua).


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de los otros tres sectores. Así, el sector inferior, sombreado en gris claro, tiene la asociación fel-despato potásico + andalucita (no contamos el agua, ya que esta no se conserva en las rocas me-tamórficas) y el superior, sombreado en gris oscuro, la asociación cuarzo + moscovita + sillima-nita. Los sectores izquierdo y derecho tienen otras dos asociaciones características, pero estas no nos interesan porque son estables tanto por encima como por debajo de la presión del punto invariante. Sin embargo, las asociaciones de los dos sectores sombreados tienen una propiedad importante: una de ellas es estable hasta la presión del punto crítico y la otra lo es por encima de la presión del punto crítico. Dicho de otro modo, la asociación Kfs + And sólo aparece en rocas que se han metamorfizado a presiones inferiores a la del punto invariante y se denomina aso-ciación de baja presión, y la asociación Qtz + Ms + Sil sólo aparece en rocas que se han meta-morfizado a presiones superiores a la del punto invariante y constituye la asociación de alta presión. Como se observa, estas dos asociaciones no tienen ninguna fase común. Ahora es útil releer el principio establecido al comienzo del apartado para cerciorarnos de que ya no es tan críptico.

El lado práctico de todo lo dicho hasta ahora es que estas asociaciones se pueden cartogra-fiar: en un área metamórfica con materiales pelíticos habrá rocas que contengan la asociación Kfs + And y rocas que contengan la asociación Qtz + Ms + Sil. Sobre un mapa ambas ocuparan zonas diferentes y la línea que separa una de la otra es lo que Carmichael (1978) denominó una batograda. Es decir, una batograda es una línea cartografiable que separa la presencia de una asociación de alta presión y otra de baja presión. El área entre dos batogradas consecutivas reci-be el nombre de batozona.

Temperatura (ºC)

Presión (kbar)

Bato-grada

8

6

4

21/2

2/33/4

4/5

5/6

10

500 600 700 800

Sil

Ky

And

Sil

Qtz + Ms

Kfs + AlSiO + HO

25

2

Qtz + Ms + St

Bt + Gr t + AlSiO HO

25

2

Bato-zona

1

2

3

4

5

6

Figura 4.23. Diagrama P-T en el que se muestran dos reacciones características del metamorfismo de rocas pelíticas, junto con los campos de estabilidad de los aluminosilicatos. Las intersecciones de estas dos reacciones con las líneas univariantes de los aluminosilicatos definen una serie de puntos que reciben el nombre de batogradas (líneas de pun-tos). El área entre dos batogradas consecutivas se denomina batozona (tomado de Bucher y Frey, 1993, pág. 110).


129

Carmichael (1978) consideró cinco puntos invariantes en un sistema pelítico simplificado (figura 4.23): cuatro de estos puntos están basados en la intersección de los límites de estabili-dad de los aluminosilicatos (Al2SiO5: andalucita, sillimanita y distena) con dos reacciones de deshidratación que definen el límite superior de estabilidad de la estaurolita (reacción terminal para la estaurolita) y de la moscovita (reacción terminal para la moscovita, la que hemos puesto como ejemplo); el quinto punto invariante corresponde al punto triple del Al2SiO5. A partir de la figura, y de lo dicho anteriormente, es fácil deducir los cinco equilibrios invariantes conside-rados, que se muestran en la tabla 4.I. En las reacciones de esta tabla, a la izquierda están las asociaciones de baja presión y a la derecha las de alta presión. El nombre dado a la batograda es el de las dos batozonas que la delimitan (así, la batograda 1/2 en la tabla 4.I es la que separa las batozonas 1 y 2 de la figura 4.23).

Tabla 4.I. Reacciones invariantes que sirven para definir las batogradas de Carmichael (1978)

batograda reacción invariante 1/2 Kfs + And + H2O ↔ Qtz + Ms + Sil 2/3 Bt + Grt + And + H2O ↔ Qtz + Ms + St + Sil 3/4 And ↔ Ky + Sil 4/5 Qtz + Ms + St + Sil ↔Bt + Grt + Ky + H2O 5/6 Qtz + Ms + Sil ↔ Kfs + Ky + H2O

Los reactantes y los productos de estas reacciones definen asociaciones minerales diagnós-ticas para seis batozonas, que son las que aparecen en la tabla 4.II. Las batozonas 1 y 6 son “abiertas”, en el sentido de que sólo uno de sus límites está definido, mientras que las demás están caracterizadas cada una por dos asociaciones diagnósticas, una que define su límite infe-rior (asociación de alta presión del punto invariante relacionado con la batograda) y otra que define su límite superior (asociación de baja presión).

Tabla 4.II. Asociaciones minerales que definen los límites de las seis batozonas de Carmi-chael (1978).

batozona límite inferior límite superior presión 1 Kfs + And < 2.2 kbar 2 Qtz + Ms + Sil Bt + Grt + And 2.2 - 3.5 kbar 3 Qtz + Ms + St + Sil And 3.5 – 3.8 kbar 4 Ky +Sil Qtz + Ms + St + Sil 3.8 – 5.5 kbar 5 Bt + Grt + Ky Qtz + Ms + Sil 5.5 – 7.1 kbar 6 Kfs + Ky > 7.1 kbar

La tabla 4.II indica también el rango de presiones que caracteriza a cada batozona. Los cin-co puntos invariantes marcan presiones de 2.2 kbar, 3.5 kbar, 3.8 kbar, 5.5 kbar y 7.1 kbar (figura 4.23), que corresponden a unas profundidades aproximadas (suponiendo una densidad de 2.8 g/cm3 para las rocas suprayacentes) de 6 km, 10 km, 10.5 km, 15.5 km y 20 km. Estas presiones, y las temperaturas asociadas con las reacciones metamórficas en las que se basa el método de las batogradas, hacen que la cartografía de batogradas sea especialmente útil en rocas pelíticas me-tamorfizadas en facies de anfibolitas (véase el diagrama de facies metamórficas del tema 3).


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Bibliografía


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TEMA 5

Génesis de texturas meta-mórficas

Los temas anteriores se han dedicado sobre todo a estudiar cómo el equilibrio químico nos ayu-da 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 últimos 25 años como consecuencia de los avances en petrología experimental y teórica y la facilidad para el análisis puntual de minerales traído de la mano por la microsonda electrónica. Sin em-bargo, 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 cro-nología 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 segundo por recristalización y deformación de fases preexistentes. Cristalización, recristalización y defor-mación son, por tanto, los tres procesos básicos involucrados en la génesis de las texturas de las rocas

Tema 5: Génesis de texturas metamórficas Petrología Endógena 2

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metamórficas. Vamos a ver primero las texturas debidas a cristalización de fases nuevas y luego las debidas a cristalización y deformación de fases preexistentes.

5.1. Texturas debidas a cristalización

La cristalización de las rocas metamórficas en respuesta a cambios en las condiciones de presión y temperatura produce la formación de nuevos minerales. La composición de estos minerales puede explicarse por medio de la termodinámica de los equilibrios de fase, pero su crecimiento 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 cristalino 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 inclu-siones, 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 entre 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.

Petrología Endógena 2 Tema 5: Génesis de texturas metamórficas

133

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 satisfe-chos. Esto hace que los embriones se destruyan espontáneamente tan rápidamente como se forman, aunque las condiciones ambientales sean las apropiadas para la cristalización. Existe 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 continuar. 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

incremento de energía libre

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 incremento 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 mínimos 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 metamorfismo 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


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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 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 epi-taxia. 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 de-ben 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 disolución (so-lution 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 disipar-se 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 creci-miento 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


135

microtexturas como los zonados, las exoluciones , los intercrecimientos simplectíticos y las texturas de reacción.

5.1.1.3. Tamaño de los cristales

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 conlleva 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 mi-nerales nuclean y crecen con más facilidad que otros, el resultado es una estructura porfidoblás-tica heterogénea. En particular, minerales como el granate y la estaurolita crecen casi siempre 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 dismi-nuyendo 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 tem-peratura.

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

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


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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).

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 com-parada 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 producto de reacción de grano fino diseminado más o menos homogéneamente por toda la roca. La situa-ción 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 po-tenciales 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 pofido-blastos 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


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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 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 esférica. Una cara plana tiene menos energía que una superficie irregular porque el número de enlaces 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 proporción 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 superficie, γ, de di-cha cara:

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


138

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.

(010)d010

d1

d i= distancia de cara al centro del cristali

d2 dn

γ1

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

γ = i energía de superficie de la cara i

ai = 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 idiomor-fismo 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.


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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-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 morfolo-gías resultantes ya no reflejan el hábito intrínseco de cada mineral, sino que representan la solu-ción de compromiso de menor energía compatible con las condiciones ambientales de presión, 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 múltiples. 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 aumento de la temperatura favorece la disminución de la energía de superficie y el agregado de minera-les recristaliza, en ausencia de esfuerzos desviatorios, a una textura primero granoblástica equi-granular y luego granoblástica poligonal, consistente en contactos planos entre granos y unio-nes triples con ángulos interfaciales próximos a 120°. Ésta es una textura común en rocas mo-nominerales (cuarcitas y mármoles) y en algunas corneanas de alta temperatura y granulitas.

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, están orientados al azar y tienen una fuerte anisotropía cristalina (es decir, la energía de superficie 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 mo-nominerales 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 inclusiones 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.

