Download - Metamorfismo Todo

Transcript
Page 1: Metamorfismo Todo

Metamorfismo

Javier Gómez Jiménez

Versión 3 (Febrero 2002)

Petrología, 3er curso

Departamento de Ciencias de la Tierra

Universidad de Zaragoza

Page 2: Metamorfismo Todo

ii

Page 3: Metamorfismo Todo

Índice general

ÍNDICE GENERAL.............................................................................................................................. III

DEFINICIÓN, LÍMITES Y TIPOS DE METAMORFISMO .............................................................1 1.1. DEFINICIÓN ......................................................................................................................................1 1.2 LÍMITES DEL METAMORFISMO ...........................................................................................................1 1.3. TIPOS DE METAMORFISMO................................................................................................................3

1.3.1. Metamorfismo regional ............................................................................................................3 1.3.2. Metamorfismo de contacto .......................................................................................................4 1.3.3. Metamorfismo cataclástico ......................................................................................................5 1.3.4. Metamorfismo hidrotermal.......................................................................................................5 1.3.5. Metamorfismo de choque .........................................................................................................5

1.4. ALGUNOS EJEMPLOS DE METAMORFISMO .........................................................................................6 1.4.1. Los Highlands meridionales de Escocia ..................................................................................6 1.4.2. El plutón Fanad, Donegal, Irlanda ..........................................................................................8

BIBLIOGRAFÍA.......................................................................................................................................10 FACTORES DEL METAMORFISMO ...............................................................................................11

2.1. LA TEMPERATURA..........................................................................................................................11 2.2. LA PRESIÓN ....................................................................................................................................14 2.3. FLUIDOS METAMÓRFICOS ...............................................................................................................16 2.4. EL TIEMPO COMO VARIABLE EN EL METAMORFISMO: TRAYECTORIAS P-T-T ..................................18 BIBLIOGRAFÍA.......................................................................................................................................22

ROCAS METAMÓRFICAS: TIPOS Y TEXTURAS ........................................................................23 3.1. MATERIA PRIMA DEL METAMORFISMO: CATEGORÍAS COMPOSICIONALES.......................................24

3.1.1. Rocas cuarcíticas (silíceas)....................................................................................................25 3.1.2. Rocas ultramáficas .................................................................................................................25 3.1.3. Rocas calcáreas......................................................................................................................25 3.1.4. Rocas pelíticas........................................................................................................................25 3.1.5. Rocas calcosilicatadas ...........................................................................................................26 3.1.6. Rocas máficas.........................................................................................................................26 3.1.7. Rocas cuarzofeldespáticas .....................................................................................................27 3.1.8. Otras composiciones ..............................................................................................................27

3.2. LAS TEXTURAS DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS ..............................................................................27 3.2.1. Introducción ...........................................................................................................................27 3.2.2. Texturas..................................................................................................................................28

3.3. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS .............................................................................43 3.3.1 Nombres de las rocas metamórficas definidos por su textura.................................................43 3.3.2 Nombres de rocas metamórficas con deformación intensa (= tectonitas) ..............................44 3.3.3 Términos especiales ................................................................................................................45 3.3.4. Nombres relacionados con la naturaleza del protolito ..........................................................47

BIBLIOGRAFÍA.......................................................................................................................................47 REACCIONES METAMÓRFICAS.....................................................................................................49

4.1. EL EQUILIBRIO QUÍMICO.................................................................................................................49 4.2. LA REGLA DE LAS FASES.................................................................................................................50

Page 4: Metamorfismo Todo

iv

4.3. ASOCIACIONES MINERALES Y PARAGÉNESIS MINERALES................................................................54 4.4. DIAGRAMAS DE FASES METAMÓRFICOS..........................................................................................56

4.4.1. Diagramas P-T.......................................................................................................................56 4.4.2. Diagramas de fases composicionales.....................................................................................56

4.5. REACCIONES METAMÓRFICAS ........................................................................................................69 4.5.1. Reacciones discontinuas o univariantes.................................................................................69 4.5.2. Reacciones continuas o divariantes .......................................................................................70 4.5.3. Reacciones de intercambio catiónico.....................................................................................72 4.5.4. Reacciones que involucran a una fase fluida: reacciones de desvolatilización.....................73 4.5.5. La verdadera naturaleza de las reacciones metamórficas: las reacciones iónicas ...............75

BIBLIOGRAFÍA.......................................................................................................................................76 EVALUACIÓN DE LAS CONDICIONES DEL METAMORFISMO.............................................77

5.1. GRADO METAMÓRFICO...................................................................................................................77 5.2. MINERALES ÍNDICE Y ZONAS MINERALES .......................................................................................78 5.3. ISOGRADAS E ISOGRADAS DE REACCIÓN.........................................................................................80 5.4. FACIES METAMÓRFICAS .................................................................................................................81 5.5. SERIES DE FACIES METAMÓRFICAS .................................................................................................84 5.6. DETERMINACIÓN CUANTITATIVA DE LA PRESIÓN Y LA TEMPERATURA: GEOTERMOBAROMETRÍA...85 5.7. REDES PETROGENÉTICAS................................................................................................................86 5.8. BATOZONAS Y BATOGRADAS..........................................................................................................89 BIBLIOGRAFÍA.......................................................................................................................................93

EL METAMORFISMO REGIONAL BARROWIENSE DE LAS ROCAS PELÍTICAS ..............96 6.1. INTRODUCCIÓN ..............................................................................................................................96 6.2. ZONAS MINERALES DE BARROW.....................................................................................................97

6.2.1. Zona de clorita .......................................................................................................................97 6.2.2. Zona de biotita .......................................................................................................................97 6.2.3. Zona de granate .....................................................................................................................98 6.2.4. Zona de estaurolita...............................................................................................................101 6.2.5. Zona de distena ....................................................................................................................102 6.2.6. Zona de sillimanita...............................................................................................................103 6.2.7. Resumen ...............................................................................................................................103

BIBLIOGRAFÍA.....................................................................................................................................105 ÍNDICE ANALÍTICO .........................................................................................................................107

Page 5: Metamorfismo Todo

TEMA 1

Definición, límites y tipos de metamorfismo

1.1. Definición

Metamorfismo significa cambio e incluye todos aquellos procesos por los cuales una roca, for-mada originalmente en un ambiente ígneo o sedimentario, recristaliza en estado sólido en res-puesta a nuevas condiciones ambientales para formar una roca metamórfica. Muchas rocas metamórficas retienen alguna característica de la roca de la que proceden, como la composición química global o estructuras como la estratificación, pero, además, desarrollan nuevas texturas y, a menudo, nuevos minerales.

Los factores responsables de estos cambios son básicamente tres: (1) temperatura, (2) pre-sión y (3) presencia y composición de la fase fluida. Los veremos en el tema siguiente.

1.2 Límites del metamorfismo

En su acepción más amplia, el metamorfismo incluye todas aquellas rocas que han recristaliza-do sin fundirse totalmente, de modo que ahora contienen nuevos minerales que no eran esta-bles en su ambiente sedimentario o ígneo original o han desarrollado nuevas texturas.

En la práctica, del ámbito del metamorfismo se excluyen todos los cambios (y por tanto todas las rocas) que se producen durante la diagénesis de las rocas sedimentarias, los procesos de meteorización y la formación de yacimientos minerales, todos ellos normalmente tratados de forma separada en otras asignaturas. Está claro que los límites de lo que se considera metamor-fismo son algo arbitrarios y ciertos procesos metamórficos pueden tratarse en exactamente la misma forma que determinados procesos diagenéticos o de génesis de yacimientos minerales. Cuando el porcentaje de fusión se hace importante, el metamorfismo pasa gradualmente hacia el magmatismo. La figura 1.1 muestra los límites del metamorfismo en un diagrama pre-sión/temperatura, según Bucher y Frey (1994). Nótese el gran solapamiento entre el campo de los procesos ígneos y los metamórficos. El límite inferior de temperatura se sitúa en la transi-ción de la diagénesis al metamorfismo, que es un límite gradual y mal definido entre los 100 y los 200 °C, según las litologías. En la figura 1.1 se ha situado en 200 °C. El límite superior de

Page 6: Metamorfismo Todo

Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo Metamorfismo

2

temperatura está peor definido que el inferior. Existe un solapamiento muy grande con los pro-cesos ígneos, como se observa en la figura 1.1. En la corteza, las rocas de composición granítica (que son las que primero alcanzan el sólidus) comienzan a fundir en presencia de agua a tem-peraturas tan bajas como 630 °C (línea “Sólidus granito hidratado” en la figura 1.1). En condi-ciones anhidras, sin embargo, los rocas graníticas pueden seguir recristalizando en estado sóli-do hasta temperaturas del orden de los 1000 °C. En el manto superior, los procesos metamórfi-cos en estado sólido continúan a temperaturas todavía mayores (curvas de sólidus y líquidos de las peridotitas). Es por ello que en el diagrama de la figura 1.1 no se ha limitado el metamorfis-mo por la parte superior de la escala de temperaturas. Otras rocas, como las rocas ígneas bási-cas e intermedias, tiene temperaturas de fusión entre las de los granitos y las peridotitas.

En cuanto a la presión, el límite inferior se puede situar a la presión atmosférica (1 bar), ya que hay procesos hidrotermales que generan minerales metamórficos en condiciones superficiales. Por lo que respecta al límite superior, su definición es mucho más complicada. En la figura 1.1 se muestran tres casos particulares de rocas metamórficas de condiciones extremas, dos de ellos correspondientes a rocas metamórficas formadas a presiones muy elevadas. La existencia de estas rocas metamórficas pone de manifiesto que los procesos metamórficos pueden seguir activos a presiones de mas de 40 kilobares (kbar), lo que implica profundidades de unos 150 km (ver la escala de la derecha). Es por ello que en la figura 1.1 tampoco se ha dibujado un limite superior para la presión a la que pueden formarse rocas metamórficas.

Figura 1.1. Rango de presiones (P) y temperaturas (T) del metamorfismo. El límite entre la diagénesis y el metamorfismo es gradual y el valor de T= 200°C que se muestra es un valor promedio. Nótese que en este diagrama el metamorfismo no tiene un límite supe-rior 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 coesitadel macizo de Dora Maira, en los Alpes accidentales, y las rocas metamórficas con diamantes del macizo de Kokchetav en el norte delKazakhstan. 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.

Page 7: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo

3

Aunque estos límites son muy extensos, la mayoría de las rocas metamórficas se han for-mada en condiciones de presión y temperatura dentro del área marcada por una línes negra gruesa en la figura 1.1. Este área incluye todas las rocas metamórficas formadas en la corteza (se ha asumido un espesor máximo de la corteza de unos 75 km). Dentro de este polígono se han dibujado los campos de estabilidad de los polimorfos de los aluminosilicatos (andalucita, And; sillimanita, Sill; y distena, Ky) que en los temas siguientes van a jugar un papel muy im-portante.

1.3. Tipos de metamorfismo

El metamorfismo se puede "compartimentar" de varias maneras según prestemos atención a unas características o a otras.

La primera gran subdivisión que se puede hacer es atendiendo a la variación de la compo-sición química entre la roca antes de metamorfizarse (el protolito) y la roca metamórfica resul-tante. Así se distinguen dos tipos de metamorfismo.

• Si la composición química global se mantiene aproximadamente constante (a excepción de los elementos volátiles, como H2O y CO2) se habla de metamorfismo isoquímico. Normalmente cuando se habla simplemente de metamorfismo, uno se refiere a este tipo de metamorfismo isoquímico.

• Si la composición química global cambia significativamente, tanto por aporte como por pérdida de determinados elementos, se habla de metamorfismo aloquímico o metaso-matismo. En estos casos la interacción entre la roca metamórfica y los fluidos intersticia-les es fundamental (interacción agua/roca).

Otra manera de subdividir el metamorfismo es atendiendo al factor principal responsable del cambio. Así tenemos:

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

• Metamorfismo dinámico, donde el factor principal es la presión dirigida o esfuerzo des-viatorio.

• Metamorfismo dinamotérmico, donde temperatura y presión dirigida son ambos facto-res importantes.

La subdivisión más útil y generalizada es aquella que se basa en el ambiente geológico donde se produce el metamorfismo. Es el esquema de clasificación más utilizado, aunque el número de subdivisiones varía según el libro de texto consultado. Aquí recogemos la clasifica-ción de Yardley (1989).

1.3.1. Metamorfismo regional

Da lugar a extensas áreas de rocas metamórficas asociadas a cadenas montañosas. El calenta-miento responsable del metamorfismo no está asociado a ningún cuerpo ígneo intrusivo parti-cular, aunque en la misma área puede haber rocas plutónicas. El metamorfismo regional está casi siempre acompañado por deformación y plegamiento y las rocas resultantes desarrollan una fábrica planar por orientación preferente de minerales inequidimensionales. Cuando el metamorfismo regional está acompañado de deformación y plegamiento se le denomina meta-morfismo orogénico. La tabla 1.1 resume las características más importantes del metamorfismo orogénico y lo compara con otros dos tipos de metamorfismo, el de contacto y el de fondo oceánico, que se ven a continuación. Las rocas generadas por metamorfismo regional son las rocas metamórficas más abundantes y entre ellas destacan las pizarras, las filitas, los esquistos y

Page 8: Metamorfismo Todo

Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo Metamorfismo

4

los gneisses como casos más representativos. Se trata del tipo más importante de metamorfismo dinamotérmico.

Un caso particular de metamorfismo regional es el denominado metamorfismo de ente-rramiento, que se produce en la base de potentes secuencias sedimentarias y volcano-sedimentarias por subsidencia en cuencas sedimentarias. Se alcanzan condiciones de metamor-fismo bajo y muy bajo, pero en este caso sin deformación ni plegamiento asociados.

Tabla 1.1. 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 cuadra-dos.

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 hori-zontal).

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 calcosilica-tadas, skarn.

1.3.2. Metamorfismo de contacto

El metamorfismo de contacto se produce como consecuencia del aumento local de la tempera-tura de la roca encajante en las inmediaciones de una intrusión ígnea. La zona de la roca de caja cercana a la intrusión se ve afectada por el aumento de temperatura que supone el emplaza-miento de un fundido ígneo y desarrolla lo que se conoce como una aureola de metamorfismo de contacto. Habitualmente las rocas de esta aureola no están deformadas y los minerales me-tamórficos crecen sin una orientación preferente, produciendo rocas masivas y muy duras de-nominadas genéricamente corneanas. Sin embargo, muchas corneanas pueden retener (al me-nos lejos del contacto con la intrusión) vestigios de fábricas planares desarrolladas durante una fase previa de metamorfismo regional (como le ocurre a las denominadas “pizarras mosquea-das"), mientras que en otras aureolas la intrusión produce una deformación en la roca de caja contemporánea al emplazamiento que genera una fábrica planar en las rocas metamórficas resultantes, por lo que en muestra de mano estas rocas son muy similares a las rocas de meta-morfismo regional.

Page 9: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo

5

Las rocas de metamorfismo de contacto son bastante variadas, aunque las más comunes se forman siempre alrededor de plutones graníticos emplazados en la corteza superior o media. En áreas puntuales, coladas basálticas o diques de rocas básicas pueden dar lugar a rocas me-tamórficas de contacto de poca extensión y con mineralogías inusuales. El metamorfismo de contacto es el caso más típico de metamorfismo térmico. A veces, metamorfismo térmico se usa como sinónimo de metamorfismo de contacto. La tabla 1.1 resume las características de este tipo de metamorfismo.

1.3.3. Metamorfismo cataclástico

Es incluso más local en extensión que el metamorfismo de contacto y es aquél que ocurre a lo largo de planos de falla o zonas de cizalla como resultado de la intensa deformación que sufren las rocas en las inmediaciones del plano de deslizamiento de la falla. A menudo la trituración mecánica de la roca está acompañada de la recristalización de los minerales preexistentes e incluso del crecimiento de nuevos minerales hidratados debido al movimiento de fluidos en la zona de deformación. Este movimiento está facilitado por la elevada permeabilidad de los ma-teriales próximos al plano de falla. Debido al predominio de los procesos de deformación por actuación de esfuerzos desviatorios, este tipo de metamorfismo se conoce también con el nom-bre de metamorfismo dinámico. Las rocas resultantes del metamorfismo cataclástico son las cataclasitas y las milonitas; las primeras no tienen fábrica planar mientras que las segundas, más abundantes, sí la presentan.

1.3.4. Metamorfismo hidrotermal

Involucra un cambio químico (metasomatismo) como parte fundamental del proceso y se pro-duce por circulación de fluidos calientes a través de fisuras, grietas, diaclasas y fracturas en la roca. Este tipo de metamorfismo se asocia comúnmente a la actividad ígnea, ya que se necesitan importantes gradientes de temperatura (como los presentes alrededor de plutones graníticos epizonales) para movilizar fluidos por convección. Es también un proceso importante en cam-pos geotérmicos y es responsable de la formación de gran cantidad de mineralizaciones de im-portancia económica como los yacimientos porphyry copper. Sin embargo, el caso más generali-zado y de mayor extensión regional de metamorfismo hidrotermal es el denominado metamor-fismo de fondo oceánico, que es el que tiene lugar en las inmediaciones de las dorsales oceáni-cas por circulación de agua marina a alta temperatura a través de las rocas basálticas y gabroi-cas de la corteza oceánica (ver tabla 1.1).

1.3.5. Metamorfismo de choque

También denominado metamorfismo de impacto, no tiene ninguna relación genética con los anteriores y se produce por el impacto a alta velocidad de meteoritos de gran tamaño sobre las superficies planetarias. En otros planetas del sistema solar, como Mercurio y La Luna, el meta-morfismo de impacto es, tal vez, el proceso geológico más importante, pero en La Tierra, aun-que no ha sido ni es menos frecuente, queda enmascarado por la actuación de muchos otros procesos de mayor importancia. El metamorfismo de choque es, por tanto, muy raro sobre la superficie terrestre. La onda de choque generada por el impacto meteorítico afecta a las rocas adyacentes, exponiéndolas a presiones extremadamente grandes durante una fracción de se-gundo. La relajación de la red cristalina de los minerales tras el paso de la onda de choque pro-voca un aumento de la temperatura que puede dar lugar a la fusión e incluso la vaporización de parte del material rocoso cercano a la zona del impacto. El intenso proceso de compresión

Page 10: Metamorfismo Todo

Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo Metamorfismo

6

que sufren los minerales da lugar, en el caso del cuarzo, a la formación de polimorfos de muy alta presión como la stishovita y la coesita.

Con excepción del metamorfismo de choque, los otros tipos de metamorfismo considera-dos muestran similitudes entre ellos, tanto en lo referente a las rocas a las que afectan, como a los minerales producidos. Por ejemplo, a pesar de las importantes diferencias texturales entre las rocas de metamorfismo regional y de contacto, muchos minerales metamórficos son comu-nes a ambos tipos. Las rocas de metamorfismo regional de cualquier zona orogénica (moderna o antigua) suelen estar cortadas por zonas de cizalla afectadas por metamorfismo cataclástico y atravesadas por intrusiones graníticas que provocan aureolas de metamorfismo de contacto, así como diferentes tipos de rocas metasomáticas producidas por metamorfismo hidrotermal aso-ciado al movimiento de fluidos en las inmediaciones de una intrusión ya sólida pero todavía caliente. Con esto se queremos poner de manifiesto que los diferentes procesos metamórficos no definen categorías mutuamente exclusivas y que una misma roca ha podido sufrir más de un tipo de metamorfismo (polimetamorfismo).

1.4. Algunos ejemplos de metamorfismo

Antes de comenzar a ver algunos aspectos bastante abstractos del metamorfismo, es útil tener una idea aproximada de cómo aparecen las rocas metamórficas en el campo y qué característi-cas tienen. En esta sección vamos a describir dos ejemplos de áreas donde afloran rocas meta-mórficas para ilustrar alguno de sus modos de ocurrencia.

Aunque actualmente gran parte del trabajo en petrología metamórfica está basado en es-tudios experimentales (de laboratorio) y teóricos, estos son de poco valor si no se relacionan con la composición y las condiciones físicas de formación de las rocas metamórficas. El trabajo de campo es y seguirá siendo la parte más fundamental en los estudios de petrología metamórfica. Los dos ejemplos que siguen están tomados de Yardley (1989), capítulo 1.

1.4.1. Los Highlands meridionales de Escocia

La parte sureste de los Highlands de Escocia (ver la parte inferior de la figura 1.2 para la locali-zación) es una de las áreas más clásicas de la geología metamórfica. Aquí fue donde G. M. Ba-rrow hizo, a finales del siglo pasado, uno de los primeros estudios donde se mostraba clara-mente una variación sistemática de la mineralogía de las rocas metamórficas que podía ser rela-cionada con cambios en las condiciones físicas (de temperatura en particular) a las que las rocas habían estado sometidas.