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 minori-taria 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 homogénea que sugiere un mecanismo de nucleación homogénea para su formación. En otros casos se ob-serva 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 exolución 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 altas da lugar a la exolución de plagioclasa (albita) y feldespato potásico, dando lugar a la típica tex-tura pertítica común en muchas rocas ígneas y metamórficas de grado alto. El término pertita 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 feldespato 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 re-sultado del reemplazo de una fase por otra o como el resultado de una variación en el esfuerzo 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 metamórfi-cas.

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

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.


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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 elementos que suelen controlar el crecimiento de las simplectitas.


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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 distin-ta 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 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


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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 con-trolan el tipo de alteración que se produce son la composición y mineralogía de la roca encajan-te, la composición de la fase fluida y su temperatura. En muchos casos la alteración que se pro-duce no es isoquímica y el proceso tiene lugar en un sistema abierto en el que hay importantes pérdidas y ganancias de elementos (metasomatismo). Las alteraciones metasomáticas más co-munes en estos ambientes son la alteración potásica (como la sericitización), por ganancia de 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.


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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 ver-des, las coronas de minerales hidratados son comunes. Se reconocen mejor alrededor de porfi-doblastos, por desequilibrio entre estos y los minerales de la matriz debido a cizalla, descom-presión o enfriamiento. Si la reacción de reemplazamiento continua, se puede producir la susti-tución 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 original. La figura 5.9 muestra una etapa muy avanzada en la sustitución seudomórfica de un cristal de es-taurolita 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 porfi-doblasto 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 inclusiones 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 feldespato potásico), mientras que los minerales incorporados durante el crecimiento por un porfidoblasto suelen ser químicamente muy diferentes.

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 anfiboli-

ta 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 retrogra-dadas 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 grupo de la epidota (junto con sericita y algo de calcita). Este tipo de alteración es común durante la


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retrogresión en facies de esquistos verdes y durante el metamorfismo hidrotermal. En la saussu-ritización de las rocas ígneas, donde la plagioclasa está zonada, se suele alterar únicamente 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 me-canismos, casi todos ellos a pequeña escala (de granos individuales o menores). El mecanismo 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 grano, la orientación preferente cristalográfica, la porosidad y la permeabilidad; y entre los factores ex-trínsecos (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 lámina delgada puede usarse para identificar los procesos de deformación que han actuado. Las carac-terísticas visibles dentro de los granos minerales reciben el nombre de texturas de deformación 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 recrista-lización. Los procesos de deformación, cuando actúan solos, dan lugar a rocas más deformadas 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 defec-tos.

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 actua-ción 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 vo-lumétrica). 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 zo-nas de falla, que se caracterizan por el desarrollo masivo de microgrietas y fracturas, el tamaño de grano de una roca puede reducirse dramáticamente por cataclasis y el material desmenuza-do 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 existen defectos previos, como límites de grano, inclusiones, poros, maclas, dislocaciones u otras mi-crogrietas 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 concentra-ciones de esfuerzo en los contactos entre los granos, especialmente donde los granos se inden-tan con los vecinos. Las microgrietas preexistentes, en especial aquellas cuyo plano es horizon-tal, tienden a cerrarse durante el enterramiento y a abrirse durante el desenterramiento (por levantamiento o erosión).

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


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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 microgrieta se forma cuando el movimiento de la dislocación no puede acomodarse por deformación elásti-ca 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 facto-res favorecen la formación de este tipo de microgrietas, incluyendo límites de grano muy resis-tentes 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 longitud. Sólo en condiciones de esfuerzos puramente extensionales se da el caso de una microgrieta 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 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


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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-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


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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 paralelo 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 cristalina 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 limita-do 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 faci-lidad para producir maclas tampoco varía mucho con la temperatura ya que no depende de


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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 ro-tación 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 los cristales, donde entran en contacto con los granos vecinos. Las maclas de crecimiento, por el

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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contrario, es más común que afecten a todo el cristal. En la plagioclasa es normal encontrar am-bos tipos de maclas. En la calcita la mayor parte de las maclas son mecánicas y en este caso sue-len 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 zonas de esfuerzos bajos. Cuando los granos de una roca están sometidos a un esfuerzo diferencial, 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 someti-dos a un esfuerzo diferencial, los granos se disuelven con mayor facilidad en aquellos segmen-tos 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 concen-tración 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 impuras, 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 actuación de otros mecanismos de deformación son más susceptibles a la disolución que los granos sin impu-rezas 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 los demás puntos del borde del grano, tal y como se indica con el sombreado en (a). En (b) se muestra el cambio de forma que ha producido la disolución por presión en los granos (el material precipitado se muestra en otro tono de gris). Obsérvese como los 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 di-solución 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 disolución (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 cer-canas 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 refleja 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 para-lelos a la superficie de contacto. Si el contacto es irregular, el desplazamiento es muy probable 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 permanece como residuo insoluble tras el proceso de disolución. Un ejemplo espectacular de este fenóme-no 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 recono-cen por la ausencia de deformación intracristalina, por su idiomorfismo y por sus maclas pri-marias (en oposición a maclas de deformación). Es común la precipitación del material previa-mente disuelto en continuidad óptica con el sustrato, pero difícil de distinguir en lámina delga-da con luz convencional (no así en catodoluminiscencia). La presencia de inclusiones alineadas marcando el borde antiguo del grano puede poner de manifiesto este tipo de recrecimientos sintaxiales.

5.2.5. Creep por dislocación

Los cristales contienen normalmente defectos, denominados defectos cristalinos, que se pueden 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 variación 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 átomos o mo-léculas. 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 deformación intra-cristalina. Vacancias y dislocaciones son los dos tipos de defectos que más contribuyen a la plasticidad cristalina (es decir, a los cambios permanentes de forma), pero para producir gran-


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des deformaciones en un cristal deben crearse continuamente defectos nuevos, lo que se produ-ce 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 deforma-ción intracristalina por deslizamiento de dislocaciones es uno de los procesos que cambia per-manentemente la forma de los cristales. Las dislocaciones tienen una orientación particular con respecto a la red cirstalina y sólo pueden moverse según determinadas direcciones cristalográfi-cas. 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 deslizamiento. 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 acti-vos en un momento determinado dependen de la dirección y la magnitud del esfuerzo que ac-túa 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 deslizamiento 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 esfuerzo diferencial y la actividad química de ciertos componentes (sobre todo el agua), que influyen en la resistencia de los enlaces interatómicos. Como consecuencia de estas dependencias, el número y tipo de sis-temas de deslizamiento activos en un cristal cambia con el grado metamórfico y las condiciones de deformación.

Cuando en un cristal se intersecan varios sistemas de deslizamiento, las dislocaciones pue-den “enredarse”, lo que dificulta su movimiento posterior. Tales nudos de dislocaciones pue-den impedir el movimiento de las nuevas dislocaciones, que se amontonan detrás de las blo-queadas. 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 disloca-ción cambia de plano de deslizamiento. Este proceso se denomina ascenso de dislocaciones.

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-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


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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 extin-ción ondulante y las lamelas de deformación pueden estar ausentes debido a procesos posterio-res de recuperación y recristalización (ver más abajo). En este caso, la presencia de una orienta-ción 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 cris-tal e inducimos la aparición de dislocaciones, aumentamos su energía interna debido a los cam-bios locales que se producen en las distancias interatómicas. El aumento de la energía interna es proporcional al aumento de la longitud total de las dislocaciones por unidad de volumen del cristal. Es lo que se conoce con el nombre de densidad de dislocaciones. Las dislocaciones y los nudos de dislocaciones se crean en respuesta a un esfuerzo diferencial. Otros procesos tienden a acortar, ordenar o destruir las dislocaciones previamente creadas: las vacancias pueden migrar hacia los nudos de dislocaciones y “desenredarlos”, las dislocaciones torcidas pueden endere-zarse y el conjunto de dislocaciones puede reorganizarse en redes mas ordenadas. Todos estos


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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 termodinámico (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 ordena-miento 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.

Los subgranos (figura 5.22) se reconocen como partes de un mismo cristal que están sepa-


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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 cristal 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 cristali-na mas deformada cercanos al contacto con los de la red menos deformada pueden desplazarse ligeramente para pasar a formar parte de la red menos deformada, lo que es ventajoso energéti-camente. 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 dislocaciones tiende a desaparecer. La parte inferior muestra el proceso de bulging por el que el cristal menos defor-mado 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 du-rante 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 pro-duce 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 subgranos a agregados de granos nuevos con tamaños similares y por la presencia de bordes de subgrano 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 “res-tos” 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 grano muy fino y no se tiene claro el mecanismo por el que se ha generado, se usa el término de textu-ra 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 defor-


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mara 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 trayec-torias 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 cristalográfi-ca, 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 preferente 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 direc-ciones 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 pri-maria y secundaria, respectivamente, aunque esta última terminología no se recomienda1.

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.

Figura 7.30. Ilustración del proceso de reducción del área 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.


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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 orientación de los granos y dan una indicación del tamaño de grano de la matriz en el momento en el que el porfido-blasto creció.

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 crenular-se 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 serán cortadas según direcciones específicas (perpendicularmente a la estructura de los pliegues

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 con el 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).


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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-mera fila se representa el resultado de una cizalla simple, en la segunda fila el resultado de una


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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 úl-tima fila queda claro que hay al menos dos fases de deformación: la que creó la primera esquis-tosidad (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 coin-cide con S1 (es decir, Se=S1).

Bibliografía


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Blenkinshop, T. (2000), Deformation microstructures and mechanisms in minerals and rocks, Kluwer Academic Publ., Dordrecht, Holanda, 150 pp. [Los 6 primeros capítulos]

Davis, G.H. y Reynolds, S.J. (1996), Structural geology of rocks and regions, 2ª edición, John Wiley & Sons, Nueva York, USA. [Capítulo 4, Deformation Mechanisms and Microstructures, pp. 150-202].

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.

Otras referencias

Barker, A.J. (1994), Interpretation of porphyroblast inclusion trails: limitations imposed by growth kinetics and strain rates, Journal of Metamorphic Geology, 12, 681-694. [Velocidades de crecimiento de porfidoblastos].

Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981), Geología estructural, Editorial Omega, Barcelo-na. [Capítulo 2: Microfábrica].

Kranz, R.L. (1983), Microcracks in rocks: a review. Tectonophysics, 100, 449-480.

Nicolas, A. (1987), Principios de tectónica, Editorial Masson, Barcelona. [Capítulo 4, Principios de la deformación continua].

Poirier, J.-P. (1991), Introduction to the Physics of the Earth’s Interior, Cambridge University Press, Cambridge, Reino Unido. [Mecanismos de deformación, en el capítulo sobre procesos de trans-porte].

TEMA 6

El metamorfismo regional barroviense de las rocas

pelíticas

6.1. Introducción

Este tema tiene la intención de servir de ejemplo de cómo aplicar a un caso particular pero muy importante (el metamorfismo regional progresivo de las rocas pelíticas) los conceptos introdu-cidos en todos los temas anteriores.

El esquema zonal clásico descrito en el tema 2 para los Highlands escoceses y encontrado en muchas otras partes del mundo proporciona un ejemplo excelente de cómo la mineralogía de las rocas pelíticas puede variar con el aumento de la presión y la temperatura. Las asociaciones minerales que se suceden se resumen en la figura 6.1. Como ya se ha comentado en el tema 2 al tratar las series de facies metamórficas, se pueden observar otras asociaciones de minerales si el aumento de temperatura se produce a presiones más altas o más bajas que en el esquema zonal de Barrow (tipos Sanbagawa y Buchan, respectivamente), pero no las describiremos aquí.

6.2. Rocas metapelíticas

Las metapelitas son, probablemente, las familia de rocas metamórficas más distinguida. Entre las metapelitas están rocas tan conocidas y abundantes como los esquistos con clorita y distena, los micaesquistos con estaurolita y granate, los micaesquistos con cloritoide y granate, los es-quistos con distena y estaurolita, los gneises con biotita, granate y cordierita, los gneisses con biotita y sillimanita y las granulitas con ortopiroxeno y granate. Además, en las metapelitas se

Tema 6: Metamorfismo regional barroviense de las rocas pelíticas Petrología Endógena 2

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forman gran cantidad de minerales metamórficos fáciles de distinguir, como la estaurolita, el cloritoide, la distena, la andalucita, la sillimanita y la cordierita, entre otros.

En muchos terrenos metamórficos, estos minerales característicos muestran una distribu-ción espacial regular que puede relacionarse directamente con la intensidad del metamorfismo. Más aún, esta distribución espacial es común a casi todos los cinturones orogénicos y refleja un estilo metamórfico y una estructura general comunes para todos ellos. Las zonas minerales y los equilibrios de fase permiten en muchos casos un análisis muy fino de la intensidad y la natura-leza del metamorfismo en un área determinada. Además, varios de los geotermómetros y geo-barómetros mejor calibrados se pueden aplicar a asociaciones minerales típicas de las metapeli-tas y las redes petrogenéticas basadas en el sistema KFMASH (sistema que describe razonable-mente bien las rocas metapelíticas) se conocen con gran precisión. Por todo ellos, es de la máxi-ma importancia conocer cómo cambia una roca lutítica conforme es sometida a presiones y temperaturas progresivamente más altas.

Clorita

Moscovita

Biotita

Granate (Alm)

Estaurolita

Distena

Sillimanita

Plagioclasa Na

Cuarzo

Zona declorita

Zona debiotita

Zona degranate alm

Zona deestaurolita

Zona dedistena

Zona de sillimanita

Zonametamórfica

aumento del grado metamórfico

LZM Chl

LZM Bt

LZM Grt

LZM St

LZM Ky

LZM Sil

Figura 6.1. Asociaciones minerales dentro de cada zona mineral en el metamorfismo regional barroviense de las rocas pelíticas pobres en Al de los Highlands escoceses (modificado de Bucher y Frey, 1993, pág. 100). Estas rocas no des-arrollan cloritoide.

6.3. Lutitas

Las metapelitas son rocas metamórficas derivadas de sedimentos ricos en minerales de la arci-lla, que se conocen con el término general de lutitas (sedimentos lutíticos cuando no están con-solidados y rocas lutíticas cuando lo están). En general, las lutitas se caracterizan por poseer un tamaño de grano fino (<62 µm) y una mineralogía dominada por los minerales de la arcilla y el cuarzo. Las lutitas con un tamaño de grano menor de 4 µm se denominan argilitas1 y las que tienen un tamaño de grano entre 4 y 62 µm, limolitas. El metamorfismo débil transforma las luti-tas en pizarras. Los anglosajones usan el término shale para designar una roca lutítica no meta-mórfica que posee una buena fisilidad paralela a la estratificación. En castellano este término se

1 Los anglosajones denominan argilita a una roca lutítica que ha sufrido una litificación muy importante y temperaturas en el límite entre la diagénesis y el anquimetamorfismo.

Petrología Endógena 2 Tema 6: Metamorfismo regional barroviense de las rocas pelíticas

175

ha traducido tradicionalmente por pizarra, pero es erróneo, ya que las pizarras son rocas meta-mórficas. Por desgracia, no existe un término castellano equivalente a shale.

En la literatura metamórfica el término pelita se usa para designar un sedimento de grano muy fino rico en minerales de la arcilla y en este sentido es similar al término argilita. Las peli-tas desarrollan una sucesión de minerales muy característica durante el metamorfismo progre-sivo. Las lutitas con una elevada proporción de fracción de tamaño limo (las limolitas) son me-nos abundantes y además no desarrollan una secuencia de minerales tan característica. A estas rocas se les conoce con el nombre de semipelitas en el ámbito del metamorfismo (por ejemplo, gneisses semipelíticos). Las lutitas constituyen más del 60% de todas los rocas sedimentarias, de ahí su importancia.

Composición química

Las características composicionales de una pelita están bien representadas por el análisis de una lutita pelágica típica (tabla 6.I). El contenido en aluminio es muy alto (>16%), el hierro total (Fe2+ y Fe3+) puede llegar hasta el 10% y el magnesio está en torno al 3.5%, lo que da una fracción molar de hierro, FeO/(FeO+MgO), de 0.5-0.6. Por el contrario, el CaO es muy bajo (<1%). El con-tenido en agua de las pelitas es alto (unos 5 moles de agua por kilogramo de roca lutítica). Des-de el punto de vista de un petrólogo metamórfico, esto es importante ya que esta agua, cuando se libera en reacciones progradas, ayuda a mantener el equilibrio químico. El metamorfismo progrado de las rocas pelíticas empieza con éstas en su máximo grado de hidratación, lo que no suele ocurrir en rocas de otras composiciones (como las rocas ultramáficas y máficas). Existen todo tipo de transiciones entre lutitas y arenitas y lutitas y margas. Este tema trata sólo del me-tamorfismo de las rocas lutitas pobres en calcio.

Tabla 6.I. Composición química promedio de una lutita pelágica.

Óxido Porcentaje (en peso) SiO2 54.9 TiO2 0.78 Al2O3 16.6 Fe2O3 7.7 FeO 2.0 MgO 3.4 CaO 0.72 Na2O 1.3 K2O 2.7 H2O 9.2 CO2 - C -

Las rocas lutíticas, dependiendo de su contenido en aluminio, se pueden dividir en dos grandes grupos de forma muy útil para la descripción de la sucesión de asociaciones durante el metamorfismo progrado: las lutitas pobres en aluminio y las lutitas ricas en aluminio. La figura 6.2 es un diagrama AFM (proyectado desde moscovita, cuarzo y agua) en el que se muestran, además de los minerales más comunes en las metapelitas, los puntos correspondientes a ambos tipos de pelitas. Lo más importante a tener en cuenta de estas dos poblaciones de rocas lutíticas es que las lutitas ricas en Al se localizan por encima de la línea correspondiente a la clorita, mientras que las lutitas pobres en Al lo hacen por debajo. Esto hace que la sucesión de asocia-


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ciones minerales en un tipo y otro de metapelitas sea muy diferente, como veremos a continua-ción. En particular, las pelitas pobres en aluminio no desarrollan cloritoide durante el metamorfismo barroviense, mientras que las ricas en Al sí. Las lutitas del área clásica de los Highlands escoceses estudiada por Barrow son todas ellas pobres en Al y es por ello que no desarrollan cloritoide y sólo muestran algunas de las posibles asociaciones minerales durante el metamorfismo barro-viense.