Las rocas de este área son metasedimentos (es decir, rocas metamórficas que provienen de rocas sedimentarias previas: ver el tema 3), con alguna intercalación de rocas ígneas básicas, de edad cámbrica del Supergrupo Dalradian. Las arenitas originales, ricas en cuarzo, muestran pocos cambios en todo el área, pero Barrow encontró que las rocas pelíticas (rocas sedimenta-rias lutíticas metamorfizadas) se podían dividir en una serie de zonas metamórficas, cada una caracterizada por la aparición, conforme el metamorfismo se hacía más intenso, de un nuevo mineral metamórfico fácil de identificarse en el campo. También notó que estos cambios mine-ralógicos estaban acompañados de un aumento general del tamaño de grano, que hacía que las lutitas iniciales se convirtieran en pizarras primero y finalmente en esquistos. Las pizarras son las rocas metamórficas menos modificadas con respecto al material lutítico original y por ello se

Page 11: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo

7

dice que se trata de rocas de grado bajo1. Barrow se refirió a estas rocas de grado más bajo co-mo "rocas de la zona de clorita". La aparición de otros minerales metamórficos, no presentes en las rocas de grados más bajos, permitió a Barrow definir una sucesión de zonas metamórficas, que son las siguientes (ver también la figura 1.2):

• Zona de clorita. En esta zona las pelitas contienen clorita junto con moscovita, cuarzo y albita.

• Zona de biotita. Marcada por la aparición de biotita marrón-rojiza o marrón-verdosa. Clorita, moscovita, albita y cuarzo están todavía presentes.

• Zona de granate. El mineral metamórfico típico que aparece es granate almandínico, que suele ser muy evidente (por color y tamaño) en el campo y en muestra de mano. A este grado las rocas pelíticas son ya esquistos y suelen contener además biotita, clorita, moscovita, cuarzo y plagioclasa sódica (albita u oligoclasa). Sin embargo, la clorita puede estar ausente.

• Zona de estaurolita. La estaurolita aparece y coexiste con biotita, moscovita, cuarzo, plagiclasa sódica y comúnmente granate. Puede persistir todavía algo de clorita.

• Zona de distena. Los esquistos con distena de esta zona contienen biotita, cuarzo, pla-gioclasa, moscovita y granate en la mayor parte de los casos. La estaurolita también suele estar presente, a veces formando intercrecimientos complejos con la distena.

• Zona de sillimanita. La sillimanita, que es el nuevo mineral que aparece, se asocia con biotita, moscovita, cuarzo, plagioclasa, granate y, a veces, estaurolita. La distena tam-

1 Grado es un término poco preciso que se suele usar en sentido relativo para referirse a las condiciones, sobre todo de temperatura y mucho más raramente de presión, a las que han sido sometidas las rocas metamórficas de un área. Las rocas de grado bajo han sido sometidas a condiciones menos extremas de temperatura que las rocas de grado medio y éstas, a su vez, a temperaturas menos altas que las rocas de grado alto y muy alto. Más sobre este concepto en el Tema 5 (Evaluación de las condiciones del metamorfismo).

Figura 1.2. Metamorfismo regional de las rocas pelíticas del área de los Highlands meridionales de Escocia (tomado de Yardley,1989, pag. 7).

Page 12: Metamorfismo Todo

Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo Metamorfismo

8

bién puede estar presente, a pesar de que sillimanita y distena tienen la misma com-posición (Al2SiO5).

Al microscopio se observa que, además de los minerales metamórficos principales que van apareciendo en las sucesivas zonas, estas rocas pelíticas contienen otras minerales accesorios tales como turmalina, apatito y circón y a menudo cantidades apreciables de minerales opacos, entre los que destacan magnetita, ilmenita, pirita, pirrotina y grafito.

Los minerales metamórficos que caracterizan cada zona se denominan minerales índice. Es importante darse cuenta que un mineral índice puede persistir más allá de la zona a la que da nombre, como le ocurre, por ejemplo, a la biotita o el granate. La manera en que Barrow cartografió estas zonas fue anotando sobre un mapa la posición de la primera aparición de cada mineral índice al aumentar el grado metamórfico (es decir, conforme se iba moviendo de grado bajo a grado alto). El conjunto de todos los puntos de primera aparición de un determinado mineral índice define una línea sobre el mapa (figura 1.2), que Barrow denominó isograda (lí-nea de grado metamórfico constante). Posteriormente se ha visto que esto no es exactamente así y la terminología actual es un poco más complicada, como veremos en el Tema 5. El término isograda se suele sustituir por el de límite de zona mineral, que es el que usaremos.

El estudio de las zonas metamórficas de Barrow ilustra un concepto muy importante en metamorfismo: el de metamorfismo progresivo. Se asume generalmente en todos los tipos de metamorfismo que las rocas de grado más alto tuvieron antes asociaciones minerales típicas de grados más bajos y que han recristalizado y cambiado su composición mineralógica progresiva-mente conforme el metamorfismo se hacía más intenso, en vez de cambiar bruscamente de, por ejemplo, una roca lutítica no metamorfizada a un esquisto de grado alto. La sustitución de unos minerales formados en condiciones de P y T bajas por otros formados en condiciones de P y T más altas se denomina metamorfismo progrado y el proceso opuesto, de remplazamiento de minerales de alta P-T por otros de grado menor, metamorfismo retrógrado. Tanto el metamor-fismo progrado como el retrógrado son ejemplos de metamorfismo progresivo.

El metamorfismo de los Highlands escoceses es un caso típico de metamorfismo regional que afecta a un área extensa y (contrariamente a lo que opinaba Barrow) que no está relaciona-do directamente con ninguna fuente específica de calor (como las intrusiones graníticas que aparecen al norte de los materiales metamórficos en la figura 1.2). Este esquema zonal de los Highlands escoceses se repite sistemáticamente en muchas otras áreas de metamorfismo regio-nal sobre materiales pelíticos. Recibe el nombre de zonas de Barrow o metamorfismo barro-wiense.

1.4.2. El plutón Fanad, Donegal, Irlan-da

Este segundo ejemplo de metamorfismo tam-bién afecta a materiales pelíticos cámbricos, en este caso en la región de Donegal en Irlanda , también clásica desde el punto de vista geoló-gico (ver situación en la parte superior de la figura 1.3). Se trata de una zona estrecha de rocas metamórficas alrededor de un cuerpo granítico, el plutón de Fanad.

Las rocas cámbricas de Donegal han su-frido un metamorfismo regional similar al de los Highlands meridionales de Escocia del ejemplo anterior. En las inmediaciones del

Figura 1.3. Zonas metamórficas desarrolladas sobre los es-quistos pelíticos en la aureola del plutón de Fanad, Donegal, Irlanda (tomado de Yardley, 1989, pág. 11)

Page 13: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo

9

plutón de Fanad el metamorfismo es el típico de la zona de granate. Posteriormente, los grana-tes han sido reemplazados parcialmente por clorita. (El proceso de convertir minerales forma-dos a una temperatura más alta en minerales característicos de un grado más bajo recibe el nombre de metamorfismo retrógrado.)

El plutón de Fanad se emplazó después de este episodio de metamorfismo regional retró-grado. Su tamaño exacto no se conoce, pero aflora 15 km a lo largo de la costa y los efectos me-tamórficos que provoca se sienten hasta una distancia de 1750 m desde el contacto con la roca granítica.

La secuencia de zonas metamórficas se aprecia mejor en un área al este del plutón, cercana a la costa (figura 1.3). El primer cambio que se distingue (en lámina delgada) al acercarnos al plutón es el crecimiento de nuevos cristales de biotita, algunos de los cuales lo hace alrededor de antiguos cristales de granate. Esta aparición viene seguida por el crecimiento de nuevos cristales de granate alrededor de los antiguos. Un poco después aparece andalucita y la clorita desparece. Los sucesivos límites de zona marcan la aparición de cordierita y finalmente de si-llimanita (variedad fibrolita) con feldespato potásico. La moscovita ya no está presente en la zona de sillimanita.

Es inmediatamente aparente del estudio de las relaciones de contacto en el campo que las zonas metamórficas están directamente relacionadas con la intrusión granítica. Estas rocas for-man una aureola de metamorfismo alrededor del plutón, plutón que en este caso ha actuado como una fuente obvia de calor para el metamorfismo. Se trata, por tanto, de un ejemplo de metamorfismo de contacto sobre rocas metamórficas previas de composición pelítica.

A pesar de la similitud composicional entre las rocas de la aureola de Fanad y las de los High-lands escoceses, los minerales que aparecen no son los mismos en los dos casos (figura 1.4). Cor-dierita y andalucita aparecen en la aureola de Fanad pero no en los Highlands, la estaurolita es mucho menos abundante aquí y la distena ni siquiera aparece. Estas diferencias sugieren que

Highlands de Escocia. Zona de:

Plutón Fanad, Irlanda. Zona de:

Densidad polimorfos de Al2SiO5:Andalucita: 3.1 gr/cm3

Distena: 3.6 gr/cm3

BiotitaClorita Granate

Granate

Estaurolita Distena

Andalucita

Sillimanita

SillimanitaCordieritaBiotita

Conclusión:

Metamorfismo regional de los Highlands:presión más alta (aparece distena)

Metamorfismo de contacto del plutón Fanad:presión más baja (aparece andalucita)

DISTENA

Punto invariante

Curv

a un

ivaria

nte

SILLIMANITA

ANDALUCITA

8

6

4

2

200 400 600 800Temperatura (ºC)

Pres

ión

(kba

r)

Figura 1.4. Comparación de las zonas metamórficas de los Highlands escoceses y del plutón de Fanad en Irlanda. La presencia de distena en la primera y de andalucita en la segunda, que tienen una densidad diferente, sugiere que las rocas escocesas se metamorfi-zaron a una presión más alta que las rocas de Irlanda, aunque a temperaturas comparables.

Page 14: Metamorfismo Todo

Tema 1: Definición, límites y tipos de metamorfismo Metamorfismo

10

las condiciones de metamorfismo fueron diferentes en las dos áreas. En ambas regiones se ob-servan un amplio rango de condiciones metamórficas, con la sillimanita como mineral caracte-rístico del grado más alto en las dos áreas, indicando que las temperaturas de metamorfismo se solapan de alguna manera en los dos casos. La diferencia en la sucesión de minerales índice refleja, más probablemente, una diferencia en la profundidad del metamorfismo, es decir, en la presión. Podemos confirmar este supuesto analizando los diferentes polimorfos de Al2SiO5 que aparecen. En los Highlands escoceses la distena es reemplazada por sillimanita cuando el grado aumenta, mientras que en Fanad la andalucita es el primer polimorfo de Al2SiO5 en aparecer, seguido también de la sillimanita. La densidad de la distena es de 3.6 gr/cm3 y la de la andalu-cita de 3.1 gr/cm3. El efecto de aumentar la presión es el de favorecer la formación del polimor-fo más denso (manteniendo constantes el resto de las condiciones). Como andalucita y distena tienen la misma composición y parecen haberse formada a temperaturas similares (justo antes de que aparezca la sillimanita en ambos casos), es razonable suponer que el metamorfismo de contacto de Fanad, con andalucita, se produjo a menor presión (más cerca de la superficie) que el metamorfismo regional de los Highlands escoceses, con distena.

Bibliografía

Referencias básicas

Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Capítulo 1].

Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Capítulo 1]. La mayor parte del tema está basado en este capítulo.

Otras referencias

Barker, A.J. (1998, 2ª edición). Introduction to Metamorphic Textures and Microstructures, Stanley Thornes. [Capítulo 1].

Best, M.G. (1982). Igneous and Metamorphic Petrology, Freeman. [Capítulo 10].

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

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

Page 15: Metamorfismo Todo

TEMA 2

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.

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. Cada una de las tres secciones siguientes se dedica a uno de estos factores del metamorfismo. Al final del tema se incluye una sección (sec-ción 2.4) sobre el papel del tiempo en los procesos metamórficos, que da pie a la introducción del concepto de trayectoria presión-temperatura-tiempo.

2.1. La temperatura

La temperatura es una medida de lo caliente que un cuerpo está; es, por tanto, un concepto íntimamente 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 temperaturas se elimina. Pero no todas las sustancias necesitan la misma cantidad de calor para aumentar su temperatura en una cantidad dada. Por ejemplo, hacen falta 45 julios (abreviado J) de calor para aumentar de 25 °C a 26 °C la temperatura de 22 cm3 (1 mol) de cuarzo, y aproxi-madamente 75 J para hacer que el mismo volumen de magnetita sufra el mismo aumento de temperatura. La cantidad de calor necesario para aumentar en 1 °C la temperatura de un mol de una sustancia (a presión constante) recibe el nombre de capacidad calorífica y en el Sistema Internacional (SI) se mide en J mol-1 K-1, donde K (kelvin) es la escala absoluta de temperaturas, T(K) = T(°C) + 273.15.

Las rocas son aislantes bastante buenos puesto que son muy lentas en conducir el calor. Volúmenes grandes de roca, como los involucrados 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, necesi-

Page 16: Metamorfismo Todo

Tema 2: Factores del metamorfismo Metamorfismo

12

tan tiempos más cortos para producirse (del orden de 0.1 a 10 Ma) ya que afectan a volúmenes de roca mucho menores.

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 calien-te y una superficie fría. La consecuencia de esta diferencia de temperatura es un flujo constante de calor desde el interior hacia la superficie. Este flujo de calor recibe el nombre de flujo térmico y se mide en mW/m2 (miliwatios por metro cuadrado). El valor medio del flujo térmico sobre toda la superficie de la Tierra es de 30 mW/m2, aunque existen grandes diferencias a escala regional, con valores extremos que oscilan entre 20 mW/m2 en los cratones precámbricos y 120 mW/m2 en las dorsales oceánicas.

La razón de esta variación regional del flujo de calor es que hay tres contribuciones prin-cipales 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.

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.

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 aumen-ta. La tabla 2.1 muestra esto de forma cuantitativa. La primera columna da la profundidad a intervalos regulares de 10 km; la segunda, la temperatura a dicha profundidad y la tercera la diferencia de temperatura entre dos profundidades consecutivas. Así, el primer valor de la ter-cera columna, 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 ter-cera columna 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 obte-nemos la variación de temperatura por cada kilómetro de profundidad. Esta magnitud recibe el nombre de gradiente geotérmico.

Tabla 2.1. 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

Page 17: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 2: Factores del metamorfismo

13

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 2.1 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 2.1 sería una línea recta. Las curvas profundi-dad-temperatura como las de la figura, que muestra la forma en que la temperatura varía con la profundidad por debajo de un punto particular de la superficie de la Tierra, reciben el nombre de geotermas. Están formadas 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 ex-tremos de 5 a 60 °C/km también se dan localmente. En el ejemplo de la tabla 2.1, el gradiente geotérmico en superficie es de 208 °C/10 km, es decir de 20.8 °C/km. La disminución del gra-diente geotérmico con la profundidad se debe a que no todas las contribuciones al flujo de calor tienen la misma importancia a distintas profundidades. En particular, la mayor concen-tración de elementos radiactivos en las rocas cercanas a la superficie es la causa principal que da cuenta de la curvatura de las geotermas de la figura 2.1.

La geoterma representada en la figura 2.1 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 2.2) 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

Figura 2.2. Geoterma estacionaria (parte superior) y geoterma transitoria (parte inferior). En este esquema 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 geoterma 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 cambiando con el tiempo. Se trata de una geoterma estacionaria

Figura 2.1. Representación gráfica de los datos de la tabla 2.1. La curva de cuadra-dos negros corresponde a la segunda columna de la tabla 2.1 y la curva de círculos blancos a la tercera columna. Esta último es el gradiente geotérmico que, como se observa, disminuye con la profun-didad. La variación de la temperatura con la profundidad (curva de cuadrados ne-gros) se denomina geoterma y la repre-sentada 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)

Prof

undi

dad

(km

)

Gradiente geotérmico

Gradiente geotérmico (ºC/km)

Page 18: Metamorfismo Todo

Tema 2: Factores del metamorfismo Metamorfismo

14

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 2.2). 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 modifi-ca paulatinamente hasta que desaparecen los efectos de la perturbación que ha producido las modificaciones. Esto es lo que se quiere poner de manifiesto de forma esquemática en la figura 2.2. 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.

2.2. 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 uni-dad 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 unidad de presión en lugar del kbar. Afortunadamente la conversión es muy sencilla: 1 bar = 105 Pa, 1 kbar = 108 Pa = 0.1 Gpa (gigapascales).

2.2.1. 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 y es igual a ρgh, donde ρ (kg/m3) es la densidad media de las rocas situadas por encima, h (m) es la profundidad y g (≈ 10 m/s2) la aceleración de la gravedad. 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 esfuerzo1 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 defor-mación 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 metamórficas (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 comparamos 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 aproximar el valor de la presión confinante total a la que la roca está sometida. Como guía aproximada, 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.

2.2.2. Esfuerzo desviatorio

La presión litostática (homogénea en todas las direcciones por definición) no provoca deforma-ción, por grande que sea. La deformación es el resultado de la actuación de esfuerzos desigua-les sobre una roca. Si colocamos un helado en el fondo de un cubo lleno de agua fría (el que el agua esté fría es sólo para que no se derrita el helado), dicho helado no se deformará, a pesar de estar soportando el peso de toda el agua, porque el aumento de presión es igual en todas las

1 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 (símbolo 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 fuerzas por unidad de superficie que varían con la dirección.

Page 19: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 2: Factores del metamorfismo

15

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 hela-do es la misma que en el caso anterior (es decir, el peso del agua, si suponemos que el cubo es de plástico y pesa poco en comparación) pero la presión horizontal es diferente, ya que se man-tiene igual a la presión atmosférica. Es esta diferencia de presiones la que provoca la deforma-ción del helado.

Una roca que experimenta esfuerzos diferentes en direcciones diferentes se dice que está sometida a un esfuerzo desviatorio. Si llamamos σA al esfuerzo vertical y σB al horizontal (parte a de la figura 2.3), la roca se deformará visiblemente sólo cuando σA≠σB. Cuando σA=σB, es de-cir, cuando la presión es litostática, la deformación es nula. Por consiguiente, la deformación re-sultante de la actuación de esfuerzos desviatorios determina de manera fundamental las características texturales de las rocas metamórficas, pero no influye en los minerales que se forman (salvo cuando esos esfuerzos desviatorios catalizan determinadas reacciones metamórficas o facilitan la circu-lación de fluidos).

2.2.3. 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 2.3). 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 Pe (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-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 denominado fracturación hidráulica. Durante el proceso, el fluido escapa a través de las fracturas producidas, disminuyendo así el valor de la

Figura 2.3. Resumen esquemático de los esfuerzos que actúan sobre una roca durante el metamorfismo. (a) Corte de una roca metamórfica en el que se muestra σA, el esfuerzo normal debido al peso del material suprayacente y σB, el esfuerzo normal horizontal. Si σA≠ σB, la roca está sometida a un esfuerzo desviato-rio, pero la diferencia (σA−σB) está limitada por la resistencia de la roca. En una primera aproximación podemos considerar que la presión litostática vale Pl

=σA =σB. (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 σA

=σB. 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.

Page 20: Metamorfismo Todo

Tema 2: Factores del metamorfismo Metamorfismo

16

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 progra-da anterior, como por la incorporación del poco fluido restante en minerales hidratados (reac-ciones de hidratación).

2.3. Fluidos metamórficos

Los fluidos son muy importantes en el metamorfismo. Existen evidencias de que la mayor parte de los procesos metamórficos se realizan en presencia de una fase fluida intergranular. Pode-mos resumir estas evidencias en dos principales:

(1) 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.

(2) 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.

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).

Es ampliamente conocido que el agua sufre un cambio de fase de líquido a vapor (ebulli-ción) 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 2.4 (línea negra gruesa), donde se observa con claridad el incremento de la temperatura de ebulli-

Figura 2.4. 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 curvade ebullición, es decir, para pares (P,T) sobre la curva de ebullición.

0 50 100 150 200 250 300 350 400

0

50

100

150

200

250

101

102

103

104

105

106

vapo

r

líquid

o

pres

ión

(bar

)

temperatura (ºC)

punto crítico

curva de ebullición

Volumen molar del líquido Volumen molar del vapor

volumen m

olar (cm3/m

ol)

Page 21: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 2: Factores del metamorfismo

17

ción al aumentar 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).

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 co-rrespondientes 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 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 cambio 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 gaseo-sa. En el diagrama de fases, la curva de ebullición simplemente termina en ese punto (círculo gris).

Si tenemos agua líquida a una presión mayor de 220 bar, no la podremos hacer hervir, in-dependientemente de lo que subamos la temperatura, aunque sí que existirá un rango estrecho de temperaturas entre las cuales el volumen molar del agua cambia rápidamente. El agua a presiones mayores de 220 bar o a temperaturas mayores de 375 °C recibe el nombre de fluido supercrítico (se utiliza el término fluido para poner de manifiesto que no se trata ni de un lí-quido ni de un gas). Nótese que la presión crítica (la presión del punto crítico, 220 bar), que corresponde a una profundidad de algo más de medio kilómetro, 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 del agua líquida en la superficie, in-cluso a temperaturas elevadas. Esto es importante recordarlo, y la figura 2.5 lo pone claramente de manifiesto.

Para ilustrar la importancia del volumen molar relativamente pequeño del agua en la ma-yor parte de la corteza, consideremos el efecto de intruir un magma (aproximadamente a 900

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.

Figura 2.5. Variación del volumen molar del H2O (en cm3/mol) con la presión y la temperatura. La escala de la derecha muestra la profundidad aproximada (asumiendo que la presión de fluidos es igual a la presión litostáti-ca). La curva de ebullición del agua termina en el punto crítico. Las líneas que parten de ella son líneas de volumen molar constante y están numeradas con el volumen molar en centímetros cúbi-cos por mol de agua. También se mues-tran dos líneas con gradientes geotérmi-cos de 10 °C/km y 30 °C/km, que ilus-tran que en condiciones metamórficas sólo son esperables pequeñas variaciones en el volumen molar del agua (tomado de Yardley, 1989, pág. 20).

curva de ebullición punto crítico

Profundidad(km

)Pres

ión

(kba

r)

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

140180

1000

Fluido supercrítico

Vapor

Agua líquida

Page 22: Metamorfismo Todo

Tema 2: Factores del metamorfismo Metamorfismo

18

°C) en sedimentos saturados de agua a dos profundidades distintas (ver la figura 2.5): (a) a menos de un kilómetros de profundidad y (b) en condiciones metamórficas, a 7 kilómetros de profundidad. 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 figu-ra 2.5. Esta expansión repentina producirá con toda seguridad la fragmentación explosiva de la roca. Incluso en el caso de que el vapor resultante permanezca en los poros y las fracturas, la masa total de agua será insignificante y la roca habrá sido literalmente "deshidratada". Por el contrario, en el segundo caso, el calentamiento del agua hasta temperaturas magmáticas no produce ebullición y 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 intensa actividad científica.

Propiedades sorprendentes del agua en condiciones metamórficas

Entendemos por “condiciones metamórficas” aquellas que se dan en el metamorfismo regional de grado medio; es decir, unos 5 kbar de pre-sión (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 de un líquido que a la de un gas.

La viscosidad del agua es muy baja. Por ejemplo, a una profundidad de 12 km (3 kbar) y 800 °C, la viscosidad del agua es de 7×10−5 Pa·s, comparada con 10-3

en superficie (20 °C y 1 atm). En condiciones metamórficas, la viscosidad del agua es más parecida a la de un gas que a la de un líquido.

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

El agua se comporta de manera muy poco ideal en la mayor parte de las condiciones metamórficas (su actividad en menor –mucho me-nor- que uno en esos casos).

La constante dieléctrica del agua es mucho menor que en superficie, lo que hace que su comportamiento como disolvente cambie radi-calmente, de polar a no polar (es decir, de ser buen disolvente de sustancias inorgánicas a ser buen disolvente de sustancias orgá-nicas).

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

2.4. 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 2.6 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

Page 23: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 2: Factores del metamorfismo

19

la roca 3, marcada por una serie de cuadrados blancos, que comienza en la parte derecha del diagrama en t1=0 millones de años. En la parte inferior de la figura hay cuatro diagramas 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 carac-terística 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 (recordar que las rocas son muy malas conductoras del calor), la geoterma en este momento se hace más pen-diente, ya que a una profundidad (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 pre-sión) y un poco hacia la derecha (ligero aumento de la temperatura), a la izquierda de la geo-terma 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, 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-

t5

t5

tiempo=0 Matiempo=10 Ma

Máximapresión

Pres

ión

Máx

ima

tem

pera

tura

Temperatura

roca 1roca 2roca 3roca 4

tiempo=20 Ma

tiempo30 Ma

t1

t1

t2

t2

t3

t3

t4

t4

t6

t6

geoterma estacionariageoterma transitoria

ABCD

Figura 2.6. Diagrama esquemático que muestra la posición de un volumen de roca, la roca 3, en función del tiempo durante unacolisión continental, junto con los diagramas P-T (parte inferior) en cuatro instantes seleccionados de las condiciones de presión ytemperatura 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 tiempo (de t1 a t4) (Tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 66).

Page 24: Metamorfismo Todo

Tema 2: Factores del metamorfismo Metamorfismo

20

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 circun-dante (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.

Los cambios mostrados en los diagramas P-T sucesivos de la figura 2.6 se pueden repre-sentar sobre un solo diagrama presión-temperatura en forma de una trayectoria como la mos-trada en la figura 2.7. 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

20000

5

10

15

20

Pres

ión

(kba

r)

Temperatura (ºC)

geoterma estacionariaal comienzo del metamorfismo

geotermas transitoriasdurante el metamorfismo

trayectoria P-T-tde la roca 3

máxima presión

máxim

a temperatura

t6

t5

t4

t3t2

t1

t0

400 600 800 1000

g4g3

g2g1 g5

g6

Figura 2.7. Trayectoria P-T-t para una roca hipotética, la roca 3 de la figura 2.6. 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 evolución 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 2.6. Al mismo tiempo, la roca esta siendo transportada, 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 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 trayectorias 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.

Page 25: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 2: Factores del metamorfismo

21

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, con una primera fase de aumento rápido de la presión a tempe-

ratura casi constante, seguido de un calentamiento prácticamente isobárico (a presión constan-te) y terminado con una descompresión paulatina con aumento de la temperatura en la primera parte de este recorrido y un descenso en la segunda, 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 re-trógrado. De toda la trayectoria, una roca suele retener 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 sufrido presiones y temperaturas diferentes durante su historia metamórfica. La figura 2.8 pone de manifiesto la verdadera geometría de la trayecto-ria P-T-t de la figura 2.7 en un diagrama tridimensional presión-temperatura-tiempo.

La figura 2.9 muestra las trayectorias P-T-t para las cuatro rocas de la figura 2.6, que per-tenecen a una misma área de metamorfismo regional. Antes del episodio metamórfico, las cua-

Figura 2.9. Trayectorias P-T-t de las cuatro rocas de la figura 2.6. Los círculos negros señalan la posición del clímax metamórfico (máxima temperatura alcanzada durante el metamorfismo) para cada roca. La línea que une estos puntos es la geoterma metamórfica, línea piezo-térmica o gradiente geotérmico de campo. Cada roca alcanza su clímax metamórfico en un instante de tiem-po 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

Pres

ión

(kba

r)

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

1020

30

40

0

5

10

15

20

0200

400600

800

pres

ión

(kba

r)

temperatura (ºC)

Tiempo (ma)

Figura 2.8. Aspecto real de la trayectoria P-T-t de la figura 2.7 cuando se representa en un diagrama tridimensional presión-temperatura-tiempo. Sobre la trayectoria se han marcado los puntos de máxima presión y de máxima temperatura y se observa claramente que son asíncronos, alcanzán-dose antes la presión máxima que la temperatura máxima. La duración total del episodio metamórfico es de unos 40 millo-nes de años, la presión máxima es de 15 kbar y la temperatura máxima de 800 °C.

Page 26: Metamorfismo Todo

Tema 2: Factores del metamorfismo Metamorfismo

22

tro 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. Ca-da 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 mi-neral particular que corresponde al momento de máxima temperatura. Este momento se deno-mina pico térmico o clímax metamórfico (círculo negro sobre cada trayectoria en la figura 2.9) 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 geoterma metamórfica (Yardley, 1989, pág 199), línea piezo-térmica (Bucher y Frey, 1994, pág. 67) o gra-diente 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 preservadas en las rocas metamórficas de un área (siempre que dichas rocas no conserven evidencias de meta-morfismo 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 2.9), 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].

Otras referencias

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

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

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

Page 27: Metamorfismo Todo

TEMA 3

Rocas metamórficas: tipos y texturas

Este tema trata de la caracterización descriptiva del producto final de la actuación de los proce-sos metamórficos: las rocas metamórficas. Sobre ellas se hacen la inmensa mayoría de los estu-dios sobre metamorfismo y es necesario tener un conocimiento básico sobre su composición química, mineralogía y textura, así como de la manera de nombrarlas y clasificarlas.

La composición química global de una roca metamórfica informa sobre el tipo de material de partida, la mineralogía resultante nos da claves para conocer las condiciones de P y T alcan-zadas por la roca durante el metamorfismo y las texturas nos desvelan el camino seguido por la roca desde su punto de partida a su punto de destino (por "camino" entendemos la trayectoria descrita en un gráfico tridimensional presión-temperatura-tiempo como los descritos en el tema anterior). Es decir, la composición química, la mineralogía y la textura nos proporcionan información sobre aspectos muy diferentes de las rocas metamórficas y de su evolución.

Las rocas metamórficas derivan siempre de rocas previas (ígneas, sedimentarias u otras rocas metamórficas anteriores). La composición química de este material previo, denominado protolito, controla en gran medida la composición química y la mineralogía de la roca meta-mórfica resultante. La variedad química del protolito junto con la mineralogía esperable en cada grupo composicional se trata en la sección 3.1.

La textura de las rocas metamórficas puede estar controlada, en parte, por la textura del material precursor. Es típico, por ejemplo, encontrar laminación o estratificación cruzada en rocas sedimentarias que han sufrido un metamorfismo de bajo grado; o encontrar preservada en rocas metamórficas máficas la textura ofítica típica de muchas rocas gabroicas; o reconocerse todavía en terrenos metamórficos de grado alto o muy alto las texturas de grano grueso y muy grueso de origen ígneo. Sin embargo, la mayor parte de las rocas metamórficas –lo anterior son excepciones– muestran texturas que son indudablemente de origen metamórfico. La terminolo-gía descriptiva de estas texturas típicamente metamórficas se trata en la sección 3.2. Finalmente la sección 3.3. se dedica a la nomenclatura y clasificación de rocas metamórficas. El estudio de los procesos a escala atómica que dan lugar a las texturas metamórficas se pospone hasta el tema 7 (“Procesos metamórficos II: génesis de texturas”).

Page 28: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

24

3.1. Materia prima del metamorfismo: categorías composicionales

El metamorfismo se produce, como ya se ha dicho en varias ocasiones, por la adición o elimina-ción de calor y materia de zonas concretas de la corteza (o el manto) por la actuación de proce-sos tectónicos, ígneos o ambos. Por ello, el metamorfismo puede afectar a cualquier tipo de roca existente en la corteza (o en el manto) y durante un ciclo metamórfico pueden actuar como ro-cas precursoras de las futuras rocas metamórficas cualquier roca sedimentaria, ígnea y meta-mórfica.

Desde el punto de vista composicional, el metamorfismo se caracteriza por cambiar casi siempre la composición química original del protolito. Como mínimo, la adición de calor provo-ca la pérdida de los volátiles (H2O, CO2, etc.) que estaban almacenados en la roca en forma de minerales hidratados (micas, anfíboles, etc.), carbonatos, y otros minerales con componentes volátiles. Como consecuencia de ello, los productos del metamorfismo progrado están empo-brecidos en volátiles con respecto a su protolito. Este tipo de metamorfismo, que sólo cambia el contenido de volátiles, recibe el nombre, algo paradójico, de metamorfismo isoquímico.

Algunos procesos metamórficos cambian también la composición catiónica del protolito. Este tipo de metamorfismo se denomina metamorfismo aloquímico o metasomatismo. Por ejemplo, el agua de deshidratación expelida durante el metamorfismo puede contener elemen-tos disueltos que son transportados lejos, modificando la composición de la roca original. Casi todos los fluidos metamórficos están saturados en sílice, por lo que el movimiento de esos flui-dos por las fracturas y los poros de una roca subsaturada en sílice (como las rocas ultramáficas, o los mármoles dolomíticos) puede alterar drásticamente su composición, generando rocas metamórficas de composiciones muy particulares.

Los procesos metasomáticos son un ejemplo de procesos de interacción agua-roca, muy importantes también en medios diagenéticos. La interacción de una roca con un fluido de ori-gen externo, con una composición en volátiles que no está en equilibrio con la mineralogía de la roca, es otro proceso metasomático habitual en ambientes metamórficos. El flujo de agua pura a elevada temperatura a través de una roca puede producir su fusión parcial, la formación de micas o anfíboles a partir de piroxenos en rocas piroxénicas, o la producción de wollastonita a partir de periclasa en mármoles. De esta manera, el metasomatismo puede crear rocas con composiciones extremas que sirvan de protolito en ciclos metamórficos posteriores. Este tipo de rocas metasomáticas son relativamente habituales en áreas de metamorfismo regional y en au-reolas de metamorfismo de contacto, pero su contribución volumétrica es subordinada. Aunque son muy interesantes desde un punto de vista petrológico, no se suelen tener en cuenta al dis-cutir el metamorfismo progrado de las diferentes categorías composicionales.

Las rocas metamórfica más comunes tienen una composición química muy parecida a la de sus precursores sedimentarios o ígneos. Así, por ejemplo, los esquistos verdes tienen esencialmente la misma composición química que un basalto, un mármol la misma que una caliza, una pizarra la misma que una lutita y muchos gneisses son químicamente idénticos a determinados granitos y granodioritas. En general, pues, la composición química de una roca metamórfica refleja bastante bien la naturaleza primaria del material que se ha metamorfizado, si exceptuamos, como ya hemos dicho, los elementos más volátiles o solubles. Esta correspondencia química entre la roca metamórfica y su protolito es la que permite dividir aquellas en varias categorías composicionales, que nos informan del tipo de roca que participó en el metamorfismo. El número de categorías diferenciadas depende del autor consultado. Aquí vamos a distinguir ocho categorías composicionales, que son las siete que distinguen Bucher y Frey (1994) más las rocas cuarcíticas. Se describen por orden de complejidad química creciente. De estas categorías quedan excluídas las rocas metasomáticas.

Page 29: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

25

3.1.1. Rocas cuarcíticas (silíceas)

Son rocas compuestas casi exclusivamente por SiO2 y su protolito corresponde a rocas sedimen-tarias de tipo cuarzoarenita o silexita que al metamorfizarse dan lugar a cuarcitas. El único mi-neral abundante en estas rocas es el cuarzo, aunque pueden aparecer diferentes minerales acce-sorios (minerales pesados). En las rocas cuarcíticas suelen aparecer intercalaciones lutíticas, que dan lugar, durante el metamorfismo, a una mineralogía muy diferente (ver el epígrafe “Rocas pelíticas”, más abajo).

3.1.2. Rocas ultramáficas

Son rocas muy ricas en magnesio (más algo de hierro) y se derivan de rocas ultramáficas ígneas que carecen de feldespatos (peridotitas y piroxenitas fundamentalmente). Contienen los si-guientes minerales:

flogopita KMg3AlSi3O10(OH)2 talco Mg3Si4O10(OH)2 serpentina Mg3Si2O5(OH)4 antofilita (Mg,Fe)7Si8O22(OH)2 forsterita (Mg,Fe)2SiO4 enstatita (Mg,Fe)SiO3 magnesita, dolomita MgCO3, CaMg(CO3)2 óxidos de Fe-Ti cordierita Al3(Mg,Fe)2AlSi5O18 brucita Mg(OH)2

3.1.3. Rocas calcáreas

El protolito son rocas sedimentarias dominadas modalmente por carbonatos (calizas y dolomí-as). Químicamente están formadas, sobre todo, por Ca y CO2, con proporciones variables de Mg. Los minerales más abundantes son calcita (CaCO3) y dolomita (CaMg(CO3)2).

3.1.4. Rocas pelíticas

Su protolito son rocas lutíticas, que son las rocas sedimentarias más abundantes. Químicamente se caracterizan por tener elevados contenidos de Al, junto con cantidades importantes de K. Sus equivalentes metamórficos se denominan genéricamente metapelitas (por ejemplo, esquistos y gneisses metapelíticos). Suelen ser ricas en asociaciones minerales diagnósticas y son muy im-portantes en el estudio de terrenos y procesos metamórficos. Los minerales con elevado contenido en Ca están ausentes, pero el cuarzo y las micas blancas están casi siempre presentes. Los minerales más típicos son:

cuarzo SiO2 corindón Al2O3 (nunca con cuarzo) cloritoide (Fe2+,Mg,Mn)2(Al,Fe3+)Al3O2(SiO4)2(OH)4 grafito C andalucita/sillimanita/distena Al2SiO5 granate almandínico (Fe,Mg,Mn)3Al2Si3O12

Page 30: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

26

estaurolita (Mg,Fe)2(Al,Fe3+)9O6(SiO4)4(O,OH)2 mica blanca (moscovita, fengita) (K,Na)Al2AlSi3O10(OH)2 biotita K(Mg,Fe)3(Al,Si)4O10(OH,F,Cl)2 cordierita Al3(Mg,Fe)2AlSi5O18 feldespato alcalino (K,Na)AlSi3O8 óxidos de Fe-Ti

3.1.5. Rocas calcosilicatadas

Su protolito son rocas lutíticas con una proporción importante de carbonatos (normalmente calcita) o, más raramente, rocas carbonatadas metasomatizadas en una aureola de contacto. Ca, CO2 y una componente silicatada son los constituyentes químicos principales de estas rocas. Los minerales más característicos son:

calcita/dolomita CaCO3, CaMg(CO3)2 cuarzo SiO2 plagioclasa cálcica (Ca,Na)(Al,Si)4O8 epidota Ca2Fe3+Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH) granate grosularia-andradita Ca3(Al,Fe3+)2Si3O12 vesuvianita Ca10(Mg,Fe)2Al4(SiO4)5(Si2O7)2(OH)4

diópsido-hedenbergita Ca(Mg,Fe)Si2O6 esfena CaTiSiO5 wollastonita CaSiO3 tremolita-actinolita Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2

3.1.6. Rocas máficas

Su protolito son rocas máficas ígneas (sobre todo basaltos y, en menor grado, gabros) y a veces rocas sedimentarias dolomíticas margosas. Los basaltos son las rocas volcánicas más importan-tes, por lo que los metabasaltos son muy comunes en los terrenos metamórficos. Las asociacio-nes minerales de las rocas máficas se utilizan para definir la intensidad del metamorfismo me-diante facies metamórficas (ver el epígrafe “Facies metamórficas” en el tema 5). Ejemplos de rocas metamórficas resultantes son esquistos y gneisses máficos, anfibolitas y esquistos verdes. Químicamente están dominadas por Mg, Fe y Ca y sus minerales más importantes son:

epidota Ca2Fe3+Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH) esfena CaTiSiO5 calcita/dolomita CaCO3, CaMg(CO3)2 clorita (Mg,Fe,Al)6(SiAl)4O10(OH)8

óxidos de Fe-Ti anfíboles (hornblenda, acti-nolita)

NaCa2(Mg,Fe)5(Si,Al)8O22(OH)2

plagioclasa (Na,Ca)(Al,Si)4O8 prenhita Ca2Al(AlSi3O10)(OH)2 pumpelliita Ca4(Mg,Fe2+,Mn)(Al,Fe3+,Ti)5O(OH)3(Si2O7)2(SiO4)2

piroxenos (augita, diopsido, onfacita)

(Ca,Mg,Fe,Ti,Na)2 (Al,Si)2O6

granate (piropo-almandino) (Fe,Mg)3Al2Si3O12 serpentina Mg3Si2O5(OH)4 talco Mg3Si4O10(OH)2

Page 31: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

27

3.1.7. Rocas cuarzofeldespáticas

Su protolito son rocas sedimentarias (arenitas y grauvacas) o ígneas (granitos, granodioritas, tonalitas, monzonitas, sienitas, etc. y sus equivalentes volcánicos), dominadas modalmente por cuarzo y feldespatos. Los gneisses derivados de rocas ígneas graníticas pueden designarse co-mo metagranitoides. Los minerales más comunes son cuarzo y feldespatos, con menores proporciones de micas, anfíboles y otros minerales accesorios. Desde el punto de vista químico, Si, Al, Fe, Ca, Na y K son los elementos principales.

3.1.8. Otras composiciones

El resto de composiciones de los protolitos de las rocas metamórficas son de importancia me-nor. Aquí se incluyen las rocas manganesíferas, las rocas ferruginosas, las lateritas, las evapori-tas y las rocas ígneas alcalinas, por nombrar sólo unas pocas, que al metamorfizarse dan lugar a rocas metamórficas con una mineralogía muy particular.

3.2. Las texturas de las rocas metamórficas

3.2.1. Introducción

La mayor parte de las rocas metamórficas se forman por la actuación de procesos tectónicos de gran escala en la corteza (como los procesos orogénicos), con las consiguientes variaciones de presión y temperatura. El metamorfismo implica reacciones químicas, que reemplazan los mi-nerales y asociaciones minerales de la roca original por nuevos minerales y nuevas asociaciones minerales. La orientación y distribución geométrica de los nuevos minerales metamórficos ine-quidimensionales están controladas fundamentalmente por los campos de esfuerzos anisótro-pos asociados con los procesos tectónicos. Es decir, las rocas metamórficas no sólo poseen aso-ciaciones minerales características, sino también texturas metamórficas distintivas. La textura de las rocas metamórficas se utiliza en su clasificación y es clave para el reconocimiento en el campo o en muestra de mano de los diferentes tipos de rocas metamórficas.

Antes de describir las texturas metamórficas no está de más una nota terminológica. Existe bastante disparidad en el significado dado a los términos textura, estructura, microestructura y fábrica en la literatura metamórfica, siendo común que la definición dada por determinados autores para el término textura coincida con la dada por otros a los términos estructura, mi-croestructura o fábrica. El que estos términos también se usen en otros campos como la meta-lurgia o la ciencia de materiales no hace más que aumentar la confusión. Por ello, a continua-ción damos las definiciones que usaremos de estos términos, pero con el recordatorio de que no son las únicas:

(a) Textura: la disposición de las partes de una roca, incluyendo las relaciones geométri-cas entre sus partes, la morfología de cada parte y sus características internas, a la es-cala de una lámina delgada. Es sinónimo de microestructura.

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

(c) 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 prefe-rente cristalográfica. Normalmente su uso se restringe a la microescala (lámina delga-da) y la mesoescala (muestra de mano y afloramiento).