Mineralogía

La mineralogía de las lutitas esta dominada, como ya se ha dicho, por los minerales de la arcilla. Éstos son filosilicatos aluminosos de composiciones variadas. Los más importantes son la illita, la clorita, la caolinita, los minerales del grupo de la esmectita y los interestratificados illi-ta/esmectita y clorita/esmectita. El potasio se concentra en la illita, mientras que el hierro y el magnesio lo hacen en la clorita. Los filosilicatos suponen más del 50% del volumen de las rocas lutíticas. El cuarzo aparece en proporciones variables entre el 10 y el 30%, más en las limolitas que en las argilitas. En consecuencia, la mayor parte de las metapelitas tienen cuarzo libre, a pesar de que muchas reacciones metamórficas consumen cuarzo. A los filosilicatos y el cuarzo le siguen en abundancia los feldespatos, tanto detríticos como autigénicos, los óxidos e hidróxi-dos de hierro (hematites, limonita, goetita), los carbonatos (calcita y dolomita, que están ausen-tes en las pelitas sin Ca que describiremos en este tema), los sulfuros (pirita sobre todo) y el grafito.

granate

biotita

clorita

cloritoide

estaurolita

Sustitución Mg-Fe

Sustitució

n 2Al-SiMg

c ordierita

Lutitas pobres en Al

sillimanita, andalucita, distena, pirofilita


hacia Kf s

MF

A

Lutitas ricas en Al

Granitoides

Figura 6.2. Diagrama AFM proyectado desde cuarzo, moscovita y H2O en el que se muestra la posición de los mine-rales más comunes en las metapelitas y tres composiciones de rocas representativas: los granitoides las lutitas pobres en Al y las lutitas ricas en Al. Los granitoides quedan entre la biotita y el feldespato potásico (que se proyecta en el infinito) y es por eso que su composición mineralógica típica es Qtz+ Ms + Bt + Kfs y por lo que no suelen desarrollar durante el metamorfismo minerales como el granate, la estaurolita o el cloritoide. Las lutitas, por el contrario, se sitúan por encima de la biotita, lo que hace que durante el metamorfismo progresivo se vean involucradas en gran cantidad de reacciones químicas que cambian su mineralogía de forma espectacular. Las lutitas pobres en Al se sitúan por debajo de la clorita, mientras que las ricas en Al lo hacen por encima. Esto hace que la sucesión de asociaciones minerales en un tipo y otro de metapelitas sea muy diferente.


177

6.4. Cambios pre-metamórficos en los sedimentos pelíticos

Durante la compactación y la diagénesis las rocas lutíticas se ven afectadas por numerosos cam-bios mecánicos y químicos. La elevada porosidad inicial (>50%) se reduce de forma continua durante el enterramiento y la compactación y una lutita pre-metamórfica puede contener toda-vía una porosidad del 1-5% que está ocupada por un fluido acuoso (agua intraformacional). En el tránsito diagénesis-anquimetamorfismo (unos 200°C y 6 km de profundidad) todos los mine-rales de la arcilla originales han sido reemplazados por illita (un precursor de las micas blancas potásicas) y por clorita. El ordenamiento cristalino de estos minerales, sobre todo de la illita, aumenta con la temperatura y la presión. De hecho, la “cristalinidad” de la illita se utiliza como geotermómetro en el tránsito al metamorfismo. La materia orgánica también modifica sus carac-terísticas con la temperatura, hasta desaparecer completamente reemplazada por grafito o sin dejar rastro por pérdida de CO2 (condiciones oxidantes) o CH4 (condiciones reductoras). La reflectividad óptica de la materia orgánica también se usa como indicador de temperaturas du-rante la diagénesis profunda y el metamorfismo de grado muy bajo. La compactación y la re-cristalización de los minerales de la arcilla durante el enterramiento producen una fisilidad muy característica en las rocas lutíticas premetamórficas. Esta fisilidad no está asociada a proce-sos tectónicos, como es el caso de la esquistosidad pizarrosa, y es paralela a la estratificación. El término shale anglosajón hace referencia a este tipo de roca lutítica no metamórfica con fisilidad.

Como consecuencia de todos estos cambios, las rocas lutíticas al comienzo del metamor-fismo han sido transformadas en pizarras. La mineralogía más típica de éstas incluye illita (moscovita), clorita, cuarzo, feldespatos (tanto feldespato potásico como albita) y sulfuros y grafito (ambiente reductor) o hematities (ambiente oxidante). La composición química se preserva durante todos estos cambios, a excepción del H2O, que disminuye su abundancia.

6.5. Zonas minerales de Barrow: metamorfismo progresivo a presiones intermedias

A continuación vamos a describir las asociaciones minerales características de cada zona mine-ral en el metamorfismo barroviense y las reacciones metamórficas que las generan. Como ya se comentó en el tema 2, el metamorfismo regional barroviense corresponde a una línea piezotér-mica particular equivalente a lo que Miyashiro (1961) denominó serie de facies metamórficas de presión media o serie de distena-sillimanita, ya que ésta es la transición que se produce en los aluminosilicatos al aumentar el grado metamórfico.

La figura 6.3 muestra dicha línea piezotérmica sobre un diagrama de facies metamórficas. La sucesión de cambios que vamos a describir corresponde a dicha línea. Para mostrar los cam-bios mineralógicos que se producen usaremos diagramas AFM proyectados desde cuarzo, mos-covita y agua como el que aparece en la figura 6.2. En cada uno de ellos señalaremos la tempera-tura aproximada para la cual está dibujado. La presión correspondiente puede leerse directa-mente de la línea piezotérmica de la figura 6.3. Por ejemplo, el diagrama AFM dibujado para T=500°C corresponde a una presión de 5 kbar.

La sucesión de cambios mineralógicos los iremos detallando simultáneamente en los dos grandes grupos químicos de rocas lutíticas: las lutitas pobres en aluminio (las más abundantes) y las lutitas ricas en aluminio. Algunos cambios serán comunes a ambos grupos, pero otros no. Al final, resumiremos todos los cambios en forma gráfica en las figuras 6.9 y 6.10.


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16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Presión (kbar)

Temperatura (ºC)


)DI AGÉN

ESIS

Esquistos azules

Eclogitas

Prehn-Pum

p

Esquistosverdes

Ceolitas

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl

Sanidinitas

Anfibolitas

Cor. Px

KySil

And

Figura 6.3. Línea piezotérmica correspondiente al metamorfismo orogénico de tipo barroviense. Esta línea correspon-de a la serie de facies metamórficas de presión media o distena-sillimanita de Miyashiro (1961).

Zona de clorita

En la zona de clorita del metamorfismo barroviense (y en particular en la zona de clorita de los Highlands escoceses), las rocas pelíticas son pizarras de grano fino, a menudo con grafito (res-ponsable del típico color negro de muchas pizarras) y caracterizadas por poseer una esquistosi-dad pizarrosa que confiere una fisilidad perfecta a la roca a favor de dichos planos de esquisto-sidad. El pequeño tamaño de grano de estas rocas hace difícil su estudio con el microscopio petrográfico pero típicamente contienen clorita y moscovita fengítica, con cantidades variables de cuarzo, albita y minerales accesorios como pirita. En otras áreas las rocas pelíticas de la zona de clorita pueden llegar a ser filitas o incluso esquistos, de grano más grueso, y sus minerales pueden identificarse con mayor facilidad.

La mica blanca de grano muy fino que aparece en las metapelíticas de grado muy bajo (pi-zarras) reciben el nombre genérico de sericita y su constituyente dominante es la fengita, una variedad de moscovita en la que se ha producido una sustitución acoplada de Si4+ y Fe2+ (o Mg2+) por 2Al3+. En la moscovita el Al ocupa tanto posiciones octaédricas (AlVI) como tetraédricas (AlIV), mientras que el Si sólo ocupa posiciones tetraédricas y el Fe (y Mg) sólo posiciones oc-taédricas. Por tanto, la sustitución fengítica se puede escribir como:

(SiIV, FeVI) ↔ (AlIV, AlVI)

fengita moscovita

(Moscovita: K2Al6Si6O20(OH)4; Fengita: K2(Mg,Fe)0-2Al6-4Si6O20(OH)4). Aunque esta sustitución recibe el nombre particular de “fengítica”, no es otra cosa que la sustitución de Tschermack descrita en el tema 3.

La figura 6.4 muestra el diagrama AFM para la zona de clorita. La asociación1 clorita + fel-

1 En lo que sigue, al escribir las asociaciones minerales sólo se incluirán los minerales que aparecen en el diagrama AFM. Se sobreentiende que todas las asociaciones contienen también cuarzo y moscovita.


179

despato potásico es estable para cualquier valor de la relación Fe/Mg y es la asociación caracte-rística de las pelitas pobres en Al y de las semipelitas (rocas cuyo protolito son las limolitas). Las rocas pelíticas ricas en Al, que se proyectan por encima de la línea de la clorita, contienen en esta zona caolinita (o pirofilita) + clorita. Es importante darse cuenta de que a este grado la clori-ta puede tener cualquier relación Fe/Mg, tal vez exceptuando las composiciones más férricas (el extremo próximo a F en el diagrama no toca a la línea FA).