Page 32: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

28

3.2.2. Texturas

La disposición geométrica tridimensional de los elementos constituyentes de una roca meta-mórfica (granos, cristales, agregados de granos, etc.) puede clasificarse, siguiendo a Best (1982), en dos grupos texturales principales y tres secundarios:

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

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

• fábricas planares

• fábricas lineales

• fábricas plano-lineales

3.2.2.1. Texturas isótropas

Las texturas isótropas tienen la misma apariencia con independencia de la dirección de obser-vación. La mayor parte de las rocas ígneas tienen texturas isótropas, lo mismo que muchos ti-pos de rocas sedimentarias (como las rocas areníticas y las rocas carbonatadas), ya que los es-fuerzos desviatorios fueron insignificantes durante su formación. A veces se aplica el término masivo a las rocas con textura isótropa en muestra de mano o en afloramiento. Textura grano-blástica es un término que se refiere a un mosaico panalotriomorfo de granos equidimensiona-les y se usa sobre todo en estudios en lámina delgada (en un epígrafe posterior se resume la terminología textural en lámina delgada). Si en una roca con textura isótropa aparecen minera-les inequidimensionales, su orientación espacial es aleatoria.

Las texturas isótropas se desarrollan sobre todo en rocas de metamorfismo de contacto por emplazamiento pasivo de una intrusión ígnea. En estas condiciones las rocas de la aureola de contacto recristalizan en un ambiente esencialmente hidrostático. Algunas rocas metamórficas de segunda generación (es decir, cuyo protolito es otra roca metamórfica) conservan restos de una textura anisótropa previa (heredada), dando a la roca un aspecto general anisótropo. Un ejemplo muy típico son las rocas de metamorfismo de contacto desarrolladas sobre pizarras, en las que la nueva disposición al azar de los minerales de metamorfismo de contacto no consigue borrar por completo la fábrica planar de los filosilicatos de la pizarra que sirve de protolito. Este ejemplo pone de manifiesto la importancia de distinguir una textura impuesta (nueva) de otra heredada (previa) cuando se intenta dilucidar el tipo de esfuerzos bajo los que se ha formado una roca metamórfica y las asociaciones minerales de equilibrio.

3.2.2.2. Texturas anisótropas

Las texturas anisótropas evidencian una deformación de la roca en respuesta a la actuación de esfuerzos desviatorios. Estas texturas tienen un aspecto diferente en direcciones diferentes, debido sobre todo a la presencia de minerales inequidimensionales (planares o prismáticos) con una orientación común (como en esquistos o anfibolitas) o por la aparición de un bandeado composicional a pequeña escala (como en los gneisses).

Las texturas anisótropas se pueden dividir en fábricas planares, lineales y plano-lineales. Cada una refleja una modalidad diferente de deformación bajo esfuerzos desviatorios.

Fábricas planares. Una fábrica planar consiste en un conjunto de superficies subparalelas de espaciado constante que afectan a un cuerpo rocoso. Si esta fábrica planar es penetrativa recibe el nombre de foliación (figura 3.1). La foliación puede ser irregular, curvada o estar plegada y en una misma roca puede aparecer más de una foliación con orientaciones distintas.

Page 33: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

29

La foliación en las rocas metamórficas puede estar definida por diferentes elemen-tos texturales. Los más habituales son:

• un bandeado regular de escala milimétri-ca o menor, dado por variaciones compo-sicionales (Fig. 3.1. a) o de tamaño de gra-no (Fig. 3.1. b);

• una disposición subparalela de fracturas o discontinuidades (Fig. 3.1. c),

• una orientación común preferente de bordes de grano (Fig. 3.1. d),

• una orientación planar preferente de gra-nos minerales inequidimensionales o de agregados lenticulares (Fig. 3.1. e); y

• una combinación de los anteriores (Fig. 3.1. f).

Las foliaciones pueden ser primarias, que son estructuras planares generadas en el momento en que la roca se formó (como la estratificación en las rocas sedimentarias o el bandeado ígneo en las rocas ígneas); o secun-darias, que son foliaciones que se generan con posterioridad, por deformación.

La foliación secundaria, que recibe el nombre de esquistosidad, es la que se pro-duce generalmente en condiciones metamór-ficas. Se distinguen varios tipos:

• La esquistosidad pizarrosa (Fig. 3.2, arriba a la izquierda): es una foliación perfecta resulta-do de la disposición paralela de filosilicatos de grano muy fino y a favor de la cual la roca se parte con facilidad según planos 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 sati-nado característico.

• La esquistosidad cristalofílica (Fig. 3.2, arriba a la derecha): consiste en un conjunto pene-trativo y regular de superficies paralelas o subparalelas producidas por deformación y a fa-vor 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 (Fig. 3.2, en medio a la izquierda), relacionada con el mi-croplegamiento de una foliación anterior.

Figura 3.1. Diferentes formas de manifestarse una foliación en las rocas metamórficas. (a) bandeado composicional, (b) ban-deado por variación del tamaño de grano, (c) discontinuidades, tales como microfallas o fracturas, muy próximas entre sí yaproximadamente paralelas, (d) orientación preferente de los bordes de los granos, (e) orientación preferente de minerales planares o de agragados minerales lenticulares. Estas diferen-tes fábricas planares pueden combinarse y así (f) representa una combinación de (a) + (e), muy común en rocas metamórfi-cas (tomado de Hobbs et al., 1981, pág. 192).

Page 34: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

30

• La esquistosidad de fractura (Fig. 3.2, en medio a la derecha), definida por fracturas regu-larmente espaciadas y penetrativas.

• La foliación milonítica (Fig. 3.2, abajo a la izquierda): foliación característica de las miloni-tas (rocas de metamorfismo cataclástico con orientación preferente); generalmente se trata de una foliación definida por una alternancia de bandas y lentejones de diferente composi-ción mineralógica o diferente tamaño de grano en las que hay además un porcentaje variable de porfidoclastos.

Fábricas lineales. Una fábrica lineal es un conjunto penetrativo de elementos lineales subparale-los en un cuerpo rocoso (como un conjunto de palillos en un palillero o de lapiceros en un cubi-lete). Las lineaciones son normalmente rectilíneas pero pueden estar curvadas y suelen ser una característica impuesta y no heredada. Los tipos más importantes de lineaciones son:

• Lineaciones de intersección: formadas por la intersección de dos foliaciones (Fig. 3.3 a).

• Lineaciones de crenulación: definidas por las crestas de micropliegues en un plano de folia-ción anterior (Fig. 3.3 b).

Figura 3.2. Tipología de las foliaciones secundarias. De izquierda a derecha y de arriba a abajo: esquistosidad piza-rrosa en una pizarra; esquistosidad cristalofílica en una filita con cuarzo y mica; esquistosidad de crenulación en una filita; esquistosidad de fractura en un esquisto con clorita y foliación milonítica en una milonita derivada de un gneiss con cuarzo, feldespato, granate y micas. Las fotogra-fías están tomadas de Passchier y Trouw (1996).

Page 35: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

31

• Lineaciones minerales: definidas por la orientación preferente de granos minerales inequi-dimensionales idiomorfos o subidiomorfos, tales como anfíboles, turmalina o sillimanita (Fig. 3.3 c) o por minerales planares (como las micas) con un eje común (Fig. 3.3 d).

• Lineaciones de estiramiento: definidas por objetos deformados por alargamiento o por agregados minerales lineales formados por cristales equidimensionales (Fig. 3.3 e, f).

Fábricas plano-lineales. Las rocas con una fábrica lineal pura son raras y lo normal es que las rocas que presentan lineación también presenten foliación y que, además, ambas estén genéti-camente relacionadas (Fig. 3.3.a-c). Las rocas con fábrica plano-lineal normalmente se rompen a favor de la foliación y es en estos planos donde se observa la lineación asociada (casos a y b de la figura 3.3).

3.2.2.3. 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

Figura 3.3. Principales tipos de lineaciones. (a) Lineación de intersección definida por la intersección de una estratificación yuna esquistosidad; la lineación se observa en el plano de esta esquistosidad en forma de trazas lineales de diferente composición. (b) Lineación de crenulación definida por el alineamiento de las charnelas de los micropliegues. (c) Lineación mineral marcada por la orientación común de minerales planares y prismáticos. (d) Lineación mineral marcada por la disposición en zona deminerales planares (además de por minerales prismáticos). (e) Lineación de estiramiento que afecta a diferentes minerales y agregados minerales. (f) Lineación de estiramiento definida por rellenos fibrosos en venas y alrededor de objetos duros en zonasabrigadas (tomado de Nicolas, 1987, pág. 74).

Page 36: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

32

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:

(a) granoblástica equigranular: mosaico equigranular panalotriomorfo de cristales equi-dimensionales (Fig 3.4, esquema 1),

(b) granoblástica poligonal: caso particular de la anterior, donde los contactos entre gra-nos son planos y predominan las uniones triples (Fig. 3.4, esquema 2),

(c) granoblástica inequigranular: mosaico inequigranular panalotriomorfo de cristales equidimensionales (Fig. 3.4, esquema 3), y

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

Figura 3.4. Ejemplos de texturas metamórficas en lámina delgada. 1) textura granoblástica equigranular. 2) textura granoblástica poligonal, 3) textura granoblástica inequigranular, 4) textura lepidoblástica, 5) textura nematoblásti-ca, 6) textura porfidoblástica, 7) textura granolepidoblástica, 8) textura granonematoblástica, 9) textura granoporfi-doblástica (tomado de Bard, 1985, pág.138).

Page 37: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

33

Textura lepidoblástica1: la orientación preferente de minerales viene dada por la disposición subparalela de minerales planares (normalmente filosilicatos) (Fig. 3.4, 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 3.4, esquema 5).

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 3.4, esquemas 6 y 8).

Texturas compuestas

Textura granolepidoblástica: textura formada por bandas granoblásticas y bandas lepidoblás-ticas. Textura típica de pizarras y filitas (Figura 3.4, esquema 7).

Textura granonematoblástica: textura formada por bandas granoblásticas y bandas nemato-blásticas. Textura típica de algunas anfibolitas (Figura 3.4, esquema 8).

Textura granoporfidoblástica: textura formada por porfidoblastos inmersos en una matriz granoblástica (Figura 3.4, 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 me-tabasitas 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.

3.2.2.4. Relación metamorfismo-deformación, I: texturas de inclusión en porfidoblastos

Consideremos el crecimiento de un porfidoblasto de granate en un esquisto. En estas rocas el granate crece por reacción de moscovita y clorita, según la reacción:

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

La figura 3.5 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-

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.

Page 38: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

34

lización y aumento del tamaño de grano (como se muestra en la tercera etapa de la figura 3.5,

donde tanto las micas como los granos de cuarzo tienen un tamaño mayor). Y aquí es donde radica la utilidad de las texturas poiquiloblásticas: conservan un registro de la forma y la orienta-ción de los granos y dan una indicación del tamaño de grano de la matriz en el momento en el que el porfidoblasto creció.

El metamorfismo regional progresivo supone una sucesión compleja de cambios texturales y mineralógicos. Por ejemplo, en las rocas pelíticas la crenulación de una fábrica planar anterior normalmente evoluciona hacia una nueva esquistosidad pizarrosa, que a su vez puede crenu-larse y convertirse en una nueva esquistosidad y así sucesivamente (figura 3.6). 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 el porfidoblasto se denomina Si (“i” de interna) y la esquistosidad modificada 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 y paralelamente a las fábricas lineales).

La figura 3.7 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.

(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 3.7).

Figura.3.5. Esquema del desarrollo de un porfidoblasto de granate con inclusiones de cuarzo en un esquisto con cuarzo, moscovita y clorita. Explicación en el texto (tomado de Shelley, 1993, pág. 303).

Fig. 3.6. De (A) a (C): plegado secuencial y desarrollo de esquistosidades, comenzando con el plega-miento de la estratificación S0 y continuando con el desarrollo sucesivo de las esquistosidades S1, S2 y S3 (tomado de Shelley, 1993, pág. 304).

Page 39: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

35

(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 3.7).

(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 3.7).

Estas relaciones se vuelven más complicadas en el caso de la superposición de varias fases de generación de esquistosidades. En la figura 3.7 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 3.7: al ser pretectónicos y existir una esquistosidad in-terna, esta tiene que pertenecer necesariamente a una fase tectónica anterior.

3.2.2.5. Relación metamorfismo-deformación, II: texturas de deformación

Como ya se ha dicho, el metamorfismo es una modificación textural (o textural y mineralógica) de una roca preexistente. Estas modificaciones se pueden deber a la actuación de uno o varios de los siguientes procesos básicos: (1) cristalización de nuevas fases minerales, (2) recristaliza-ción de fases minerales preexistentes, y (3) deformación de los cristales que forma la roca. Los tres procesos dejan su huella a escala de los cristales individuales, produciendo modificaciones texturales que nos sirven, en muchos casos, para reconstruir la historia deformacional de una roca metamórfica y para conocer las condiciones de temperatura, esfuerzo y velocidad de de-formación por las que ha pasado. Las principales texturas de deformación son:

• Extinción ondulante. • Bandas de deformación. • Subgranos y bordes de subgrano. • Lamelas de deformación. • Granos nuevos. • Bordes suturados.

Figura 3.7. Relación entre los porfidoblastos, la foliación externa y los tipos de patrones de inclusiónpara el crecimiento 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 unaesquistosidad previa (a 90º de la primera) (tomado de Shelley, 1993, pág. 305).

Page 40: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

36

• Estilolitos. • Venas. • Sombras de presión y zonas abrigadas. • Orientación preferente mineral y orientación preferente cristalográfica.

Las secciones siguientes resumen de forma descriptiva las características de cada una de estas texturas deformación visibles en lámina delgada en las rocas metamórficas1. Las fotografí-as que ejemplifican cada textura se han reunido al final, en las páginas 41 y siguientes.

Extinción ondulante

Se trata de una distorsión de la red cristalina que se observa en muchos minerales pre- y sintec-tónicos, pero especialmente en el cuarzo, el olivino, la distena y las micas. En lámina delgada la extinción ondulante se reconoce por una zona de extinción que barre el cristal conforme se gira la platina del microscopio (figura 3.8, pág. 41).

Bandas de deformación

Si la distorsión de la red cristalina continúa, la deformación se concentra en bandas dentro de los cristales. Estas bandas de deformación, también conocidas por su nombre anglosajón de kink bands, tienen límites bastante más nítidos que las zonas con extinción ondulante y esto es debi-do a que a un lado y otro de la banda de deformación la red cristalina ha girado un ángulo apreciable, en lugar de muy pocos grados como en la extinción ondulante. Las bandas de de-formación pueden terminar dentro de un cristal o llegar hasta su borde y es común que late-ralmente graden a bordes de subgrano o a zonas con extinción ondulante.

Subgranos y bordes de subgrano

Los subgranos son áreas dentro de un cristal con un orientación de su red cristalina ligeramente distinta (unos pocos grados) de la del grano al que pertenecen (figura 3.9, pág. 41). Debido a que la diferencia en orientación óptica entre el subgrano y el grano al que pertenece es pequeña, su borde no es perfectamente nítido cuando se observa con luz polarizada y analizada en el microscopio petrográfico. Durante la deformación un grano puede convertirse en un conjunto de subgranos, pero lo más normal es que los subgranos se concentren cerca del borde del grano original. Su tamaño varía bastante, pero existe una relación inversa aproximada entre el tamaño de los subgranos y el esfuerzo que los ha generado, por lo que el tamaño medio de los subgra-nos en una roca puede usarse para estimar el máximo esfuerzo al que ha sido sometida durante su historia deformacional (Barker, 1998, p. 128 y referencias allí citadas).

Lamelas de deformación

No hay que confundirlas con las bandas de deformación. Las lamelas de deformación son zonas planares con orientaciones cristalográficas particulares y menos de 10 micras de espesor que se suelen observar en el cuarzo (figura 3.10, pág. 42). Son visibles con el microscopio petrográfico como estriaciones subparalelas que se ponen de manifiesto en nícoles cruzados por ligeras va-riaciones en el ángulo de extinción. Los estudios con microscopio electrónico de transmisión has puesto de manifiesto que están compuestas por subgranos de pequeñas dimensiones, bor-des de subgranos, apilamientos de dislocaciones y diminutas inclusiones fluidas.

Granos nuevos

Son similares a los subgranos, pero su límite con las zonas de alrededor está mucho mejor defi-nido. Ello se debe a que la rotación entre la red cristalina del grano nuevo y las zonas limítrofes es de más de diez grados, lo que le confiere un borde nítido cuando se observa en nícoles cru-zados. Los granos nuevos se desarrollan a partir de subgranos previos por rotación continua de

1 La explicación detallada de cómo se generan dichas texturas se deja para el Tema 7 (“Procesos metamórficos II: génesis de texturas”).

Page 41: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

37

la red cristalina durante los procesos de recristalización (véase el epígrafe “Recristalización dinámica” en el tema 7). Su característica principal es la ausencia de deformación interna, es decir, de extinción ondulante, bandas de deformación, etc., lo que los permite distinguir fácil-mente de los granos “viejos”, mucho más deformados y normalmente de mayores dimensiones (figura 3.11, pág. 42). Este tipo de textura, en la que coexisten granos deformados de grandes dimensiones (porfidoclastos), inmersos en una matriz de granos nuevos de pequeño tamaño, se denomina textura en mortero y es muy común en algunas cuarcitas y rocas cuarzofeldespáticas deformadas por cizalla.

Bordes suturados

Es otra de la texturas típicas de los procesos de recristalización. En este caso no se producen rotaciones de subgranos, sino translaciones locales de los límites entre granos vecinos. La direc-ción del movimiento de un borde de grano depende de la cantidad de deformación que haya acumulado la red cristalina a ambos lados del borde. El movimiento se realiza de forma que la red con mayor deformación tiende a desaparecer en favor de la red con menor deformación, que crece a expensas de la primera. El resultado final es un borde de grano muy irregular, con gran cantidad de entrantes y salientes que se denomina borde suturado (figura 3.12, pág. 43).

Estilolitos

Los estilolitos son superficies de disolución irregulares que son particularmente abundantes en las rocas carbonatadas y en las cuarciarenitas, desde la diagénesis hasta el metamorfismo de grado bajo a medio. Normalmente se desarrollan perpendicularmente al esfuerzo compresivo máximo y se distinguen en lámina delgada por la presencia de objetos truncados o aparente-mente desplazados a un lado y a otro de la superficie del estilolito. Al tratarse de superficies de disolución, en ellas se acumulan los materiales más insolubles (óxidos de hierro, materia orgá-nica, micas) en forma de una fina lámina de color oscuro. Los estilolitos pueden ser diagenéti-cos, en cuyo caso son paralelos a la estratificación, o tectónicos, que cortan a la estratificación y a otros marcadores tectónicos (como las venas).

Venas

Una vena es una fractura o una microfractura rellena por material cristalino (Figura 3.13, pág. 43). Al igual que los estilolitos, se trata de un textura ligada a procesos de disolución por pre-sión; las venas actúan de sumidero para el material que se ha disuelto en otras partes de la roca. El material que precipita en las fracturas para formar una vena puede tener habito fibroso o no. Esto depende, en parte, de la temperatura, ya que a altas temperaturas la variedad fibrosa de muchos minerales en menos estable termodinámicamente y tiende a ser sustituida por la varie-dad equidimensional. Por tanto, las venas fibrosas nos hablan de temperaturas moderadas, correspondientes a metamorfismo de grado bajo y las venas con minerales esquidimensionales, de temperaturas más altas, correspondientes a metamorfismo de grado medio o alto. Los mine-rales más típicos que rellenan las venas son el cuarzo, la calcita o la epidota, pero casi cualquier mineral, metamórfico o no, puede aparecer como relleno de un vena. Muchas de ellas son mo-nominerales, pero no son raras las biminerales (cuarzo-calcita o cuarzo-clorita) y las polimine-rales (por ejemplo, las venas con mineralizaciones).

Sombras de presión y zonas abrigadas

Son otras de las texturas indicativas de la actuación de los procesos de disolución por presión. Se trata de zonas protegida de la deformación por la presencia de un objeto rígido competente en una roca en general poco competente. La matriz de la roca y el objeto rígido pierden contacto durante la deformación y se crea un hueco alargado en la dirección del menor esfuerzo com-presivo, que es rellenado por la precipitación de nuevos minerales. Si estos minerales tienen hábito fibroso se habla de zonas abrigadas (fotografía superior en la figura 3.14, pág. 44) y si no lo tienen, de sombras de presión (fotografía inferior). El material que ocupa estos huecos pro-viene de la disolución de otros minerales, normalmente en las inmediaciones. Es muy común

Page 42: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

38

encontrar evidencias de disolución en forma de estilolitos en las mismas rocas que presentan sombras de presión y zonas abrigadas.

Orientación preferente cristalográfica y orientación preferente mineral

La orientación preferente es una característica común de muchas rocas que han sufrido una deformación. La orientación preferente cristalográfica (OPC) implica una orientación común de la red cristalina de uno o varios de los minerales en una roca, mientras que la orientación mineral preferente (OPM) supone el alineamiento de minerales no equidimensionales (prismá-ticos o planares). Es habitual que ambos tipos de orientación preferente estén presentes al mis-mo tiempo en una roca.

En el caso de minerales planares o prismáticos idiomorfos o subidiomorfos (como muchas micas y anfíboles), la OPC es fácil de reconocer y coincide con la foliación o la lineación. Para minerales como el cuarzo y la calcita, cuyo alargamiento, si lo presentan, no está relacionado con ninguna dirección cristalográfica determinada, el reconocimiento de la OPC es más difícil. En el caso del cuarzo, la presencia de una OPC puede comprobarse insertando la lámina de yeso cuando observamos una lámina delgada en nícoles cruzados. Cuando se gira la platina del microscopio, el observar un predominio de amarillos o azules en una posición u otra de la pla-tina es indicativo de la presencia de una OPC. En otros minerales de mucha mayor birrefrin-gencia, como la calcita, hay que usar técnicas especiales para poner de manifiesto la OPC.

Page 43: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

39

Figura 3.8. Extinción ondulante en cuarzo. Anchura de la fotografía: 0.6 mm. Luz polariazada y analizada. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1996).

Figura 3.9. Subgranos y bordes de subgrano (horizontales) en cuarzo. Anchura de la fotografía: 1.8 mm. Luz polaria-zada y analizada. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1996)

Page 44: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

40

Figura 3.10. Lamelas de deformación (líneas oblicuas en el grano central) y extinción ondulante en cuarzo. Anchura de la fotografía: 4 mm. Luz polarizada y analizada. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1996).

Figura 3.11. Granos nuevos de pequeñas dimensiones nucleados en los bordes de granos de cuarzo de mayor tamaño, más antiguos y con extinción ondulante. Anchura de la fotografía: 1.8 mm. Luz polarizada y analizada. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1996).

Page 45: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

41

Figura 3.12. Bordes suturados en cuarzo. Anchura de la fotografía: 1.8 mm. Luz polarizada y analizada. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1996).

Figura 3.13. 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 polarizada plana. Fotografía tomada de Passchier y Trouw (1996).

Page 46: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

42

Figura 3.14. Izquierda: zona abrigada compuesta por fibras de cuarzo y calcita alrededor de un cristal de pirita en unapizarra calcárea. Anchura de la fotografía: 20 mm. Luz polarizada y analizada. Derecha: sombra de presión formada porcuarzo no fibroso alrededor de un porfidoblasto de granate en un micaesquisto. Anchura de la fotografía: 3.9 mm. Luzpolarizada y analizada. Fotografías tomadas de Passchier y Trouw (1996).

Page 47: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

43

3.3. Clasificación de las rocas metamórficas

Los nombres de las rocas metamórficas suelen ser simples y suelen estar relacionados con algu-na propiedad de la roca. El número de términos especiales y expresiones crípticas es relativa-mente pequeño, a diferencia de lo que ocurre en Petrología Ígnea.

No existe una única clasificación de las rocas metamórficas ni un único principio clasifica-torio, lo que significa que una misma roca metamórfica puede tener más de un nombre correcto y aceptado. Los criterios principales que se usan para dar nombres a las rocas metamórficas son la com-posición 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 prefijos se han puesto en negrita, los calificativos en cursiva y el término raíz subrayado). Los calificativos y prefijos son opcionales y el nombre de la roca puede estar formado sólo por el término raíz, aunque esto no es recomendable porque se pierde información importante.

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 toda-vía se reconoce (textural o mineralógicamente) dicho origen. Por ejemplo: metagabro, metaba-salto, 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 signi-ficado del pefijo meta-, aunque normalmente el contexto suele disipar la ambigüedad (compa-rar “metagranito” en la primera acepción, con el significado de granito débilmente metamorfi-zado, con “metagranito” en la segunda acepción, que hace referencia 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 se-dimentario, 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 dis-tena, 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.

3.3.1 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-

Page 48: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

44

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, definida 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: esquisto con actinolita, clorita y epidota1 (= esquisto verde), esquisto con biotita y granate, micaesquisto, 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 esquistosidad pizarrosa.

Filita

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

3.3.2 Nombres de rocas metamórficas con deformación intensa (= tectonitas)

El metamorfismo se asocia a veces a bandas localizadas de intensa deformación (metamorfismo cataclástico). Esta deformación localizada produce, en terrenos metamórficos, rocas con textu-ras particulares. 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).

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.

1 Entre paréntesis se da el término equivalente.

Page 49: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

45

Cataclasita s.s.

Tectonita cohesiva, sin foliación, formada por cataclasis, compuesta por fragmentos 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 defor-mación dúctil, no cataclástica, en zonas de falla o de cizalla, que genera una foliación penetrati-va a pequeña escala y a menudo una lineación mineral asociada. Los cristales que han 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 contemporáneo a la de-formación.

Tabla 3.1. Clasificación de las tectonitas.

Foliación Cohesión Porcentaje de ma-triz 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

3.3.3 Términos especiales

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 anfíbol cálcico) y epidota.

Page 50: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

46

Esquisto azul

Roca metamórfica con esquistosidad y una tonalidad azulada debida a la presencia de anfíbol sódico (glaucofana, riebeckita, crossita). El tono "azul" raramente es azul en realidad.

Anfibolita

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

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 ortopi-roxeno. Texturalmente se caracteriza por poseer un mosaico granoblástico poligonal, normal-mente equidimensional aunque también hay variedades con una cierta orientación preferente.

Charnockita

Rocas con feldespato potásico y ortopiroxeno y textura de apariencia ígnea. El término se em-plea 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 sódico) y granate, ambos en proporciones importantes.

Mármol

Roca metamórfica compuesta fundamentalmente por calcita y/o dolomita (por ejemplo, már-mol dolomítico).

Roca calcosilicatada

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

Skarn

Roca metasomática compuesta por silicatos de Ca-Fe-Mg-(Mn), a menudo con un bandeado composicional, formada por la interacción de una roca carbonatada con un fluido silicatado.

Cuarcita

Roca metamórfica con más de un 80% de cuarzo.

Serpentinita

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

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 cornea-nas suelen retener alguna característica heredada de la roca original, como laminación 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.

Page 51: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 3: Las rocas metamórficas

47

Migmatita

Roca silicatada heterogénea en escalas meso- y megascópicas que aparece en terrenos metamór-ficos de grado alto y muy alto. Está compuesta por partes oscuras (máficas) y partes claras (fél-sicas) en una disposición compleja. Las partes félsicas se han formado por cristalización a partir de fundidos de origen local o por segregación metamórfica; las partes máficas representan el residuo del proceso de fusión local o se han formado por segregación metamórfica.

3.3.4. 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.

Bibliografía

Referencias básicas

Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Capítulo 2, secciones 2.1, 2.2 y 2.3].

Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Capítulo 1].

Otras referencias

Barker, A.J. (1998, 2ª edición). Introduction to Metamorphic Textures and Microstructures, Stanley Thornes. [Capítulos 4 (desarrollo de esquistosidades), 9 (texturas de inclusión en porfidoblas-tos)].

Best, M.G. (1982). Igneous and Metamorphic Petrology, Freeman. [Capítulo 11 (texturas y clasifica-ción de las rocas metamórficas].

Kornprobst, J. (1996). Manual de Petrología metamórfica y su contexto geodinámico, Masson. [Capí-tulo 2].

Passchier, C.W. y Trouw, R.A.J. (1996). Microtectonics, Springer. [Capítulo 3, para las texturas de deformación; capítulo 4, para las foliaciones y lineaciones; y capítulo 7, para las relaciones blas-tesis- deformación.]

Shelley, D. (1993), Igneous and Metamorphic Rocks under the Microscope, Chapman & Hall. [Capí-tulo 2 (rocas metamórficas) y capítulo 5, sección 5.5 (texturas de inclusión en porfidoblastos)]

Page 52: Metamorfismo Todo

Tema 3: Las rocas metamórficas Metamorfismo

48

Page 53: Metamorfismo Todo

TEMA 4

Reacciones metamórficas

4.1. 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 2 sobre la importancia de la fase fluida). Cada uno de estos constituyentes recibe el nombre de fase: las fases son los constituyentes separables 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 de-cir, 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 posible. Se dice entonces que el sistema está en equilibrio. Esta configuración de máxima estabilidad (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 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.

Page 54: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

50

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 1, 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.

4.2. 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. 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 mediante la regla de las fases, aplicada a las rocas por primera vez por V.M. Goldschmidt en 1911 en su estudio del metamorfismo de con-tacto 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 ha visto que es cierto, de que aquellas rocas habían alcanzado el estado de equilibrio termodinámico durante el metamorfismo. La regla de las fases se expresa mediante la ecuación

2+−= PCF , (4.1)

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. Vamos a ilustrar la regla de las fases y el significado de fase, componente y grado de libertad usando como ejemplo de sistema químico un recipiente lleno de agua.

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 mínimo 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 4.1 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-

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 ele-mentos constituyentes (Al, Si y O), en términos de los óxidos constituyentes (Al2O3 y SiO2) o en términos del componen-te 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.

Page 55: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

51

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 4.1a 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 (4.1). 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 sis-tema no cambia. Si aumentamos la temperatura a 31° C o la disminuimos a 29° C (manteniendo la presión constante), el contenedor seguirá teniendo sólo agua líquida. Si aumentamos la pre-sión a 110 kPa o la disminuimos a 90 kPa (manteniendo la temperatura constante), el contene-dor seguirá teniendo sólo agua líquida. Temperatura y presión pueden variarse independiente-mente sin que el sistema sufra un cambio en el número de fases. Se dice que el sistema es diva-riante.

En la figura 4.1b el sistema contiene dos fases, agua líquida y hielo. Por tanto P=2 y la ecuación (4.1) 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 núme-ro de fases de dos a una. Un aumento de la temperatura a 1° C, manteniendo la presión cons-tante a 100 kPa, hará que el todo el hielo se funda. Una disminución de la temperatura a -1° C provocará 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 4.1c 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, man-teniendo la presión a 101.3 kPa, convertiremos toda el agua en vapor, mientras que si dismi-nuimos 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 tem-

Figura 4.1. Experimentos en el sistema monocomponente 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 especí-ficos de temperatura y presión a los que se ha realizado el experimento, así como el número de fases, componentes y grados de libertad. La descripción completa se da en el texto (tomada de Mason, 1990, pág.29).

Page 56: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

52

peratura 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 4.2 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 univarian-tes 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-quiera de ellas hará que una o dos fases desaparezcan. El gráfico de la figura 4.2 se denomina diagrama de fases, porque en él se plasman las relaciones entre las diferentes fases de un sis-

tema.

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.

Figura 4.2. Diagrama de fases del sistema monocom-ponente 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 disminuye muy rápidamente al aumentar la temperatura (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 (isoterma) en este diagrama. Los tres puntos con flechas indican las condiciones de presión y tem-peratura de los experimentos de la figura 4.1a-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 valores específicos de P y T para los que coexisten las tres fases, agua líquida, hielo y vapor, es el punto invarian-te o punto triple.

Page 57: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

53

(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 tem-peratura provocará que desaparezca una o más fases del sistema.

De las tres variables que entran en la ecuación que define la regla de las fases (ec. 4.1), C, el número 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 con-trola cuantas fases pueden aparecer en una roca de una composición dada. 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 presentes vendrá dado por las condiciones del experimento y el número de grado de libertad para esas condiciones. Pero, ¿cuáles son los valores máximo y mínimo que pueden adoptar F y P en un sistema de C com-ponentes, donde C esta fijado de antemano? El valor mínimo de F, el número de grado de liber-tad, es cero, ya que no tiene sentido un número negativo de grados de libertad. Del mismo mo-do, 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 (4.1) 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 conforme 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 Si2 Si

11 Si20 Si

=⇒+=

−=⇒==⇒=

+=⇒=+=⇒=

PCF

CPFCPFCPFCPF

M

(4.2)

Las ecuaciones (4.2) 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 sistema 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 4.I re-sume toda esta información.

Tabla 4.I. 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.

Aunque presión y temperatura son dos variable 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. Independientemente del número posible de sustituciones químicas entre los minerales de una roca particular, el número de grados de liber-

Page 58: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

54

tad calculado mediante la regla de las fases sigue proporcionando el número de variables que se pueden cambiar independientemente (denominadas, por ello, variables independientes).

Como 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 4.II).

Tabla 4.II. Sistema formado por las fases mica blanca + cuarzo + distena + feldespato alcalino + fluido acuo-so 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 (4.1), 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 variar-se 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.

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 cocientes Na/K en la mica y el feldespato están relacionados y no pueden va-riar independientemente el uno del otro. Para los valores específicos de P y T elegidos, sólo una composición de feldespato puede coexistir con una composición dada de mica, y viceversa.

4.3. Asociaciones minerales y paragénesis minerales

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

En el trabajo práctico con las rocas metamórficas es imposible “demostrar” que una aso-ciación 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 4.1 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,

Page 59: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

55

resumidas en la tabla 4.III, 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

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 relictos de las asociaciones anteriores y esto es posible deducirlo del estudio de las texturas metamórficas. Hay que tener un gran cuidado en el estudio de las texturas para evitar mezclar asociaciones 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 experiencia.

La figura 4.3 resume algunos de los aspectos prácticos relacionados con la identificación de asociaciones minerales. Se han representado tres rocas hipotéticas compuestas por los mis-mos tres minerales (estaurolita, biotita y cuarzo) observados en lámina delgada. La textura ge-neral 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 delga-da, 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 corresponde 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 tan-to, una asociación mineral en el sentido estricto del término, aunque muchos geólogos la darían por válida.

Tabla 4.III. Determinación práctica de las asociaciones minerales.

Figura 4.3. Asociaciones minera-les en tres rocas diferentes. Todas las rocas contienen cuarzo, estau-rolita y biotita (modificado de Bucher y Frey, 1993, pág.27).

Page 60: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

56

4.4. Diagramas de fases metamórficos

Una gran cantidad de información sobre las asociaciones minerales de equilibrio se puede re-sumir en los denominados diagramas de fase metamórficos. Los dos tipos más importantes de diagramas de fase en metamorfismo son los diagramas presión-temperaturas (diagramas P-T) y los diagramas de fase composicionales. Otros, como los diagramas temperatura-composición (diagramas T-X) y presión-composición (diagramas P-X), son menos utilizados. Vamos a ver los dos primeros con más detalle.

4.4.1. Diagramas P-T

Una de las formas más comunes de representar los campos de estabilidad de las diferentes aso-ciaciones minerales metamórficas es por medio de un gráfico de presión frente a temperatura o diagrama P-T, como ya vimos en el apartado 4.2 con el ejemplo del H2O al hablar de la regla de las fases. Su utilidad radica en la facilidad con que transmiten la información sobre las condi-ciones en el interior de la Tierra a las que determinadas asociaciones son estables.

De la regla de las fases se sigue que una roca con C componentes y una asociación mineral de P fases con P≤C, será estable sobre una región bidimensional de un diagrama P-T ya que dicha asociación tiene, al menos, dos grados de libertad. Se dice que la asociación ocupa un campo divariante. La figura 4.4 muestra los campos divariantes en los que andalucita, sillima-nita y distena son estables. Dos de estas fases sólo pueden coexistir en equilibrio a una única presión para cada temperatura y entonces el sistema tiene un solo grado de libertad. Las condi-ciones de P-T para las que existen C+1 fases en el sistema definen curvas univariantes que constituyen los límites entre los campos divariantes. En la figura 4.4 las tres curvas univariantes de los aluminosilicatos se cortan en un punto (círculo negro) en el cual las tres fases coexisten en equilibrio. De la aplicación de la regla de las fases se sigue que un sistema con C+2 fases tiene cero grados de libertad y puede existir, por tanto, sólo para un valor único de la presión y un valor único de la temperatura. Este punto recibe el nombre de punto invariante.

4.4.2. 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-

Figura 4.4. Diagrama presión-temperatura que ilustra los campos de estabilidad de la andalucita, la sillimanita y la distena. Dichos campos divariantes (con una fase) están sepa-rados por líneas univariantes, donde coexisten dos fases en equilibrio. Estas líneas se cruzan en un punto invariante, en el que los tres polimorfos están en equilibrio (tomado de Yardley, 1989, pág. 33).

Page 61: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

57

nen la asociación. Tal representación recibe el nombre de quemografía o diagrama de fases 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 presión 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 siste-mas representados en estos diagramas está reducido en dos y la regla de las fases se expresa como F=C-P. Como su nombre indica, los diagramas composicionales representan gráficamente composiciones, tanto de minerales individuales como de rocas, y lo suelen hacer en términos de fracciones molares de una serie de componentes.

4.4.2.1. 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 las quemografías 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 equivalentes, 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

667.032

71.042.142.1

122

SiO de moles de numeroMgO de moles de numeroMgOdemoles de número

2MgO ==

+=

+=

+=X

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

La figura 4.5 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.

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.

Page 62: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

58

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 4.5, 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 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 com-ponente, 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

unidimensional es suficiente. Esta línea se denomina línea de fracciones molares y se muestra en la parte inferior de la figura 4.5 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 1ó1L ,

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).

4.4.2.2. Triángulo de fracciones molares

El mineral talco está formado por tres óxidos y su composición puede escribirse como

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

núm

ero

de m

oles

de

SiO

2

Figura 4.5. 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 susvectores 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), hemospasado a un diagrama unidimensional (derecha), sin pérdida de información (tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 29).

Page 63: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

59

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 4.6. 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

22MgO ==

++=

++=X .

Y de la misma forma para los otros dos componentes, para obtener XSiO2=4/8=0.5,

XMgO=1Talco

Mg Si O (OH)3 4 10 2

X =1H2O XSiO2=1

0.50

0

0.375

Intersección delvector de fase conel triángulo defracciones molares

0.125

Figura 4.7. 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 fraccio-nes molares de MgO, SiO2 y H2O que definen la composición química del talco (tomado de Bu-cher y Frey, 1994, pág. 31).

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 4.6. Representación gráfica de la composición del talco en un diagrama tridimensional en coordenadas rectangulares. 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).

Page 64: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

60

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 dibu-jado 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 4.7, 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 molares.

4.4.2.3. 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 diagramas podremos ser capaces de decidir si rocas diferentes tienen una mineralogía diferente porque fueron metamorfizadas bajo condiciones diferentes o porque difieren en su composición quími-ca global.

La figura 4.8 muestra el diagrama de fase composicional del sistema CaO-SiO2-Al2O3 (sis-tema ACS) y en él aparecen representados los minerales corindón (Crn: Al2O3), aluminosilica-tos (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 4.8 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 “subtrián-gulos”, 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 presio-nes 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 da-das reciben el nombre de asociaciones compatibles. Dependen, como acabamos de ver, de la composición química global de la roca.

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 4.8 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-

Figura 4.8. Diagrama de fases composicional del sistema de tres componentes CaO-SiO2-Al2O3, dibu-jado 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 lineas de conjugación. Sobre el diagrama se ha representado también la composi-ción química global de tres rocas diferentes, numera-das del 1 al 3. Explicación en el texto (tomado de Yardley, 1989, pág. 33).

SiO2Al O2 3

WoGrt

AndQtzCrn

An1

32

CaO

Page 65: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

61

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 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.

4.4.2.4. Diagramas composicionales y número de componentes

Lo dicho en las sección 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 4.10). 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 definen 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.

4.4.2.5. Cómo representar sistemas con más de cuatro componentes: el método de la proyec-ción

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 “tru-co” 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-nentes y ya hemos visto (figura 4.7) que el diagrama composicional correspondiente es triangu-lar (el triángulo de fracciones molares). En la tabla 4.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,

Page 66: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

62

antigorita Mg3Si2O5(OH)4 (que es una variedad de serpentina), forsterita Mg2SiO4 (que es el olivino 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 4.8 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 4.8 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.

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 4.9, que es un diagrama composicional pro-yectado en el que sólo se representan explícitamente dos de los tres componentes originales. La

Figura 4.9. Ilustración del método de la proyección para reducir el número de componentes representados en un diagra-ma de fases composicional (modificado de Bucher y Frey, 1993, pág. 34).

SiO2

SiO2

H O2

+H O2

MgO

Diagrama MSH

Diagrama proyectado MS

Siempre hay que indicardesde qué componentese ha hecho la proyección

MgO

Forsterita CuarzoPericlasa

Brucita

AntigoritaTalco

Fluido

Fo Ang TlcPerBrc

QtzEn

Enstatita

Tabla 4.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

Fo Brc Tlc Atg En Qtz Per Fluido 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

Fo Brc Tlc Atg En Qtz Per Fluido 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

Page 67: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

63

posición de los minerales sobre esta línea está expresada únicamente en términos de las fraccio-nes 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 4.IV) simplemente borrando la línea correspondiente a la fase desde la que se proyec-ta (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 4.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.

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 4.8, 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 4.8. 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.

4.4.2.6. El diagrama AFM de Thompson

Los diagramas composicionales se construyen para sistemas o rocas “modelo”, que son siste-mas cuya composición química se limita a un número determinado, normalmente pequeño, de componentes 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 utiliza-do 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 compo-nentes. Al estar formado por 6 componentes, se necesitan 5 dimensiones para representarlo gráficamente. Como esto es imposible en un mundo tridimensional, se utiliza el método de la proyección explicado en la sección anterior para reducir el número de componentes (y de di-mensiones). 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 suponer (razonablemente) que durante su metamorfismo progresivo habría agua en exceso (ya que la mayor parte de las reacciones progresivas liberan agua), es permisible proyec-tar 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 proyección, en un tetraedro tridimensional cuyos vértices coinciden con el resto de com-ponentes (K2O-FeO-MgO-Al2O3) y que puede verse en la parte superior de la figura 4.10.

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 debido 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 con-tienen 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 4. 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:

Page 68: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

64

[ ] [ ][ ] [ ] [ ] [ ]FeOMgOOK3OAl

OK3OAl

232

232

++−−

=A

[ ][ ] [ ]FeOMgO

FeO+

=F

[ ][ ] [ ]FeOMgO

MgO+

=M ,

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 moscovi-ta, 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.