A este grado no se ha formado todavía ningún mineral metamórfico típico y las asociacio-nes minerales contienen gran cantidad de minerales heredados de los sedimentos lutíticos ori-ginales (cuarzo, feldespato potásico, clorita, etc.), aunque algunos de ellos se han formado du-rante la diagénesis profunda.

clorita

caolinita, pirofilita

Kln+Chl

Chl+Kfs

+ cuarzo+ moscovita (illita)+ H20

hacia Kfs

MF

A

Figura 6.4. Diagrama AFM para la zona de clorita. Las pelitas ricas en Al desarrollan la asociación caolinita (o piro-filita)+clorita y las pelitas pobres en Al la asociación clorita+feldespato potásico. La clorita puede tener cualquier relación Fe/Mg, tal vez exceptuando las composiciones más férricas.

Zona de biotita

La isograda de reacción de la biotita es la primera isograda importante que aparece en el meta-morfismo regional barroviense de las rocas pelíticas. Con el aumento de grado, el diagrama composcional mostrado en la figura 6.4 se transforma en el que se muestra en la figura 6.5, que sirve para la parte inferior de la zona de biotita.

La definición de la zona de biotita no es tan simple como se pensó en un principio. Poste-riormente se ha visto que las rocas en las que aparece antes la biotita no son rocas pelíticas en sentido estricto, sino grauwacas con feldespato potásico detrítico y semipelitas pobres en Al. En estas rocas la biotita se forma según la reacción:

Feldespato potásico + clorita ↔ biotita + moscovita + cuarzo + H2O. (6.1)

Aunque se trata de una reacción continua que involucra seis fases y seis componentes (sistema KMFASH), parece que se produce en un rango estrecho de temperaturas ya que la asociación Kfs+Chl+Bt es muy poco habitual en las metapelitas de este grado (salvo en rocas de metamor-fismo retrógrado). En el diagrama AFM de la figura 6.5 esta reacción se manifiesta por la apari-


180

ción del campo trifásico Bt+Chl+Kfs. Este triángulo aparece primero cerca del borde AF del diagrama (cuando la primera biotita que crece en muy férrica) y con el aumento de la tempera-tura se va desplazando hacia composiciones más magnésicas conforme la biotita cambia su composición en este mismo sentido. La figura 6.5b es un diagrama AFM para la parte alta de la zona de biotita, en el que se puede apreciar como el triángulo Bt+Chl+Kfs se ha desplazado hacia el polo M del diagrama como consecuencia del cambio de composición de la biotita. Este rápido deplazamiento del campo trifásico es el responsable de que la asociación Bt+Chl+Kfs no sea muy común en las metapelitas y que sea mucho más común la asociación Bt+Chl, que es la que posee la roca representada por el punto en los diagramas de las figura 6.5.

Pelitas pobres en Al

Las rocas pelíticas sensu estricto pobres en Al carecen de feldespato potásico y en ellas la biotita se forma a una temperatura ligeramente superior por medio de otra reacción discontinua:

fengita + clorita ↔ biotita + moscovita pobre en fengita + cuarzo + H2O. (6.2)

Nótese que la fengita y la moscovita pobre en fengita aparecen en lados opuestos de la reacción, pero esto es solamente por conveniencia al escribir la reacción. Como ya se dijo en el tema 4, en cada momento sólo existe una fase de mica blanca, más o menos rica en el componente fengíti-co, que cambia de composición desde el polo fengítico al polo moscovítico conforme la reacción avanza. Debido a esto, la reacción (6.2) se produce entre cinco fases y tiene tres grados de liber-tad (F=C-P+2=6-5+2=3). Dicho de otro modo, diferentes esquistos con moscovita-biotita-clorita equilibrados a la misma P-T (lo que fija dos de los tres grados de libertad) pueden poseer dife-rente porcentaje de sus minerales pero la composición química de cada uno de ellos no puede variar independientemente. La temperatura a la que la reacción anterior comienza depende del grado inicial de sustitución fengítica en la mica blanca y de la fracción molar de Mg (XMg) en la clorita y la mica blanca. Valores altos de componente fengítico y bajos de XMg favorecen la for-mación de biotita a temperaturas más bajas.

clorita

pirofilita+ cuarzo+ moscovita+ H20

hacia Kfs

MF

A

biotita

cloritoide

∼ ° 400 C

(a) (b)

clorita

distena

hacia Kfs

MF

A

biotita

cloritoide

∼ ° 450 C

Figura 6.5. diagrama AFM para la zona de biotita. El diagrama (a) corresponde a la parte baja de la zona de biotita (unos 400 grados centígrados) y el (b) a la parte alta (unos 450°C). Obsérvese que sólo las pelitas pobres en Al “ven” la isograda de reacción de la biotita. Por el contrario, la pelitas ricas en Al desarrollan cloritoide en lugar de biotita, por lo que para éstas la zona de biotita es sustituida por la zona de cloritoide. Esta es una diferencia fundamental entre las lutitas pobres y ricas en aluminio que se mantiene hasta el final de la zona de granate.


181

Pelitas ricas en Al

Las pelitas ricas en Al no desarrollan biotita a estas temperaturas, sino mucho más tarde. Por contra, desarrollan cloritoide dentro de la zona de biotita (las asociaciones que se sitúan por encima de la clorita en la figura 6.5) según la reacción

clorita férrica + pirofilita ↔ cloritoide férrico + cuarzo + H2O. (6.3)

Es decir, en las pelitas ricas en Al la zona de clorita da paso a la zona de cloritoide, no a la zona de biotita. No se conoce la posición exacta de esta reacción en el espacio P-T, pero la asociación del cloritoide con la pirofilita hace que la reacción (6.3) tenga que producirse antes de que la pirofilita desaparezca para dar distena, lo que ocurre entre 420 y 450 °C en el metamorfismo barroviense, dentro de la zona de biotita. La reacción (6.3) es continua en el sistema KFMASH y se produce en un rango bastante amplio de temperaturas.

Zona de granate

El siguiente mineral en aparecer en la secuencia barroviense es el granate. A este grado las rocas son ya esquistos con un tamaño de grano lo suficientemente grueso como para ser identificados sin problemas en lámina delgada, aunque el tamaño de grano exacto y la textura pueden variar de un área a otra. El límite de zona mineral del granate es muy fácil de cartografiar en el campo ya que el granate es bastante evidente (forma porfidoblastos) y aparece en una gran variedad de rocas (además de las pelitas) a un grado muy similar en todas ellas.


Una roca pelítica pobre en Al de la zona de granate tiene la asociación mineral típica Grt+Bt+Chl. La ilmenita y la magnetita pueden estar presentes, así como la epidota. Como mi-nerales accesorios (casi siempre en cristales lo suficientemente grandes como para identificarse en lámina delgada) suelen aparecer apatito, turmalina y circón, algún sulfuro (pirita y pirrotina) y también algo de grafito.

El granate característico de la zona de granate es rico en almandino y probablemente crece por medio de la reacción:

clorita + moscovita ↔ granate + biotita + cuarzo + H2O. (6.4)

Como se dijo en el tema 4, cuando coexisten clorita, granate y biotita, Fe y Mg se distribuyen entre ellos de forma que Grt Bt Chl

Mg Mg MgX X X< < . Como la clorita tiene mayor preferencia por el Mg

que las fases que aparecen en el lado derecho de la reacción (6.4), el efecto de esta reacción con-tinua es el de empobrecer en Fe la clorita que queda conforme la reacción progresa.

Estos cambios continuos quedan muy bien descritos por medio de una secuencia de dia-gramas AFM tal y como se muestra en la figura 6.6. La asociación mineral de la zona de clorita (Bt+Chl) con sus tres grados de libertad (en el sistema KFMASH), está representada en el gráfico (a) de la figura por la zona comprendida entre los campos monofásicos que representan el ran-go de composiciones de clorita que pueden coexistir con biotita, y el rango de composiciones de biotita que pueden coexistir con clorita. El diagrama, como todos los diagramas AFM, está construido para un valor constante de P y T (con lo que ya hay dos grados de libertad fijados) por lo que, aunque son posibles una gran variedad de composiciones de clorita (en términos de la sustitución Fe2+ ↔ Mg2+), sólo una composición específica de biotita puede coexistir con una composición dada de clorita (esto es así porque después de fijar P y T, sólo queda un grado de


182

libertad en el sistema). Las composiciones de Bt y Chl que pueden coexistir en equilibrio se marcan en el diagrama por medio de líneas de coordinación (tie-lines) conectando composicio-nes específicas. Aunque el número de tie-lines que se pueden dibujar es infinito, ninguna se puede cruzar en un diagrama composicional si representan un verdadero equilibrio a P y T dadas.

clorita

distena

hacia Kfs

MF

A

biotita

cloritoide cloritoide

estaurolita

granate

∼ ° 550 C

F

clorita

distena

hacia Kfs

M

A

biotita

cloritoide

estaurolita

granate

∼ ° 520 C

F

clorita

distena

hacia Kfs

M

A

biotita

estaurolita

granate

∼ ° 560 C

clorita

distena

hacia Kfs

MF

A

biotita

cloritoide

∼ ° 450 C


Zona de biotita

Zona de granate, parte media Zona de granate, parte alta

Primera aparición de granate

1 2 3

(a)

(c) (d)

(b)

Figura 6.6. Diagrama AFM para las zonas de biotita y granate del metamorfismo regional barroviense. Las rocas marcadas 1, 2 3 son tres composiciones posibles para las pelitas pobres en Al. (a) Zona de biotita, mostrando el campo bifásico (univariante) clorita-biotita con líneas de coordinación conectando composiciones coexistentes en equilibrio. (b) Primera aparición de granate, restringida a las rocas con composición más rica en Fe (roca 1). (c) Con el aumento de la temperatura, el granate aparece en un rango mayor de rocas conforme la reacción (6.4) progresa, pero todavía está ausente de la roca 3. (d) El granate está ahora presente en la mayor parte de las rocas pelíticas pobres en Al, mientras que la clorita ha desaparecido de las roca más ricas en Fe (roca 1).