Page 69: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

65

4.4.2.7. La representación de soluciones sólidas

La parte inferior de la figura 4.10 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 4.11 pone de manifiesto la importancia de las soluciones sólidas en los diagra-mas 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 4.11 se observa, a modo de ejemplo, que el diagrama 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 núme-ro de fases que desarrolla una roca (pelítica) particular depende de su composición química global:

1. Si la composición de la roca se proyecta sobre uno de los campos monofásicos, como el definido por la biotita en la figura 4.11, la roca estará formada por cuarzo, moscovita y biotita. La composición de la biotita está dada por la composición de la roca (círculo 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 componentes A, F y M, ya que el tercero, como sabemos, no es independiente).

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 4.11), la roca estará formada por cuarzo, moscovita, cordierita y biotita. La composición de la cordierita y la biotita

1 Todo lo que sigue es válido, estríctamente, 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 Thomson, a estos tres minerales hay que añadir, por supuesto, todos aquellos desde los que se ha proyectado el sistema original.

Figura 4.11. 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 coexsten tres minerales (además, por supuesto, de cuarzo y moscovita), camposmonofásicos donde coexisten dos minerales y campos monofásicos (el de la biotita) donde sólo aparece un mineral (+Qtz+Ms). Las tie-lines que decoran los camps 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 composicional para una roca con la composición señalada (círculo con una cruz inscrita)(tomado de Bucher y Frey, 1994, pág. 40).

biotita

granate

Sustitución Mg-Fe

Sustitución 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 4.10. La proyección AFM de Thompson para representar las aso-ciaciones 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 compo-sicional de los minerales más comu-nes. Los números de la izquierda son valores de la coordenada A y los de abajo, valores de la coordenada M (modificado de Yardley, 1989, pág. 61).

Page 70: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

66

coexistentes es la de define la tie-line que une ambos minerales pasando por el pun-to que marca la composición química 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 conecta los dos minerales coexisten-tes. 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. 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 4.11), la roca es-tará formada por cuarzo, moscovita, cordierita, biotita y sillimanita. Aquí, la com-posición de los tres minerales 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 porcentaje varia-rá dependiendo de la posición de la roca dentro del campo trifásico. Los campos tri-fásicos son campos invariantes porque la composición de los minerales no cambia al variar la composición de la roca.

4.4.2.8. 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 A’KF para metapelitas y el diagrama CMS para rocas calcáreas y calcosilicatadas. Estos diagramas se definen como sigue:

Diagrama ACF (los corchetes indican valores molares):

A: [Al2O3]+[Fe2O3]-[Na2O+K2O]

C: [CaO]

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

La coordenada A incluye toda la alúmina excepto la que entra en la composición de los feldespatos alcalinos, que se ignoran en este diagrama. También incluye el hierro en estado trivalente, puesto que suele sustituir a la alúmina. La coordenada F agrupa todo el hierro y el magnesio, además del manganeso, que sustituye a éste último en la red de muchos minerales. Debido a que el diagrama ACF agrupa al Fe y al Mg en un mismo vértice, no puede tener en cuenta las soluciones sólidas Fe-Mg, tan características de los minerales ferromagnesianos. Co-mo todos los elementos alcalinos (Na2O y K2O) se asignan al feldespato alcalino, el diagrama ACF no se puede usar para rocas que contengan moscovita (rocas pelíticas). En su construcción también se asume que hay sílice en exceso, puesto que en realidad se trata de un diagrama pro-yectado a partir del tetraedro SiO2A-C-F. El diagrama ACF es muy utilizado para el estudio de las metabasitas. El resumen que se ha hecho de este diagrama está muy simplificado, y se re-comienda consultar la sección 2.5 de Bucher y Frey (1994) para más detalles sobre su construc-ción.

Diagrama A’KF:

A’: [Al2O3]+[Fe2O3]-[Na2O+K2O+CaO]

K: [K2O]

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

Page 71: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

67

Este diagrama se usa para rocas que tienen exceso de sílice y alúmina que mineralógica-mente cuentan con moscovita, cuarzo y plagioclasa (metapelitas). La coordenada A’ incluye toda la alúmina que no se asocia con la plagioclasa, que de esta forma no se tiene en cuenta en la representación. Como este diagrama tampoco distingue el Fe del Mg, y en las metapelitas este tipo de sustitución es muy importante (mucho más que en las metabasitas, donde puede ignorarse), se prefiere el uso del diagrama AFM cuando se representan asociaciones minerales en metapelitas. Por ello, no volveremos a tratar este diagrama en lo sucesivo.

Diagrama CMS:

C: [CaO]

M: [MgO]

S: [SiO2]

Este diagrama es muy utilizado en el estudio del metamorfismo de las rocas calcáreas y calcosilicatadas. Se trata de un diagrama proyectado a partir del sistema CMSH-CO2, que asu-me exceso de H2O y CO2. En este tipo de rocas, tanto Ca como Mg son dos componentes esen-ciales y por eso ocupan dos de los tres vértices del diagrama triangular. De esta forma se pue-den tener en cuenta las extensas soluciones sólidas entre Ca y Mg que se dan entre los carbona-tos. 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 olivino–).

4.4.2.9. Los diagramas composicionales y las reacciones químicas

Ya hemos visto que los diagramas de fase composicionales sirven para conocer las asocia-ciones minerales que podemos esperar encontrar en una roca de composición dada en unas condiciones P-T especificadas (asociaciones compatibles). Esto es así porque en los diagramas composicionales 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 cuan-do dos minerales reaccionan la tie-line que los une en el diagrama composicional desaparece, mientras que cuando dos minerales aparecen juntos por primera vez, la línea que los une tam-bién 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.

Sobre los diagramas composicionales ternarios, que son los que más se utilizan en meta-morfismo, son posibles tres tipos genéricos de reacciones (figura 4.12): (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 4.12).

Page 72: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

68

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 4.12. 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.

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-

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

AndQtz

WoGrt

Qtz

An

Grt

AndQtz

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 4.12. 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.

Page 73: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

69

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 compatibles distintas acaben perteneciendo a la misma asociación compatible. Esto es lo que se observa en la parte inferior de la figura 4.12. 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 asociación An+Wo, antes imposible.

4.5. 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 lo que sigue se repasan los tipos más importantes de reacciones metamórficas, sin in-tentar se exhaustivos. El apartado 3.6 de Bucher y Frey (1994) incluye una clasificación más pormenorizada –tal vez en exceso–. La sistemática seguida es la de Yardley (1989).

4.5.1. Reacciones discontinuas o univariantes

En todos los apartados en que se ha hablado hasta ahora de reacciones metamórficas, se ha asumido que estas tienen lugar a presiones y temperaturas específicas. En estos casos, la asocia-ción 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 la fi-gura 4.2, al principio de este capítulo).

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 variar: antes de alcanzarse estos valores precisos de P y T, en la roca existe una asociación mi-neral; una vez rebasados, la roca contiene otra asociación mineral. La discontinuidad está preci-samente en estos valores de P y T. El término “univariante” indica que en un diagrama P-T estas reacciones 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 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 4.13. Un aumento progresivo de la temperatura manteniendo constante la presión en 6 kbar hace que la asocia-ción mineral estable en una roca de la composición adecuada pase de caolinita (Kln) + cuarzo (Qtz) a pirofilita (Prl) + cuarzo (Qtz), luego a distena (Ky) + cuarzo (Qtz) y finalmente a sillima-nita (Sil) + cuarzo (Qtz). Cada 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

Page 74: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

70

las diferentes curvas univariantes de la figura 4.13. En el sistema ASH todas estas reacciones son discontinuas. Por ejemplo, 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 y sólo hay pirofilita. Todo ocurre exactamente a 305 °C. Por eso es una reacción dis-continua cuya representación en un diagrama P-T es una línea univariante.

4.5.2. 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 finalmen-te 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 sistema.

La figura 4.14 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 predominante-mente 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 continua. Su representación en un diagrama P-T ya no es una curva univariante, sino un campo divariante, el sombreado en gris en la figura 4.14. Para una presión dada (digamos 3 kbar), la reacción comienza a una temperatura que depende de la relación Na/K en la estructu-ra de la mica blanca, progresa por variación de la cantidad y la composición de la mica (que cada vez se hace más potásica) y del feldespato alcalino (que cada vez se hace más sódico), y termina, a una tempe-ratura mayor que la de comienzo, cuando toda la mica blanca ha desaparecido. Esta evolución se muestra, simplificada, en la figura 4.15, donde el grosor de la banda que representa a cada mineral es proporcional a su abundancia. El 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

Figura 4.13. Reacciones discontinuas en el diagrama P-T delsistema Al2O3-SiO2-H2O (sistema ASH). Se muestran loscampos de estabilidad de la caolinita (Kln: Al4Si4O10(OH)8), lapirofilita (Prl: Al4Si8O20(OH)4) y los aluminosilicatos (Al2SiO5,andalucita And, sillimanita Sil y distena Ky). Las curvasunivariantes (un grado de libertad) marcan la posición de lasdiferentes reacciones discontinuas. Los puntos invariantes (cerogrados de libertad) se señalan con un círculo negro (tomado deBarker, 1998, pág. 8).

Page 75: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

71

decir, paragonita. El límite superior de temperatura, 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 composición de la mica blanca, la reacción ante-rior es discontinua. Esto es importante: una reacción puede ser continua o discontinua depen-diendo del sistema modelo en el que se estudie. En la naturaleza, la mayor parte de las reaccio-nes metamórficas en las que intervienen soluciones sólidas son continuas.

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.

Conforme progresa 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.

Temperatura (ºC)Tinicio Tfinal

Na/KMica blanca

Feldespato alcalino

Figura 4.15. Evolución de la composición de la mica blanca y el feldespato alcalino durante la reacción continua mica blanca + cuarzo ↔ feldespato alcali-no + andalucita + agua en el sistema KNASH. El grosor de la banda que representa a la mica blanca y al feldespato alcalino es proporcional a su abundan-cia. La reacción comienza a una temperatura Tinicio, cuando el feldespato alcalino hace su primera apari-ción, y termina a otra temperatura 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 continuamen-te, haciéndose más potásica la primera y más sódico el segundo.

1400 500 600 700

2

3

4

5

6

Pres

ión

(kba

r)

Temperatura (ºC)

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+Q

tz

Ms+Qtz

Ab+And

+HO2

Kfs+

And+

HO2

Figura 4.14. 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).

Page 76: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

72

4.5.3. Reacciones de intercambio catiónico

Existe un tercer tipo de reacciones metamórficas, muy ligado al anterior, pero en el que no apa-rece ni desaparece ninguna fase. Lo único que se produce durante la reacción es un cambio en la composición de los minerales por intercambio catiónico (como el que tiene lugar en las reac-ciones discontinuas, pero sin formación de fases nuevas). Debido a ello, se denominan reaccio-nes de intercambio catiónico.

Normalmente los cationes intercambiados tienen un tamaño y una carga similares. Las reaccio-nes de intercambio ocurren en sistemas con pocas fases y muchos componentes (es decir, con muchos grados de libertad: regla de las fases), 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 metamórficas 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 iónico. Aunque este tipo de reacciones no se pueden identificar con el microscopio petrográfico, ya que no hay cam-bio en la asociación de minerales presentes, sí que pueden determinarse mediante análisis de microsonda electrónica.

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

(a) No todos los minerales tienen la misma “preferencia” por uno u otro de los iones sus-tituidos. Así, si hay diferentes minerales ferromagnesianos en equilibrio en una roca, el cociente Mg2+/(Mg2++Fe2+), denominado fracción molar del Mg2+ y representado normalmente como XMgO, 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 pe-líticas, 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 de rela-ción Mg2+/(Mg2++Fe2+) más pequeña. Esto queda patente en la figura 4.11 (en un apar-tado anterior), en la 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 distribución, KD, que se define para parejas de elementos y parejas de minerales:

( )( )B

ba

AbaBA

bDa XXXX

K//

=−−

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 prime-

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

−BtGrtMgDFeK , entonces 1<−

−GrtBt

MgDFeK .

Page 77: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

73

(b) La relación Mg2+/(Mg2++Fe2+) para un mineral particular cambia con la presión y la tem-peratura, sobre todo con esta última. Además, cada mineral lo hace a un ritmo diferen-te, de manera que el coeficiente de distribución también varía con la temperatura, ten-diendo a uno cuando esta 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 reacción 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 al mismo tiempo. A la izquierda están las composiciones de baja tempe-ratura y a la derecha las de alta temperatura. Como 1>−

−BtGrtMgDFeK y conforme la tempe-

ratura aumenta este valor tiende a 1, se deduce que la preferencia del granate por el hierro se hace menor al aumentar la temperatura, por lo que se enriquece en magnesio. A la biotita le ocurre lo contrario, ya que 1<−

−GrtBt

MgDFeK y con el aumento de la tempera-

tura se hace más férrica. Esta dependencia con la temperatura de la composición de determinados minerales sirve para cuantificar su temperatura de formación. Es lo que se conoce con el nombre de geotermómetro y la reacción anterior es un ejemplo de ello.

4.5.4. Reacciones que involucran a una fase fluida: reacciones de desvolatiliza-ción

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 desvolatili-zación más importantes son las que liberan agua (reacciones de deshidratación) y las que libe-ran CO2 (reacciones de descarbonatación).

4.5.4.1. Reacciones de deshidratación

Muchos minerales contienen agua en su estructura (minerales hidratados) y eso hace que mu-chas de las reacciones durante el metamorfismo sean reacciones de deshidratación. Algunas reacciones de deshidratación son univariantes, como la descomposición de la pirofilita (Prl) para dar andalucita, cuarzo y agua: Prl ↔ And+3Qtz+H2O (ver fig. 4.13 anterior). Otras, sin embargo, son divariantes, como la ya nombrada de formación de granate a partir de clorita, Chl+Ms ↔ Grt+Bt+Qtz+H2O, o la de formación de feldespato alcalino y andalucita a partir de mica blanca y cuarzo.

La mayor parte de las reacciones de deshidratación en condiciones metamórficas tienen pendiente positiva en un diagrama P-T y dicha pendiente aumenta significativamente con la presión, hasta hacerse casi vertical (isoterma) por encima de unos pocos kilobares (como la re-acción Prl ↔ Al2SiO5 + 3Qtz + H2O en la fig. 4.13). Para presiones mayores de 10 kbar, la pen-diente de las reacciones de deshidratación se hace negativa. Si se conoce la composición de la fase fluida, estas reacciones son muy útiles como indicadoras de la temperatura.

4.5.4.2. Reacciones de descarbonatación

Este tipo de reacciones se producen cuando minerales carbonatados se descomponen liberando CO2 como, por ejemplo, en la reacción de formación de wollastonita a partir de calcita y cuarzo (Ca+Qtz ↔ Wo+CO2) durante el metamorfismo de contacto de alta temperatura sobre rocas carbonatadas impuras (figura 4.16).

Page 78: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

74

Al igual que las reacciones de deshidratación, las reacciones de descarbonatación tienen una pendiente positiva grande en un diagrama P-T. Su posición depende críticamente de la composición de la fase fluida, es decir, de la fracción molar del CO2 en el fluido. La figura 4.16 muestra la posición de la reacción para diferentes valores de XCO2, desde XCO2=0 (sólo agua en el fluido), hasta XCO2=1 (sólo CO2 en el fluido) En la figura se observa que una concentración baja de CO2 favorece que la reacción Ca+Qtz ↔ Wo+CO2 se desplace hacia la derecha y se forme wollastonita, mientras que una concentración alta de CO2 hace que la reacción se desplace hacia la izquierda y se forma calcita.

Pero existe una complicación adicional muy importante: la propia reacción, al producirse, cambia la composición de la fase fluida. Una caliza impura compuesta por calcita y cuarzo sometida a un aumento de temperatura debido a la intrusión cercana de una roca ígnea tendrá muy pro-bablemente un fluido acuoso en el espacio intergranular (es decir, XCO2=0 al comienzo del me-tamorfismo de contacto). Cuando se alcance la temperatura para que se produzca la reacción de formación de wollastonita en presencia de agua pura (unos 420 °C a 1kbar de presión), el fluido interticial empieza a cambiar de composición, aumentando su concentración de CO2. Esto hace que la posición de la reacción en el diagrama P-T se desplace hacia la derecha, hacia valores mayores de XCO2, lo que inhibe la propia reacción. A partir de este momento tenemos dos posi-bles evoluciones del sistema: en sistema cerrado y en sistema abierto.

1. Si en el momento de comenzar la formación de wollastonita se impide la entrada de agua al sistema (sistema cerrado) , la concentración de CO2 en el fluido aumen-tará paulatinamente, lo que hace que la curva de reacción se desplaza hacia la de-recha. Si la temperatura no sigue aumentando, la reacción cesa. Pero si sigue haciéndolo, se formará wollastonita hasta que uno de los reactantes (calcita o cuar-zo) se agote, momento en el cual la reacción termina, y lo hace a una temperatura mayor que la de comienzo. Es decir, se trata de una reacción continua, debido a que el cambio de composición de la fase fluida introduce un grado de libertad extra en el sistema.

2. Si el sistema permanece abierto y el flujo del fluido intersticial hace que el CO2 li-berado en la reacción desaparezca del sistema, entonces la composición del fluido permanece invariable y la reacción progresa a temperatura constante hasta que uno de los reactantes desaparece. Es decir, se trata de una reacción discontinua, ya que el fluido es de composición fija al igua que el resto de las fases participantes.

Figura 4.16. Un diagrama presión de fluidos (Pf)-temperatura (T)-composición (X) que muestra como la reacción calcita (Cal) + cuarzo (Qtz) ↔ wollastonita (Wo) + CO2 depende fuertemente de la composición de la fase fluida. XCO2=1.00 significa 100% de CO2 en la fase fluida, mientras que XCO2=0.0 significa 100% de H2O en la fase fluida (tomado de Barker, 1998, pág. 13).

Page 79: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas

75

4.5.5. La verdadera naturaleza de las reacciones metamórficas: las reacciones iónicas

En los sistemas naturales las reacciones metamórficas son muy complejas y suelen consistir en la aparición conjunta de varios de los tipos de reacciones descritos más arriba, con la participa-ción simultánea de la mayor parte de las fases minerales presentes.

Un ejemplo clásico de esta complejidad lo proporciona la aparentemente simple reacción polimórfica de transformación de la distena (o la andalucita) en sillimanita al aumentar la tem-peratura. Sería esperable que la sillimanita se formara a partir de la distena por un reemplazo átomo a átomo. En realidad, las evidencias que se desprenden del estudio petrográfico en lámi-na delgada no apoyan este mecanismo tan simple de transformación. Lo que se observa es que cuando se alcanza la isograda de reacción de la sillimanita (ver el tema 5 para una definición de isograda de reacción), ésta se nuclea y crece dentro de agregados de cristales de biotita y cuar-zo, pero nunca directamente en contacto con la distena. Carmichael (1969) explicó dichas obser-vaciones proponiendo la participación conjunta de tres reacciones metamórficas simultáneas en puntos diferentes dentro de la matriz de la roca (figura 4.17), facilitada por la presencia de una fase fluida que transporta especies iónicas en disolución. Estas tres reacciones son las siguien-tes:

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. [4.1]

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 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 a la reacción [4.1] 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. [4.2]

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.

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

Figura 4.17. Ilustración esquemática de un ciclo de reacciones iónicas que relacionan la descomposición 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 [4.1], mientras que a la derecha del diagrama la moscovita ya existente se está descomponiendo y siendo reemplazada por sillimanita fibrolítica de acuerdo a la reacción [4.2] (tomado de Yardley, 1989, pág. 166).

Page 80: Metamorfismo Todo

Tema 4: Procesos metamórficos I: reacciones metamórficas Metamorfismo

76

3. El funcionamiento de las reacciones [4.1] y [4.2] en zonas cercanas de la roca, junto con el intercambio difusivo entre estos dos dominios y la disolución y reprecipitación del cuarzo de acuerdo con la reacción

Si(OH)4 ↔ 1 cuarzo + 2 H2O, [4.3]

son capaces de explicar el crecimiento de la sillimanita y la descomposición de la diste-na en zonas distintas de la roca. Además, la reacción conjunta, obtenida de sumar las reacciones [4.1], [4.2] y 3 × [4.3] es simplemente

3 distena → 3 sillimanita

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 andaluci-ta 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.

Bibliografía

Referencias básicas

Barker, A.J. (1998, 2ª edición). Introduction to Metamorphic Textures and Microstructures, Stanley Thornes. [Capítulo 1, sección 1.3 (regla de las fases y tipos de reacciones metamórficas)].

Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Capítulo 2, secciónes 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) y Capítulo 6, págs 164-166 (reacción iónica distena-sillimanita de Carmichael, 1969)].

Otras referecias

Carmichael, D.M. (1969). On the mechanism of prograde metamorphic reactions in quartz-bearing pelitic rocks, Contrib. Miner. Petrol., 20, 244-267.

Page 81: Metamorfismo Todo

TEMA 5

Evaluación de las condiciones del metamorfismo

Una vez hemos visto que algunas asociaciones minerales en las rocas metamórficas representan asociaciones de fases que estuvieron una vez en equilibrio, podemos usar estas asociaciones para extraer conclusiones sobre las condiciones de presión y temperatura que prevalecieron durante su formación.