183

La asociación típica de la zona de granate (Chl+Bt+Grt) se muestra en los diagramas (b) a (d) de la figura 6.6 como un triángulo sombreado cuyos vértices representan las composiciones únicas de las fases (Grt, Chl y Bt) que coexisten en las condiciones de P y T para las que han sido dibujados los diagramas AFM. Esto se refleja en el hecho de que se trata de una asociación con sólo dos grados de libertad y como P y T se han fijado para dibujar los diagramas, la composi-ción mineral no puede variar una vez fijadas P y T (que consumen los dos únicos grados de libertad del sistema en estas condiciones).

Como el granate tiene una fuerte preferencia por el Fe, aparece primero en las rocas más ricas en Fe (gráfico b, en las rocas representadas por la composición 1). Con el aumento de la temperatura, la reacción continua (6.4) progresa, restringiendo aún más el rango posible de composiciones de clorita (comparar la longitud de la línea que representa la composición de la clorita en los diagramas (a) y (b) de la figura 6.6). Además, el granate se forma en rocas cada vez más magnésicas. Los puntos 1, 2 y 3 en la figura representan la composición global de tres rocas pelíticas pobres en Al diferentes. A la P y T del diagrama (b) sólo las rocas de composición 1 han desarrollado granate, mientras que a la temperatura del diagrama (d), más elevada, los tres tipos de rocas pelíticas contienen granate y las rocas con composición 1 han consumido ya toda la clorita y poseen una asociación formada por Grt+Bt. El diagrama (c) representa una tempera-tura intermedia entre los diagramas (b) y (d).

El significado de la figura 6.6 es doble; por un lado muestra esquemáticamente cómo la composición de clorita, biotita y granate evolucionan al variar la temperatura en la zona de gra-nate (específicamente la desaparición de las composiciones más férricas de clorita), y por otro lado demuestra la influencia de la composición química global de la roca en la temperatura exacta a la que un determinado mineral índice aparece.

Pelitas ricas en Al

Las pelitas ricas en Al también desarrollan granate a este grado, pero siguen sin contener bioti-ta. La asociación típica para estas metapelitas es Grt+Ctd+Chl, aunque las composiciones algo más magnésicas puede que no hayan desarrollado todavía granate y sigan poseyendo una mi-neralogía típica de la zona de cloritoide anterior (Ctd+Chl), como se pone de manifiesto en la parte (b) de la figura 6.6. La reacción responsable de la aparición del granate en las metapelitas ricas en Al es la reacción continua

cloritoide + clorita + cuarzo ↔ granate + H2O. (6.5)

El hecho de que granate y clorita puedan coexistir implica que la biotita no aparece en las rocas más aluminosas y que no puede aparecer junto con cloritoide. Esto está de acuerdo con lo que se encuentra en el campo. El cloritoide está restringido a rocas muy aluminosas, cuya com-posición se representa en el diagrama AFM por encima de la tie-line granate-clorita. Esta línea de coordinación actúa de “divisoria” entre las composiciones ricas y pobres en aluminio y hace que ambas composiciones de metapelitas desarrollen una sucesión de asociaciones minerales muy diferente.

Dentro de esta zona el cloritoide va haciéndose más magnésico, a la vez que desaparecen los términos puramente férricos (figura 6.6d). En la parte alta de la zona de granate el cloritoide tiene una composición bastante fija, que admite muy poco intercambio Fe/Mg (como se pone de manifiesto en la figura 6.6d por la línea extremadamente corta que marca las composiciones posibles del cloritoide). También es importante darse cuenta de que la estaurolita ya está dentro de su campo de estabilidad (por eso aparece en los diagramas c y d de la figura 6.6), pero las metapelitas no suelen tener la composición adecuada para desarrollarla a este grado.


184

Zona de estaurolita

Es a partir de esta zona donde la distinción entre las pelitas verdaderas y las semipelitas se hace aparente. Y esto es así porque la estaurolita sólo se desarrolla en rocas con aluminio y pobres en calcio. Muchos esquistos con mica y granate no son aptos composicionalmente para el crecimiento de la estaurolita, y deben denominarse correctamente semipelitas. Un factor crítico para la ausencia de estaurolita en las semipelitas es el crecimiento de la plagioclasa, que hace que el Ca disponi-ble (que hasta ahora ha formado parte de minerales como la epidota) se combine con Al para formar anortita, reduciendo de esta manera la cantidad de Al disponible para formar otros sili-catos con aluminio como la estaurolita. El efecto es análogo a mover la composición de la roca hacia abajo paralelamente a la cara AF del diagrama AFM hasta situarla en el campo divariante Grt-Bt (figura 6.7 b). Además, el rango de fracciones molares de Mg (XMg) para los que puede formarse estaurolita es bastante restringido y sólo aparece en las metapelitas relativamente ricas en Fe. Las rocas pelíticas no tan ricas en Fe (con más Mg) desarrollan otros minerales alumínicos distintivos a este grado (por ejemplo, distena).

Como regla general, las rocas metapelíticas en la zona de estaurolita contienen la asociación estau-rolita + granate + biotita + moscovita + cuarzo. Los minerales accesorios y opacos son similares a los de la zona de granate anterior. El cloritoide también puede estar presente en las metapelitas ricas en Al, ya que la reacción que hace aparecer la estaurolita en estas rocas tiene lugar en el metamorfismo barroviense a temperaturas algo menores que la que hace desaparecer el clori-toide.

Pelitas ricas en Al

En las áreas donde las rocas pelíticas son ricas en Al y de la composición adecuada para formar estaurolita (es decir, no tienen calcio), ésta se produce a partir de la reacción entre el cloritoide y el cuarzo:

cloritoide + cuarzo ↔ estaurolita + granate + H2O. (6.6)

En lámina delgada se encuentran evidencias texturales que apoyan esta reacción: algunos esquistos con estaurolita contienen relictos de cloritoide como inclusiones dentro de granates. Esta es una textura que se puede producir cuando un cristal de granate recién formado crece alrededor de un cristal de cloritoide conforme este se descompone, hasta rodearlo completa-mente y evitando de esta manera que desaparezca por completo por reacción con el cuarzo de la matriz.

A una temperatura ligeramente mayor tiene lugar la reacción terminal del cloritoide,

cloritoide ↔ estaurolita + granate + clorita + H2O, (6.7)

que marca su límite superior de estabilidad. Ninguna metapelita, independientemente de su com-posición química, puede contener cloritoide por encima de la temperatura a la que esta reacción tiene lugar (que en el metamorfismo barroviense se produce alrededor de los 580°C)


La estaurolita también aparece a temperaturas similares en las rocas pelíticas pobres en Al que no han desarrollado cloritoide (es decir, aquellas rocas cuya representación en el diagrama AFM está por debajo de la línea de coordinación granate-clorita). En estas rocas la estaurolita se for-ma por medio de la reacción discontinua

granate + moscovita + clorita ↔ estaurolita + biotita + cuarzo + H2O. (6.8)


185

F

F

granate

granate

cloritoide

F

clorita

distena

hacia Kfs

M

A

biotita

estaurolita

granate

∼ ° 560 C

Zona de granate, parte alta

F

clorita

clorita

distena

distenadistena, sillimanita

hacia Kfs

hacia Kfshacia Kfs

M

M M

A

A A

biotita

biotitabiotita

estaurolita

estaurolitaestaurolita

granate

∼ ° 620 C

∼ ° 620 C∼ ° 680 C

Zona de estaurolita

Zona de distena Zona de sillimanita (comienzo)


(a)

(c) (d)

(b)

Figura 6.7. Diagramas AFM para el metamorfismo regional barroviense sobre rocas pelíticas (con moscovita + cuarzo + H2O). (a) Zona de granate, mostrando campos univariantes (con dos minerales) y campos divariantes (con tres minerales), incluidas las asociaciones con cloritoide. (b) Zona de estaurolita. (c) Zona de distena.(d) Parte inicial de la zona de sillimanita.

La clorita es poco abundante en la zona de estaurolita, excepto como producto del meta-morfismo retrógrado. Cuando aparece (como clorita primaria) lo hace en asociación con estau-rolita y biotita. Esta asociación se muestra en la figura 6.7 (b), junto con la asociación granate + biotita + estaurolita. La diferencia entre las figuras 6.7 (a) y 6.7 (b) (aparte de la desaparición del cloritoide) es la sustitución de la tie-line granate-clorita por la tie-line estaurolita-biotita. Como resul-tado de esta reacción, la estaurolita se desarrolla en rocas con composiciones más variadas que el cloritoide, ya que puede aparecer en rocas menos alumínicas, cuya composición se proyecta por debajo de la tie-line granate-clorita. Y también como resultado de esta reacción las metapeli-tas ricas en Al comienzan a tener biotita, que no se había desarrollado todavía (recordemos que la zona de biotita está sustituida por la zona de cloritoide en las metapelitas ricas en Al).