Hasta hace relativamente poco tiempo sólo era posible comparar temperaturas y presiones relativas 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 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 abso-luta 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 comenzaron 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 esas temperaturas.

A lo largo de los años se han desarrollado diferentes estrategias para evaluar cualitativa-mente y de forma relativa las condiciones de P y T a las que una roca se ha formado (o dicho con más precisión, para evaluar las condiciones a las que la asociación mineral de equilibrio de una roca se ha formado). Es este tema vamos a repasar dichas estrategias, así como la manera en que hoy se hacen las evaluaciones absolutas de la presión y la temperatura y que han servi-do para dar un marco cuantitativo a todos los esquemas cualitativos anteriores.

5.1. 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 momento no se conocían las condiciones de P y T de formación de las rocas metamórficas y, además, se pensaba que la temperatura era el fac-tor más importante del metamorfismo, se generalizó el uso del término “grado” como un sinó-

Page 82: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

78

nimo 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 en rocas comunes. Sus subdivisiones, similares a las que se muestran en la figura 5.1, marcan fundamentalmente cambios de temperatura y son bastante insensibles a los cam-bios de presión.

Actualmente el término grado metamórfico se suele usar como un indicador cualitativo de las condiciones físicas que han operado durante la formación de las rocas metamórficas, corres-pondiendo un grado más alto a las condiciones de P-T elevadas. Es un término muy útil para comparar rocas dentro de una misma secuencia de metamorfismo progresivo en un área de-terminada, pero cuando se aplica a rocas de diferentes áreas, su significado no siempre está claro. La figura 5.1 presenta una división aproximada del espacio P-T según el grado metamór-fico, cuando éste se utiliza en un sentido absoluto. Así, temperaturas por debajo de 300-350 °C se consideran grado muy bajo, entre 350 y 500 °C grado bajo, de 500 a 650 °C grado medio y por encima de 700 °C grado alto y muy alto.

5.2. Minerales índice y zonas minerales

Barrow, a finales del siglo pasado, fue el primero en cartografiar zonas minerales (véase el ejemplo del tema 1 sobre las rocas pelíticas de los Highlands escoceses). Barrow (1893) recono-ció la aparición sistemática de nuevos minerales al aumentar el grado metamórfico; estos mine-rales de nueva aparición fueron denominados minerales índice. Para el área estudiada por Barrow la sucesión de minerales índice es:

clorita → biotita → granate (almandino) → estaurolita → distena → sillimanita.

Los minerales índice están distribuidos en áreas diferentes a escala regional y las corres-pondientes zonas minerales se definen de la siguiente manera:

• 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.

Figura 5.1. División aproximada del metamorfismo según el concepto de grado metamórfico (grado muy bajo, bajo, medio, alto y muy alto). Estas subdivisiones dependen sobre todo de la temperatura. De fondo se muestra la posición de las diferentes facies metamórficas, tal y como aparecen en la figura 5.4.

Page 83: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

79

• 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.

La línea que separa dos zonas minerales se denomina límite de zona mineral (y no iso-grada, como se discute en el apartado 5.3). Por ejemplo, la zona de la biotita es aquélla que se encuentra entre el límite de zona mineral de la biotita y el límite de zona mineral del granate almandínico. Es importante destacar que un mineral índice normalmente persiste más allá (es decir, hacia grados más altos) de la zona mineral que lleva su nombre, aunque en ocasiones está restringido a dicha zona. La figura 5.2. muestra, a modo de ejemplo, la distribución de minera-les índice y zonas minerales estudiadas por Barrow.

Esta secuencia zonal se denomina actualmente zonas de Barrow y ha sido encontrada también en muchas otras áreas, a escala mundial, donde predominan las metapelitas metamor-fizadas a presiones medias. Pero también han sido identificadas otras secuencias distintas. Así, , en la región de Buchan al NE de Escocia, se han descrito las zonas de Buchan, con los minerales índice estaurolita → cordierita → andalucita → sillimanita, que representan un metamorfismo a presiones más bajas que las zonas de Barrow. Se han definido otras secuencias de zonas minerales, tanto en metapelitas como en otros tipos composicionales.

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 minerales índice se pone fácilmente 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; y (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 des-pués (es decir, a un grado ligeramente más alto o más bajo) en función de la composición quí-

Figura 5.2. 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 aumenta de izquierda a derecha. Cada zona mineral recibe el nombre del mineral índice que define su límite inferior (límite de grado bajo). Una zona mineraltermina en su límite de grado alto cuando aparece un nuevo mineral índice, no cuando el mineral índice que le ha dado el nombredesaparece. Así, por ejemplo, la zona de biotita comienza con la primera aparición de biotita en una área metamórfica (límiteinferior o de grado bajo) y termina con la primera aparición de granate, que a su vez da nombre a la siguiente zona mineral (zonade granate). Nótese que la biotita sigue existiendo más allá del límite de grado alto de la zona de la biotita.

Page 84: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

80

mica 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 re-giones metamórficas y que incluyen gran cantidad de tipos de rocas, como metapelitas, metabasitas, rocas calcosilicatadas, 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 el mismo área metamórfica. Para evitar estos problemas se introdujo el concepto de facies metamórfica, que se describe en el apartado 5.4. 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.

5.3. Isogradas e isogradas de reacción

El término isograda fue acuñado por Tilley (1924) para referirse a los límites de las zonas mine-rales de Barrow y lo definió como “una línea que une puntos de similar P y T bajo los cuales se formó una roca metamórfica”. En este sentido, el concepto es idéntico al de límite de zona mi-neral anteriormente expuesto. Sin embargo, el concepto de isograda es en realidad más comple-jo ya que, tal y como observan Bucher y Frey (1994), lleva implícito 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) consideran conveniente no utilizar el término de isograda y sustituirlo por dos términos diferentes: (1) el ya introducido de límite de zona mineral y (2) el de isograda de reacción. 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 determi-nada reacción metamórfica. Es importante dejar clara la diferencia entre un límite de zona mineral y una isograda de reacción. La cartografía de un límite de zona mineral se basa en la primera aparición, al movernos hacia grados más altos, de un mineral índice, mientras que la localiza-ción de una isograda de reacción implica cartografiar tanto los reactantes como los productos de una reacción metamórfica. Por ejemplo, la figura 5.3 muestra la cartografía de una isograda de reacción, 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

Figura 5.3. Isograda de reacción basada en la reacción Chl + Ms + Grt = St + Bt + Qtz + H2O. Los círculos vacíos corresponden a muestras en la que se ha identi-ficado 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, 1993, pág., 107).

Page 85: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

81

de los productos St+Bt+Qtz, los puntos negros la presencia de los reactantes Chl+Ms+Grt y los círculos 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 5.3.

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 los límites de zona mineral. Además, como las reacciones metamórficas dependen de la temperatura (T), la presión (P) y la composición de la fase fluida (X), una isograda de reacción representa el con-junto de condiciones P-T-X que satisface la condición de equilibrio de la reacción (ver Bucher Y Frey, 1994, págs. 106-109 para más detalles).

5.4. Facies metamórficas

El concepto de facies metamórfica fue introducido por Eskola a principios de siglo. Este autor puso de manifiesto la importancia de considerar asociaciones minerales en lugar de minerales individuales y propuso la existencia de una relación sistemática entre asociaciones minerales y composición química a un grado metamórfico dado. Este principio, que ya hemos introducido en el tema anterior al hablar del equilibrio químico (apartado 4.1), dice que un grupo de rocas que han alcanzado el estado de equilibrio bajo las mismas condiciones de presión y temperatu-ra tendrá el mismo conjunto de minerales sólo si su composición química global es la misma.

Basado en este principio, Eskola (1915) definió la facies metamórfica de la siguiente ma-nera: “Una facies metamórfica incluye rocas que podemos suponer que se han metamorfizado en idénticas condiciones. Pertenecerán a una misma facies aquellas rocas que, si tuvieran la misma composición quí-mica, estarían formadas por los mismos minerales”.

Una facies metamórfica representa una subdivisión amplia del espacio P-T, de hecho más amplia que cualquiera de los esquemas basados en zonas metamórficas para tipos litológicos individuales. El objetivo de estas subdivisiones amplias era, en el concepto original de Eskola, el de poder asignar rocas de composición química distinta a una facies particular y hacerlo por medio de la presencia de asociaciones minerales o conjuntos de asociaciones minerales que son estables en dichas condiciones.

Eskola distinguió las facies sobre todo atendiendo a las asociaciones minerales que se des-arrollan en las metabasitas. Dedujo correctamente la presión y la temperatura relativas repre-sentadas por cada facies basando sus deducciones en dos hechos: (1) las rocas que se forman a presiones más altas contienen minerales más densos que las rocas de la misma composición metamorfizadas a menor presión; y (2) las reacciones de desvolatilización (deshidratación y descarbonatación principalmente) se producen al aumentar la temperatura, de modo que las rocas metamorfizadas a temperaturas más altas contienen menos minerales hidratados o carbo-natados.

Eskola propuso originalmente cinco facies y años más tarde añadió tres más. Los trabajos de Coombs y colaboradores en Nueva Zelanda (Coombs, 1961) introdujeron las facies de muy bajo grado de ceolitas y de prenhita-pumpeliita, de modo que para entonces se habían recono-cido 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 sub-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 temperatura o a variaciones en otras condiciones ambientales, como la composición de la fase fluida. Recientemente se ha vuelto al concepto original de facies y en los esquemas actuales, como el que se presenta en la figura 5.4 (pág. 66),

Page 86: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

82

se distinguen un número reducido de facies, muy similares a las originalmente propuestas por Eskola.

Sin embargo, el concepto de facies no está exento de problemas y su propia definición ha causado gran cantidad de ellos desde sus comienzos. Podemos resumir en cuatro los motivos de dicha problemática:

(1) Una facies metamórfica incluye, en realidad, asociaciones minerales de rocas con composiciones globales muy diferentes (es decir, la condición “si tuvieran las misma composición química”en la definición original de Eskola no se cumple), todas ellas metamorfizadas en condiciones P-T similares. Es decir, una facies metamórfica no se refiere a un solo tipo composicional (aunque el nombre de muchas facies deriva de rocas ígneas básicas metamorfizadas), sino al conjunto de todas las rocas que han sido sometidas a condiciones de P y T similares, independientemente de su composición.

(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 características de una sola facies. Además, algunas rocas no muestran ningu-na asociación mineral diagnóstica en determinados grados metamórficos (por ejemplo, las metapelitas en facies de sub-esquistos verdes). De todas estas conside-raciones se desprende que hay que buscar asociaciones minerales diagnósticas y definir cada facies, si es posible, con la ayuda de una única asociación mineral dia-gnóstica. En áreas donde no existen rocas de la composición adecuada no es posible hacer una asignación a una facies particular. La tabla 5.I resume las asociaciones minerales diagnósticas de las diferentes facies para dos tipos composicionales im-portantes: las metabasitas y las metapelitas.

Tabla 5.I. Asociaciones minerales diagnósticas en metabasitas y metapelitas (con cuarzo) para cada facies metamór-fica (modificada de Bucher y Frey, 1994, pág, 103). Los minerales separados por el símbolo “+” constituyen una asociación mineral; los que están separados por comas pertenecen a asociaciones minerales distintas.

Asociaciones minerales diagnósticas Facies

Metabasitas Metapelitas con cuarzo

Ceolitas Laumontita

Prenhita-Pumpellyita

Prenhita+pumpellyita, pren-hita+actinolita, pumpellyi-ta+actinolita

Esquistos verdes Actinolita+clorita+epidota+albita Cloritoide

Anfibolitas Hornblenda+plagioclasa Estaurolita

Granulitas Ortopiroxeno+clinopiroxeno+ plagioclasa

Sillimanita+feldespato potásico Sin estaurolita, sin moscovita

Esquistos azules Glaucofana, lawsonita, piroxeno jadeítico, aragonito

Glaucofana Sin biotita

Ecogitas Onfacita+granate Sin plagioclasa

(3) Los únicos factores que Eskola tuvo en cuenta para la definición de facies fueron la presión y la temperatura. Ahora se sabe que hay factores adicionales que modifican las asociaciones minerales resultantes, sobre todo la composición de la fase fluida.

(4) La definición de Eskola permite un número ilimitado de facies. El propio Eskola aumentó de 5 a 8 el número de facies durante su vida, y posteriormente se hicieron divisiones adicionales y subdivisiones de las ya definidas. Llegó un momento en

Page 87: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

83

que la clasificación de facies se hizo impracticable. Algunos autores propusieron re-tener 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 5.4 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 prenhita-pumpellyita (Prenh-Pump en la figura 5.3)

• Facies de esquistos azules

• Facies de eclogitas

• Facies de esquistos verdes

• Facies de anfibolitas

• Facies de granulitas

• Facies de corneanas con albita-epidota (Cor. A-E en la figura 5.3)

• Facies de corneanas anfibólicas (Cor. Hbl en la figura 5.3)

• Facies de corneanas piroxénicas (Cor. Px en la figura 5.3)

• Facies de sanidinitas

Figura 5.4. Distribución de las diferentes facies metamórficas sobre un diagrama P-T. Los límites entre facies no son abruptos y se muestran aquí en gris. En estas zonas las asociaciones minerales que se desarrollan son intermedias entre las de las facies que sepa-ran. En la figura se muestra también la posición de los campos de estabilidad de los aluminosilicatos. Hay que tener en cuenta que cuando Eskola definio las facies metamórficas no se tenía mas que una idea muy vaga de los valores absolutos de presión y temperatu-ra 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 adición muy posterior (modificado de Yardley, 1989, pág. 50).

Esqu

istos

azule

s

Eclogitas

Prenh-Pump

Esquistosverdes

Ceolitas

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl Cor. Px Sanidinitas

Anfibolitas

Asoc

iacion

es de

tran

sición

16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Pres

ión

(kba

r)

Temperatura (ºC)

Profundidadaproxim

ada(km

)DIAG

ÉNESIS

Page 88: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

84

Es conveniente agrupar estas facies en cuatro grupos:

1. Facies de presión moderada y temperatura de media a alta. Incluye las facies de esquistos verdes, anfibolitas y granulitas y engloba a la práctica totalidad de las rocas metamórficas más comunes. Las zonas minerales de los Highlands escoceses (introducidas en el tema 1) per-tenecen a las facies de esquistos verdes y de anfibolitas; las rocas en facies granulita se for-man 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 prenhita-pumpellyita.

3. Facies de metamorfismo de contacto. A las presiones bajas y temperaturas relativamente altas que caracterizan el metamorfismo de contacto se desarrollan unas asociaciones minerales bastantes distintivas, aunque existe también solapamiento entre algunas de estas asociacio-nes y las correspondientes a las facies de temperaturas similares pero de presiones más al-tas. Este grupo incluye, de temperaturas bajas a temperaturas altas, las facies de corneanas de albita-epidota, corneanas anfibólicas, corneanas piroxénicas y sanidinitas.

4. Facies de alta presión. Incluye las facies de esquistos azules y de eclogitas y representan condiciones de presiones inusualmente altas que producen fases con una densidad alta. Las rocas 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 anfíbol 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 clinopiroxeno sódico (onfacita), en lugar de los clinopiroxenos cálcicos normales a presio-nes más bajas.

En ocasiones, las facies de ceolitas y de prenhita-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.

Los límites P-T de las diferentes facies metamórficas de la figura 5.4 no deben tomarse al pie de la letra, ya que estos límites son graduales y además dependen de otros factores aparte de la presión y la temperatura, en particular de la presencia de minerales con soluciones sólidas y de la composición de la fase fluida (para dibujar los límites de las facies metamórficas se asume que Ptotal=PH2O). De ahí que cada facies esté separada de sus facies vecinas por una zona de transición, donde se pueden encontrar asociaciones minerales intermedias.

5.5. Series de facies metamórficas

Miyashiro (1961) reconoció que ciertos grupos de facies metamórficas se asocian más común-mente que otros en cinturones orogénicos, mientras que otras facies no aparecen nunca juntas. Estas secuencias típicas de facies es un área particular fueron denominadas por Miyashiro se-ries de facies metamórficas, que reconoció tres de ellas: (i) serie de baja presión y alta tempera-tura, con formación de andalucita y sillimanita en las metapelitas; (ii) serie de presión y tempe-ratura 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 piezo-térmica. En la figura 5.5 se han dibujado cinco de estas geotermas metamórficas, que corresponden a otras tantas series de facies metamórficas identificadas en diferentes terrenos metamórficos a escala mun-dial y que incluyen los casos identificados originalmente por Miyashiro (números 1, 3 y 4 en la figura 5.5). Las series 1 a 4 corresponden a cuatro tipos de metamorfismo regional y el quinto

Page 89: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

85

tipo corresponde a la sucesión de facies del metamorfismo de contacto. Cada una de estas series corresponde a un gradiente geotérmico aparente distinto:

• Serie de facies franciscana, que corresponde a la serie de alta presión y baja temperatura de Miyashiro. El gradiente geotérmico aparente es menor de 10 °C/km (número 1 en la fi-gura 5.5).

• Serie de facies de Sanbagawa, o de alta presión y temperatura moderada, que corresponde a gradientes geotérmicos aparentes entre 10 y 20 °C/km (número 2).

• Serie de facies barrowiense, o de media presión y temperatura media a alta. También se denomina de tipo distena-sillimanita, por ser esta 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 3) y es equivalente al segundo tipo de los descritos por Miyashiro.

• Serie de facies de Buchan, o de baja presión. También se denomina de tipo andalucita-sillimanita, por ser esta la transición que se da entre los aluminosilicatos al aumentar el gra-do. Corresponde a un gradiente aparente de 40-80 °C/km (número 4) y es equivalente al tercer tipo de Miyashiro.

• 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 5).

Esqu

istos

azu

les

Eclogitas

Prenh-Pump

Esquistosverdes

Ceolitas

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl Sanidinitas

Anfibolitas

Asoc

iacion

es d

e tra

nsici

ón

Cor. Px

Asoc

iacion

es d

e tra

nsici

ón

16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Pres

ión

(kba

r)

Temperatura (ºC)

Profundidad aproximada

(km)DIAG

ÉNESIS

5.6. Determinación cuantitativa de la presión y la temperatura: 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, de técnicas experimentales para el estudio de los equilibrios de fase mineralógicos a altas presiones y temperaturas, se comenzaron a precisar las condiciones de formación de muchas asociaciones minerales y, en la actualidad, tenemos

Figura 5.5. Series de facies metamórficas, indicadas por las flechas negras. (1) serie francis-cana, (2) serie de Sanbagawa, (3) serie de Barrow, (4) serie de Buchan, y (5) serie de metamor-fismo de contacto. Las series 1, 3 y 4 se corresponden con las descritas originalmente por Miyashiro (1961).

Page 90: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

86

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 reac-ciones más útiles para evaluar la presión durante el metamorfismo son aquellas que se produ-cen 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 presiones) será una buena indicadora de la temperatura de metamorfismo. Es posible predecir de forma bastante aproximada, con las herramientas de la termodinámica, qué reacciones cum-plirán mejor estos requerimientos. Algunas reacciones son sensibles exclusivamente a la tempe-ratura, 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.

La forma más simple y al mismo tiempo más fiable de determinar las condiciones P-T de formación de una asociación mineral particular es comparándola con un diagrama P-T que muestre las curvas univariantes de las reacciones que controlan la aparición y la desaparición de las fases presentes. Este tipo de diagramas se denominan redes petrogenéticas y son el tema del siguiente apartado.

5.7. Redes petrogenéticas

Si representamos las curvas P-T de diferentes reacciones metamórficas, obtendremos una serie de curvas que se cortan entre sí en diferentes puntos del plano presión-temperatura, definiendo una serie de áreas poligonales limitadas por una o más de dichas reacciones. Tal conjunto de líneas y sus áreas poligonales asociadas recibe el nombre de red petrogenética1. En tales redes (en la Fig. 5.6 se muestra un ejemplo), la intersección de las curvas univariantes en puntos inva-riantes permite definir las condiciones de estabilidad de asociaciones minerales particulares. A partir de esta información se pueden cuantificar las condiciones de presión y temperatura expe-rimentadas por una roca metamórfica particular. Unos pocos minerales (como jadeita, distena y andalucita) permiten hacer estimaciones razonables de las presiones máximas o mínimas, pero la mayoría de los minerales y reacciones metamórficas son más sensibles a los cambios de tem-peratura. Por esta razón, la estimación precisa de la temperatura de metamorfismo basada en minerales individuales o asociaciones minerales es mucho más simple que la estimación de la presión.

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

1 Una definición más precisa de red petrogenética puede encontrarse en Bucher y Frey (1993). Estos autores la definen como “un diagrama cuyas coordenadas son parámetros intensivos que caracterizan las condiciones de formación de las rocas y sobre el cual se dibujan las curvas de equilibrio que delimitan los campos de estabilidad de minerales o asocia-ciones minerales específicas”.

Page 91: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

87

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 consistentes 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 sis-tema 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). Este método permite dibujar las curvas univariantes y los campos 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 soluciones sólidas (o para los miembros extremos de las soluciones sólidas) los datos termodinámicos son de gran calidad y las redes petrogenéticas están bien definidas. Sin embargo, para sistemas complejos tales como las metapelitas y las metabasitas, compuestos por muchos minerales con extensas soluciones sólidas entre sus miembros extremos, así como para las reacciones conti-nuas 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 clo-ritas, las micas, los granates, los piroxenos y los anfíboles. Sin embargo, sí que existen redes petrogenéticas “parciales”, para categorías composicionales determinadas, que proporcionan restricciones importantes sobre las condiciones de P y T de sistemas químicamente complejos.