186

La reacción (6.8) se produce a una temperatura fija para cada valor de la presión ya que se trata de una reacción discontinua y progresa hasta que uno de los tres reactantes (granate, mos-covita o clorita) se agota. Cuando esta reacción termina, aun se puede forma algo de estaurolita por medio de la reacción continua entre las fases restantes. Por ejemplo, si se ha agotado el gra-nate (que es lo más normal):

moscovita + clorita ↔ estaurolita + biotita + cuarzo + H2O. (6.9)

Zona de distena

La zona de distena del metamorfismo regional barroviense se caracteriza por la presencia de una serie de asociaciones minerales, incluyendo la asociación de la zona de estaurolita (granate + estaurolita + biotita), además de otras típicas de esta zona: distena + estaurolita + biotita ó dis-tena + biotita. Estas asociaciones se representan en la figura 6.7 (c), que se diferencia del dia-grama (b) en que la tie-line estaurolita-clorita ha sido reemplazada por la tie-line distena-biotita. Este cambio corresponde a la reacción discontinua

moscovita + estaurolita + clorita ↔ biotita + distena + cuarzo + H2O. (6.10)

La reacción (6.10) sólo se produce en pelitas con minerales ricos en Mg y no afecta a rocas con la asociación granate + estaurolita + biotita + moscovita + cuarzo (comparar las figuras 6.7 b y c). Una vez que la asociación distena-biotita se ha formado por medio de la reacción (6.10), la dis-tena puede seguir creciendo según la reacción continua

estaurolita + moscovita + cuarzo ↔ distena + biotita + H2O. (6.11)

Esto tiene el efecto de agrandar el campo distena-biotita en el diagrama AFM y de reducir el rango de composiciones que siguen teniendo estaurolita (fig. 6.7d). Esta reacción provoca, por tanto, la formación gradual de distena en rocas que no contenían clorita en las condiciones P-T correspondientes a la zona de estaurolita.

Zona de sillimanita

Esta zona se diferencia de la zona de distena sólo por la presencia de sillimanita (la distena puede seguir estando presente). La sillimanita suele aparecer en forma de finas agujas forman-do masas bastante compactas (fibrolita). La sillimanita prismática, de grano más grueso, está restringida a temperaturas más altas (facies granulita). La reacción que define el tránsito de la zona de distena a la zona de sillimanita es la transformación polimórfica

distena ↔ sillimanita. (6.12)

Sin embargo, el hecho de que sea habitual que parte de la distena permanezca dentro la zona de la sillimanita indica que esta reacción es muy lenta. Es muy probable que gran parte de la silli-manita se forme por la desestabilización de otros minerales, como vimos en el tema 4 al hablar de la reacciones iónicas.

Dentro de esta zona de sillimanita la estaurolita desaparece por completo de las pelitas con cuarzo y moscovita como resultado de la reacción

estaurolita + moscovita + cuarzo ↔ granate + biotita + sillimanita + H2O. (6.13)

Esto se muestra en la figura 6.8. En la parte (a) observamos como la estaurolita se ha ido hacien-do algo más magnésica y han desaparecido las composiciones puramente férricas, lo que permi-


187

te que exista la asociación St+Grt+Sil, aunque sea para un reducidísimo rango de composiciones (para metapelitas ricas en Al y sin nada de Mg). El diagrama de la parte (b) ya no contiene es-taurolita, que ha desaparecido por la reacción (6.13). Como la composición de la estaurolita queda dentro del triángulo definido por granate, sillimanita y biotita, se trata de una reacción terminal. Ninguna metapelita, independientemente de su composición química, contiene estau-rolita por encima de esta temperatura (unos 700°C en el metamorfismo barroviense). La asocia-ción más característica de la zona de sillimanita tras la desaparición de la estaurolita es sillimanita + gra-nate + biotita.

F

granate

sillimanita

hacia Kfs

M

A

biotita

∼ ° 700 C

F

granate

sillimanita

hacia Kfs

M

A

biotita

estaurolita ∼ ° 690 C


Figura 6.8. Desaparición de la estaurolita dentro de la zona de sillimanita. Su desaparición marca el límite superior de estabilidad de la estaurolita en las metapelitas con cuarzo y moscovita.

Reacciones por encima de la zona de sillimanita

El metamorfismo regional descrito por Barrow termina en la zona de sillimanita porque es el grado mayor que se encuentra en los Highlands escoceses. Sin embargo, en otros terrenos me-tamórficos con un metamorfismo orogénico de tipo barroviense se han descrito reacciones por encima de la facies de anfibolitas. Una de las más importantes es la desaparición de la moscovi-ta por medio de la reacción terminal

moscovita + cuarzo ↔ feldespato potásico + sillimanita + H2O. (6.14)

Esta reacción se ha denominado “segunda isograda de la sillimanita” (y así puede ser encontra-da en muchos libros y artículos especializados) porque, además de producir feldespato potási-co, también es la encargada de generar gran cantidad de sillimanita.

A mayor grado todavía puede aparecer ortopiroxeno en las metapelitas pobres en Al. La reacción que lo forma es probablemente una reacción de deshidratación de la biotita del tipo

biotita ↔ ortopiroxeno + feldespato potásico + H2O. (6.15)

Si el agua liberada permanece en la roca, se produce la fusión parcial y se generan migmatitas. Si, por el contrario, el agua escapa del sistema, se forma una roca compuesta principalmente por ortopiroxeno y feldespato potásico (más cuarzo) que recibe el nombre de granulita. Esto ocurre ya a las presiones y temperaturas típicas de la facies de granulitas, facies que toma su nombre


188

precisamente de este tipo de rocas. Estas granulitas de composición granítica con ortopiroxeno reciben también el nombre de charnockitas.

6.6. Resumen

Las figuras 6.9 y 6.10 resumen las transformaciones que afectan a las rocas pelíticas durante el metamorfismo regional barroviense. En la figura 6.9 se han recopilado las reacciones que mar-can los límites de zona mineral (abreviados LZM en la figura) y se ha indicado qué reacciones son de primera aparición y cuáles son terminales para un determinado mineral. Lo primero se indica con la palabra “in” y lo segundo con la palabra “out” junto con el mineral que aparece o desaparece (por ejemplo, “Chl out” etiqueta la reacción terminal para la clorita). Los números que distinguen cada límite de zona mineral son los que aparecen en la figura 6.10.

Las reacciones se han agrupado bajo los epígrafes de “Pelitas pobres en Al” y “Pelitas ricas en Al”. La distinción se ha mantenido hasta la zona de estaurolita. A partir de ésta las asocia-ciones que desarrollan ambos tipos de metapelitas son muy similares y se han unificado. Por debajo de la zona de sillimanita, última zona en aparecer en el esquema zonal clásico de Ba-rrow, se han añadido dos zonas más: la segunda zona de sillimanita y la zona de ortopiroxeno.

La figura 6.10 añade la información de presión y temperatura que le falta a la figura 6.9 y muestra las reacciones anteriores sobre un diagrama de facies. De esta forma se pueden cuanti-ficar las condiciones P-T a las que se producen las reacciones que marcan los diferentes límites de zona mineral. Los números que aparecen hacen referencia a las reacciones de la figura ante-rior. Cuando dicho número aparece encerrado en un círculo, se trata de una reacción de primera aparición y cuando está encerrado en un cuadrado, una reacción terminal. La evolución que se observa en la figura corresponde a una serie de facies de tipo barroviense, ya que su gradiente aparente coincide con el de dicha serie de facies.

De la observación de la figura 6.10 se pueden extraer varias conclusiones importantes:

1. La mayor parte de las zonas minerales de Barrow se producen en unas condiciones P-T características de las facies de esquistos verdes y de anfibolitas.

2. El límite de zona mineral de la biotita marca el inicio de la facies de esquistos verdes en las metapelitas pobres en Al.

3. El límite de zona mineral del cloritoide marca el inicio de la zona de esquistos verdes y su desaparición está cercana al límite de grado alto de esta facies, pero ya dentro de la facies de anfibolitas

4. La estaurolita tiene un rango de estabilidad que coincide casi exactamente con la facies de anfibolitas y por eso es una asociación diagnóstica para dicha facies.

5. Por encima de la facies de anfibolitas, tras la desaparición de la estaurolita, está la se-gunda zona de la sillimanita, ya dentro de la facies de granulitas. A estas presiones y temperaturas (8 kbar y 750°C) ya se puede producir la fusión parcial de las metapelitas si existen fluidos intersticiales, formándose migmatitas.

6. Si no se produce fusión parcial, se entra en la zona de ortopiroxeno (para las metapeli-tas pobres en Al), con la formación de granulitas con ortopiroxeno y feldespato potási-co.


189

7. Los rangos de temperatura y presión que caracterizan al metamorfismo barroviense en la mayor parte de los cinturones orogénicos están entre 350 y 700 °C y entre 3 y 8 kbar, respectivamente, lo que incluye las facies de esquistos verdes y de anfibolitas.

Ctd + Qtz + Grt + H OSt 2

Ctd = St + Grt + Chl + H O2

Grt + Ms + Chl + Bt + Qtz + H2OSt

Ms + Chl = St + Bt + Qtz + H2O

Ms + St + ChlBt + + Qtz + H2O Ky

= Bt + Ky Chl

Ms + St + Qtz = Bt + Ky + H2O

KySil

St + Ms + Qtz = Grt + Bt + Sil + H2O

Ms + Qtz Kfs + Sil + H2O

Bt Opx + Kfs + H2O

Fengita + Chl + Ms + Qtz + H2OBt

Chl + Prl + Qtz + HOCtd 2

Ctd + Chl + Qtz + H OGrt 2

Chl + Ms + Bt + Qtz + H2OGrt

Zona declorita

Zona debiotita

Zona decloritoide

Zona degranate

Zona deestaurolita

Zona dedistena

Zona desillimanita

2ª zona desillimanita

LZM BtLZM Ctd

LZM Grt

LZM St

LZM Ky

LZM Sil

PELITAS pobres en Al PELITAS ricas en Al

Ctd "out"

Chl "out"

St "out"

Bt "in "

Grt "in"

St "in"

Ky "in"

Sil "in "

Sil 2 "in"

Opx "in"

2

4

5

7

8

6

Figura 6.9. Reacciones más importantes durante el metamorfismo regional barroviense de las rocas pelíticas. Los números identifican cada una de las reacciones que marca un límite de zona mineral (abreviado LZM) y son los mismos que aparecen en la figura 6.10. Las reacciones se han agrupado bajo los epígrafes “Pelitas pobres en Al” y “Pelitas ricas en Al”, aunque la distinción sólo se ha mantenido hasta la zona de estaurolita. A grados mayores, ambos tipos de metapelitas desarrollan asociaciones minerales muy similares.


190


16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Presión (kbar)

Temperatura (ºC)


)DIAG

ÉNESIS

Esquistos azules

Eclogitas

Esquistosverdes

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl Sanidinitas

Anfibolitas

Cor. Px

Ceolitas

Prenh-Pump

Bt "in"

Grt "in" St "in"

St "out"Sil "in" Sil 2 “in"

Opx “in"Ky "in"

78

Figura 6.10. Las reacciones de la figura 6.9 superpuestas sobre un diagrama de facies metamórficas. Los números se corresponden con los de dicha figura. La sucesión dibujada corresponde a las metapelitas pobres en Al. Para las meta-pelitas ricas en Al sólo hay que sustituir la isograda de reacción de la biotita (Bt “in” en la figura) por la del cloritoi-de (aproximadamente a la misma temperatura) y añadir la isograda de desaparición del cloritoide (Ctd “out”) entre las isogradas de la estaurolita y de la distena. Se observa que las zonas minerales de Barrow (desde la zona de la bioti-ta, Bt “in”, hasta la zona de la sillimanita, Sil “in”) coinciden en cuanto a presiones y temperaturas con las facies de esquistos verdes y de anfibolitas (temperaturas entre 350 y 700 °C y presiones entre 3 y 8 kbar). Por encima de la zona de la sillimanita puede aparecen, ya en facies de granulitas, la segunda zona de la sillimanita y la zona de orto-piroxeno.

Bibliografía


Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Capítulo 2, que es de donde la mayor parte del tema se ha extraído].


191

Otras referencias

Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Capítulo 7, con un tratamiento algo más avanzado que Yardley].

Spear, F.S. (1993). Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths, Mineralogical Society of America Monograph, The Mineralogical Society of America, Wahsingston, USA, 789 pp. [Capítulo 10: el metamorfismo progresivo de las rocas lutíticas].

Winter, J.D. (2001). An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall. [Capítulo 28: metamorfismo de lutitas.]

Índice de materias

agua, 31 actividad, 34 cambio de fase, 31 constante de disociación, 34 constante dieléctrica, 34 difusividad, 34 ebullición, 31 punto crítico, 32 viscosidad, 34 volumen molar, 32, 34

aluminosilicatos, 57, 79, 129 anfibolita, 2, 6, 7, 145 asociación mineral, 64 asociaciones compatibles, 79 Barrow, G.M., 49, 61 batograda, 128 batozona, 128 blasto, 5 Carmichael, D.M., 111, 126, 129, 130 clímax metamórfico, 41 coeficiente de distribución, 108 componente, 66 Coombs, D.S., 52, 61 corneana, 5, 7, 10, 135, 139, 140 cuarcita, 5, 135, 139 diagrama composicional, 75

ACF, 85 ACS, 79, 113 AFM, 82, 181 campo bifásico, 85 campo monofásico, 85 campo trifásico, 85 CMS, 88 MS, 77 MSH, 80 proyectado, 81

diagrama de fases, 68 diagrama P-T

punto invariante, 129 eclogita, 2, 53, 142, 143 equilibrio químico, 63 esfuerzo

desviatorio, 28

Eskola, P., 50, 51, 52, 61, 92 esquisto, 8, 184 esquisto verde, 2, 54, 114, 136, 145, 146, 147,

148 esquistosidad

cristalofílica, 5 de crenulación, 5 de fractura, 5 externa, 169 foliación milonítica, 5 gneíssica, 5 interna, 169 pizarrosa, 4

estructura, 4 fábrica, 4 facies

de anfibolitas, 52 de anfibolitas, 52 de anfibolitas con epidota, 53 de ceolitas, 52 de corneanas anfibólicas, 52 de corneanas con albita-epidota, 52 de corneanas de albita-epidota, 52 de corneanas piroxénicas, 52 de eclogitas, 52, 53 de esquistos azules, 52, 53 de esquistos verdes, 52 de esquistos verdes, 52 de granulitas, 52, 186 de prenhita-pumpellyita, 52 de sanidinitas, 52 de sub-esquistos verdes, 53

facies metamórfica, 51 fase, 63 filita, 5, 7, 8, 136, 178 fluido supercrítico, 32 fluidos metamórficos, 30 flujo térmico, 23 fracción molar, 75, 184 fracturación hidráulica, 30 geobarómetro, 115 geoterma, 25

aparente, 42

Índice de materias Petrología Endógena 2

194

estacionaria, 26 metamórfica, 42 transitoria, 26, 38

geotermobarometría, 114 geotermómetro, 109, 115 gneiss, 8 Goldschmidt, V.M., 65 gradiente geotérmico, 25

de campo, 42 grado metamórfico, 43 grados de libertad, 68 granulita, 5, 114, 135, 139, 142, 143 Highlands, 173, 178 inclusiones fluidas, 30 isograda, 49 isograda de reacción, 49 línea de conjugación. Véase tie-line línea de coordinación. Véase tie-line línea de fracciones molares, 77 línea piezo-térmica, 42 mármol, 5, 49, 139 matriz, 5 megacristal, 5 meta-, 8 meta-arenita, 11 metabasalto, 11 metabasita, 11 metagabro, 11, 142 metagranito, 11 metamarga, 11 metamorfismo, 1

aloquímico, 1 de contacto, 2 dinámico, 2 dinamotérmico, 2 hidrotermal de fondo oceánico, 2

isoquímico, 1 progrado, 30, 40 regional orogénico, 2

retrógrado, 30, 40 térmico, 1

metapelita, 11, 49, 52, 54, 55, 56, 82, 83, 84, 125, 145, 147

microestructura. Véase textura Miyashiro, A., 56, 57, 61 orto-, 8 para-, 8 paragénesis, 64 pizarra, 5, 7, 136, 178 poiquiloblasto, 5, 169 porfidoblasto, 5

postectónico, 170 pretectónico, 170

sintectónico, 170 porfidoclasto, 5 presión, 27

confinante, 28 de fluido, 30 efectiva, 30 litostática, 28

protolito, 1 punto triple, 67 reacción metamórfica

terminal, 127 reacciones metamórficas, 64, 96

continuas, 97 de desvolatilización, 99 de intercambio catiónico, 108 discontinuas, 96 iónicas, 112

reacciones químicas, 112 regla de las fases, 65 roca calcosilicatada, 2, 49 series de facies matamórficas

barrowiense, 173 de Buchan, 173

series de facies metamórficas, 56 barrowiense, 57 de Buchan, 57 de metamorfismo de contacto, 57 franciscana, 56

sistema químico, 63 ACS, 79, 112 ASH, 96 CMSH-CO2, 88 divariante, 67 invariante, 67 KASH, 98, 127 KFMASH, 82, 125, 181 KNASH, 97 MS, 77 MSH, 77, 81 NASH, 98 univariante, 67

sustitución de Tshermack, 84 tectonita, 9 temperatura, 23 textura, 4

blastoporfídica, 7 coronítica, 7 granoblástica, 5 granolepidoblástica, 7 granolepidoporfidoblástica, 7 granonematoblástica, 7 granoporfidoblástica, 7 lepidoblástica, 6 nematoblástica, 6 nodulosa, 7

Petrología Endógena 2 Índice de materias

195

poiquiloblástica, 7 porfidoblástica, 7

tie-line, 79, 185 Tilley, C.E., 43, 49, 61 trayectoria P-T-t, 39 trayectorias P-T-t, 38

pico térmico, 41 triángulo de fracciones molares, 78 variables

dependientes, 74

independientes, 74 vector de fase, 76 zona metamórfica

de biotita, 179 de clorita, 178 de distena, 186 de estaurolita, 184 de granate, 181 de sillimanita, 186

zonas de Barrow, 173, 177

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