Figura 5.6. Red petrogenética para elsistema FeO-Al2O3-SiO2-H2O (FASH).Este sistema, como el KFMASH, sirvepara representar de forma simplificadalas asociaciones minerales que aparecenen el metamorfismo de las rocas pelíti-cas. Como el sistema FASH no incluyelos intercambios Fe-Mg, la posición delas curvas univariantes corresponde alos miembros extremos ricos en Fe. Lazona sombreada delimita el campo deestabilidad de la asociación estaurolita +cuarzo (tomado de Barker, 1998, pág.30).

Page 92: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

88

La figura 5.6 muestra un ejemplo de red petrogenética para las rocas pelíticas en el sistema FASH. En este sistema se ignora la sustitución Fe-Mg, tan ubicua en muchos minerales meta-mórficos 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 5.6 representan todas ellas reacciones dis-continuas (univariantes) entre los miembros férricos de los minerales señalados. Esta simplifi-cación 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.

Un ejemplo sencillo que ilustra bien el cambio en la posición de las líneas de reacción lo proporcionan las micas blancas en los esquistos pelíticos. Ya hemos visto este ejemplo en el capítulo anterior, al hablar de las reacciones continuas. Las micas blancas de los esquistos pelí-ticos metamorfizados en condiciones de grado medio y alto (zona de estaurolita) son invaria-blemente soluciones sólidas entre moscovita (miembro extremo con K) y paragonita (miembro extremo con Na). En grados más altos, la mica blanca se desestabiliza para dar lugar a feldespa-to alcalino, que también es un solución sólida entre el término sódico (albita) y el potásico (or-tosa). Las reacciones de desestabilización de los dos miembros extremos de la mica blanca son:

NaAl3Si3O11(OH)2 + SiO2 → NaAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O paragonita albita andalucita

KAl3Si3O11(OH)2 + SiO2 → KAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O moscovita ortosa andalucita

Las curvas univariantes para estas dos reacciones han sido determinadas experimental-mente y se muestran en la figura 5.7 (que es la misma que la figura 4.14 del tema anterior). Las micas blancas naturales comenzarán a reaccionar a temperaturas intermedias entre las marca-das por las curvas univariantes de sus miembros extremos. La temperatura exacta depende de su composición particular. La diferencia entre las condiciones P-T de ambas curvas no es muy grande en este caso y, por tanto, es razonable usar la curva de la moscovita para marcar las condiciones P-T de desaparición de las micas blancas naturales, puesto que tienen más K que Na en su estructura. Este ejemplo pone de manifiesto que el uso de las redes petrogenéticas está siempre sujeto a incertidumbres, mayores cuanto más complicada es la roca metamórfica (más fases posee la asociación mineral de equilibrio) y más sencillo es el sistema químico en el que está basado la red petrogenética.

El caso de las micas blancas no es demasiado problemático porque no hay mucha varia-ción entre las temperaturas de reacción predichas por los dos miembros extremos (la paragonita y la moscovita). Esto se debe, en parte, a que el mineral que se forma, el feldespato alcalino, admite el mismo tipo de sustitución Na-K que el mineral que desaparece, la mica blanca. En otros casos, sin embargo, las variaciones en los límites de estabilidad de los miembros extremos son tan grandes que es necesario conocer la composición exacta de las fases para tener una idea de las condiciones P-T de formación. Este es el caso de muchas reacciones entre minerales con diferentes tipos de soluciones sólidas a ambos lados de la reacción. Un ejemplo clásico es la reacción de descomposición de la albita para dar jadeita (clinopiroxeno sódico) y cuarzo:

NaAlSi3O8 → NaAlSi2O6 + SiO2.

Page 93: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

89

albita jadeita cuarzo

Esta reacción se da en las rocas en facies de esquistos azules (alta presión, baja temperatura) y es univariante en el sistema NAS (Na2O-Al2O3-SiO2), en el que solo existen los miembros extre-mos con sodio (albita y jadeita). Sin embargo, la jadeita, que es un piroxeno, admite unos tipos de soluciones sólidas muy diferentes a los que admite la albita: hacia el diopsido, CaMgSi2O6 (es decir, con la sustitución Ca-Mg ⇔ Na-Al) y hacia la egirina, NaFe3+Si2O6 (sustitución Fe3+ ⇔ Al). Ninguno de estos dos tipos de sustitución es posible en la albita, que sólo admite las susti-tuciones Na-Ca y Na-K. Las rocas naturales, además de Na contienen Ca, Mg, Fe2+, Fe3+. En ellas, la asociación albita (pura) + cuarzo + piroxeno rico en Na (onfacita) es común. Esto es así porque se trata de una reacción continua y los productos y los reactantes coexisten sobre un intervalo grande de presiones y temperaturas.

La asociación jadeita (pura) + cuarzo está restringida a presiones muy elevadas. Sin em-bargo se sabe que las asociaciones naturales con piroxeno jadeítico en solución sólida con tér-minos diopsídicos (onfacita) o egirínicos se forman a presiones mucho más bajas. La figura 5.8

muestra las curvas univariantes correspondientes a la reacción anterior para diferentes porcen-tajes del término jadeítico. De la figura se desprende que los piroxenos que forman una solu-ción sólida tienen un campo de estabilidad mayor que el miembro extremo (jadeita pura). Una regla simple que se puede aplicar cuando se comparan asociaciones minerales naturales con redes petrogenéticas construidas para sistemas modelo que sólo utilizan los miembros extre-mos es que la posición de las curvas de reacción se mueve en la dirección en la que se produce el aumen-to del campo de estabilidad de la fase que es más impura. En nuestro ejemplo, el piroxeno jadeítico (onfacita).

5.8. Batozonas y batogradas

La estimación de la presión durante el metamorfismo es mucho más difícil y menos precisa que

Figura 5.7. Influencia de las soluciones sólidas sobre la estabilidad mineral. Ejemplo de las micas blancas en los esquistos pelíticos metamorfizados en condiciones de grado medio a alto. Se muestra la posición de la curva univariante para la reacción que sólo involucra a los miembros extremos (moscovita y feldespato potásico para los miembros con potasio y paragonita y albita para los miembros con sodio). Tomado de Yardley (1989).

Figura 5.8. Reacción univariante piroxen jadeítico (solución sólida) + cuarzo ⇔albita (pura) para diferentes porcentajes de jadeita en el piroxeno. Explicación en el texto. Tomado de Yardley (1989, pág. 53).

20

18

16

14

12

10

Pres

ión

(kba

r)

Temperatura (ºC)400 500 600 700 800

Jd + Qtz100

Jd + Qtz20

Ab

Ab

Jd90

Jd80

Jd50

Page 94: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

90

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 independien-temente de cuál sea la presión. El concepto de batograda, propuesto por Carmichael (1978), intenta paliar este déficit, al menos para las rocas pelíticas, haciendo uso simultáneo de varias reacciones metamórficas. Las batogradas de Carmichael se basan en el siguiente principio:

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 5.9 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, además, lo que se denomina una reacción terminal para la moscovita y marca su límite supe-rior 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 5.9. 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.

1 Recordar lo dicho en el tema 4 acerca de la sustitución K↔Na en las micas blancas. Aquí se esta 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).

Page 95: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

91

Las dos curvas univariantes que se cortan en el punto invariante dividen el espacio P-T en cuatro “cuadrantes”. Cada cuadrante tiene una asociación mineral característica, distinta de la asociación de los otros tres cuadrantes. Así, el cuadrante inferior, sombreado en gris claro, tiene la asociación feldespato potásico + andalucita (no contamos el agua, ya que esta no se conserva en las rocas metamórficas) y el superior, sombreado en gris oscuro, la asociación cuarzo + mos-covita + sillimanita. Los cuadrantes izquierdo y derecho tienen otras dos asociaciones caracte-rísticas, 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 cuadrantes 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 inva-riante y se denomina asociación de baja presión, y la asociación Qtz + Ms + Sil sólo aparece en rocas que se han metamorfizado 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.

Sil

Sil

And

AndQtz + Ms

Qtz

+ M

s

Kfs + And + H

O2

Kfs

+ Si

l + H

O2

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

Pres

ión

TemperaturaFigura 5.9. Asociaciones minerales de alta y baja presión en un punto invariante definido por la intersección de dos reacciones univa-riantes. Explicación en el texto.

Page 96: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

92

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 re-cibe el nombre de batozona.

Carmichael (1978) consideró cinco puntos invariantes en un sistema pelítico simplificado (figura 5.10): 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 5.II. 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 5.II es la que separa las batozonas 1 y 2 de la figura 5.10).

Tabla 5.II. Reacciones invariantes que sirven para definir las batogradas de Carmichael (1978)

batograda reacción invariante

Figura 5.10. 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 univa-riantes de los aluminosilicatos definen una serie de puntos que reciben el nombre de batogradas (líneas de puntos). El área entre dos batogradas consecutivas se denomina batozona (tomado de Bucher y Frey, 1993, pág. 110).

Bato-zona

Temperatura (ºC)

Pres

ión

(kba

r)

8

6

4

2

2

34

5

6

1

10

500 600 700 800

Sil

Ky

And

Sil

Qtz

+ M

sKf

s +

AlSi

O +

HO

25

2

Qtz

+ M

s +

S tBt

+ G

rt +

AlSi

O H

O2

52

Page 97: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

93

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 5.III. 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 5.III. Asociaciones minerales que definen los límites de las seis batozonas de Carmichael (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 5.III indica también el rango de presiones que caracteriza a cada batozona. Los cinco puntos invariantes marcan presiones de 2.2 kbar, 3.5 kbar, 3.8 kbar, 5.5 kbar y 7.1 kbar (figura 5.10), 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 metamorfizadas en facies de anfibolitas (véase el diagrama de facies metamórfi-cas de la figura 5.4).

Bibliografía

Referencias básicas

Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Las 6 primeras seccio-nes del capítulo 4. La mayor parte del tema está sacado de aquí].

Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Segunda parte del capítulo 2].

Otras referencias

Barker, A.J. (1998, 2ª edición). Introduction to Metamorphic Textures and Microstructures, Stanley Thornes. [Capítulo 2].

Page 98: Metamorfismo Todo

Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo Metamorfismo

94

Berman, R.G. (1988). Internally consistent thermodynamic data for minerals in the system K2O-Na2O-CaO-MgO-FeO-Fe2O3-Al2O3-SiO2-TiO2-H2O-CO2, Journal of Petrology, 29, 445-522.

Best, M.G. (1982). Igneous and Metamorphic Petrology, Freeman. [Capítulo 10, sección 4].

Holland T.J.B. y Powell, R. (1990). An enlarged and updated internally consistent thermody-namic dataset with uncertainties and correlations: the system K2O-Na2O-CaO-MgO-MnO-FeO-Fe2O3-Al2O3-SiO2-TiO2-C-H2-O2, Journal of Metamorphic Geology, 8, 89-124

Kornprobst, J. (1996). Manual de Petrología metamórfica y su contexto geodinámico, Masson. [Las dos primeras secciones del capítulo 3].

“Clásicos”

Barrow, G. (1893). On an intrusion of muscovite biotite gneiss in the S.E. Highlands of Scotland adn its accompanying metamorphism, Quaterly Journal of the Geological Society, London, 49, 330-358.

Carmichael, D.M. (1978). Metamorphic bathozones and batogrades: a measure of the depth of post-metamorphic uplift and erosion on regional scale, American Journal of Science, 278, 769-797.

Coombs, D.S. (1961). Some recent works on the lower grades of metamorphism, Australian Jour-nal of Science, 24, 203-215.

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.

Miyashiro, A. (1961). Evolution of metamorphic belts, Journal of Petrology, 2, 277-311.

Tilley, C.E. (1924). Metamorphic zones in the southern Highlands of Scotland, Quarterly Journal of the Geological Society, London, 81, 100-112.

Page 99: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 5: Evaluación de las condiciones del metamorfismo

95

Page 100: Metamorfismo Todo

TEMA 6

El metamorfismo regional barrowiense de las rocas

pelíticas

6.1. Introducción

Este tema tiene la intención de servir de ejemplo de cómo aplicar a un caso particular muy im-portante, el metamorfismo regional progresivo de las rocas pelíticas, los conceptos introducidos en los temas anteriores. Para desarrollar este ejemplo se van a utilizar la mayor parte de las nociones explicadas en los temas previos, con particular énfasis en: factores del metamorfismo (tema 2), reacciones químicas y diagramas composicionales (tema 4), y evaluación de las condi-ciones del metamorfismo (tema 5).

El esquema zonal clásico descrito en el tema 1 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 asociacio-nes minerales que se suceden se resumen en la figura 6.1. Como ya se ha comentado en el tema anterior al tratar las series de facies metamórficas, se pueden obtener otras asociaciones 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.

Page 101: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas

97

6.2. Zonas minerales de Barrow

A continuación vamos a describir las asociaciones minerales características de cada zona mine-ral y las reacciones metamórficas que las generan.

6.2.1. Zona de clorita

En la zona de clorita del metamorfismo barrowiense (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 fisibilidad perfecta a la roca a favor de los planos de esquistosi-dad. El pequeño tamaño de grano de estas rocas hace difícil su estudio bajo el microscopio pe-trográfico pero típicamente contienen clorita y moscovita fengítica1, con cantidades variables de cuarzo, albita y minerales accesorios como pirita. En algunas áreas, las rocas pelíticas de la zona de clorita son filitas o esquistos, de grano más grueso, y sus minerales pueden identificarse con mayor facilidad.

6.2.2. Zona de biotita

La definición de la zona de biotita no es tan simple como se pensó en un principio (recordar lo dicho en el tema 1, ejemplo de los Highlands escoceses). Posteriormente se ha visto que las ro-cas en las que aparece antes la biotita no son rocas pelíticas en sentido estricto, sino grauwacas con feldespato potásico detrítico. 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 discontinua (tema 4) que involucra seis fases y seis componen-tes (sistema KMFASH: K2O, MgO, FeO, Al2O3, SiO2, H2O), parece que se produce en un rango estrecho de temperaturas ya que la asociación Kfs+Chl+Bt es muy poco habitual (salvo en rocas

1 La mica blanca de grano muy fino que aparece en las rocas pelíticas anquimetamórficas y de metamorfismo de grado muy bajo (argilitas foliadas y pizarras) 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+ (Mg2+) por 2Al3+. En la moscovita el Al ocupa tanto posiciones octaédricas (AlVI) como tetraédricas (AlIV) mientras que el Si sólo ocupa posicio-nes tetraédricas y el Fe (y Mg) sólo posiciones octaédricas. 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)

Figura 6.1. Asociaciones minerales dentro de cada zona mineral en el meta-morfismo regional barro-wiense de las rocas pelíti-cas (modificado de Bucher y Frey, 1993, pág. 100).

Page 102: Metamorfismo Todo

Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas Metamorfismo

98

de metamorfismo retrógrado). Las rocas pelíticas sensu estricto carecen de feldespato potásico y en ellos 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 asociación mineral tiene todavía tres grados de libertad. O 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 diferente composición mineralógica pero la composición química de cada mineral individual 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 formación de biotita a temperaturas más bajas. La asociación Chl+Ms+Bt es estable en un rango más amplio de temperaturas que la asociación Kfs + Chl + Bt, lo que pone de manifiesto el marcado carácter continuo de esta reacción.

6.2.3. Zona de granate

El siguiente mineral en aparecer en la secuencia barrowiense es el granate. A este grado las rocas son ya esquistos con un tamaño de grano lo suficientemente grueso como para ser identi-ficados sin problemas en lámina delgada, aunque el tamaño de grano exacto y la textura pue-den variar de área a área. El límite de zona mineral del granate es muy fácil de cartografiar en el campo ya que el granate es bastante conspicuo (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 típica de la zona de granate tiene la asociación mineral Grt+Bt+Chl+Ms+Qtz+Pl(Ab). Ilmenita y magnetita pueden estar presentes, así como la epidota. Como minerales 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 (6.3)

Como se dijo en el tema 4, cuando coexisten clorita, granate y biotita, Fe y Mg se distribuyen entre ellos de forma que Chl

MgBtMg

GrtMg XXX << . Como la clorita tiene mayor preferencia por el Mg

que las fases que aparecen en el lado derecho de la reacción (7.3), 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 (ver el tema 4 para “refrescar” los diagramas AFM), tal y como se muestra en la figura 6.2. La asociación mineral de la zona de clorita (Ms+Qtz+Bt+Chl) con sus tres grados de libertad (en el sistema KFMASH), está representada en el gráfico (a) de la figura 6.2 por medio de dos líneas gruesas que representan el rango de composiciones de clorita que pueden coexis-tir con biotita, y el rango de composiciones de biotita que pueden coexistir con clorita. El dia-grama, 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

Page 103: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas

99

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 libertad en el sistema). Las composiciones de Bt y Chl que pueden coexistir en equilibrio se marcan en el diagrama por medio de tie-lines conec-tando composiciones específicas. Aunque el número de tie-lines que se pueden dibujar es infini-to, la pendiente de todas ellas debe cumplir:

( )( ) cte

FeMg

FeMg

Chl

BtChlBtMgFe

==−−DK

Esto es así porque el coeficiente de distribución KD varía con la temperatura pero es casi inde-pendiente de la composición mineral (ver el apartado “Reacciones de intercambio catiónico” en el Tema 5). Una consecuencia de esta restricción es que ninguna tie-line se puede cruzar (si re-presentan un equilibrio a una P y T dadas).

La asociación típica de la zona de granate (Ms+Qtz+Chl+Bt+Grt) se muestra en los dia-gramas (b) a (d) de la figura 6.2 como un triángulo sombreado cuyos vértices representan las composiciones únicas de las fases 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

Figura 6.2. Diagrama AFM para las zonas de biotita y granate del metamorfismo regional barrowiense sobre rocas pelíticas (con moscovita + cuarzo + H2O). En particular se muestran las asociaciones que aparecen a estos grados en los Highlandsde Escocia. X, Y y Z son tres composiciones posibles para las rocas del área. (a) Zona de biotita, mostrando el campo univa-riante clorita-biotita con tie-lines representativas conectando composiciones coexistentes en equilibrio. (b) Primera apari-ción de granate, restringida a las rocas con composición más rica en Fe (roca X). (c) Con el aumento de la temperatura, el granate aparece en un rango mayor de rocas conforme la reacción (6.3) progresa, pero todavía está ausente de la roca Z. (d) El granate está ahora presente en la mayor parte de las rocas pelíticas de composición normal, mientras que la clorita hadesaparecido de las roca más ricas en Fe (roca X) (tomado de Yardley, 1989, pág. 66).

Page 104: Metamorfismo Todo

Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas Metamorfismo

100

con sólo dos grados de libertad y como P y T se han tomado como variables independientes, la composición mineral no puede variar una vez fijadas P y T (que consumen los dos únicos gra-dos 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 X). Con el aumento de la temperatura, la reacción continua (7.3) 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 6.2). Además, el granate se forma en rocas cada vez más magnésicas. Los puntos X, Y y Z en la figu-ra representan la composición global de tres rocas pelíticas diferentes. A la P y T del diagrama (b) sólo las rocas de composición X 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 X han consumido ya toda la clorita y poseen una asociación formada por Ms+Qtz+Grt+Bt. El diagrama (c) representa una temperatura intermedia entre los diagramas (b) y (d).

El significado de la figura 6.2 es doble; por un lado muestra esquemáticamente cómo la composición de clorita, biotita y granate evolucionan al variar la temperatura en la zona de granate (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.

En algunas pelitas aparece cloritoide en la zona de granate, e incluso en grados menores si las circunstancias son favorables. Sin embargo, el cloritoide sólo aparece para un rango muy pequeño y específico de composiciones en el metamorfismo regional barrowiense. Raramente aparece junto con biotita (aunque sí lo hace a presiones menores, en el metamorfismo regional tipo Buchan) y las asociaciones más habituales son: Grt+Cld+Chl+Ms+Pl+Qtz y Cld+Chl+Ms+Paragonita+Pl+Qtz.

La figura 6.3 es un diagrama AFM que muestra el rango completo de asociaciones minera-les de la zona de granate, incluidas también las asociaciones con cloritoide. 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 composición se representa en el diagrama AFM por encima de la tie-line granate-clorita.

Page 105: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas

101

6.2.4. Zona de estaurolita

Es a partir de esta zona donde la distinción entre las “pelitas verdaderas” y otros esquistos mi-cáceos se hace aparente. Y esto es así porque la estaurolita sólo se desarrolla en rocas ricas en aluminio y pobres en calcio. Muchos esquistos con mica y granate no son aptos composicio-nalmente 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 plagio-clasa, que hace que el Ca disponible (por ejemplo, en la epidota) se combine con Al para formar anortita, reduciendo de esta manera la cantidad de Al disponible para formar otros silicatos 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 (Fig 6.3 b). Además, el rango de fracciones molares de Mg (XMg) para los que puede formarse estaurolita es bastante restringido, pero las rocas pelíticas ricas en Mg desarrollan otros minera-les alumínicos distintivos a este grado (por ejemplo, distena).

Como regla general, las rocas pelíticas en la zona de estaurolita contienen la asociación es-taurolita + granate + biotita + moscovita + cuarzo + plagioclasa. Los minerales accesorios y opacos son similares a los de la zona de granate anterior. El cloritoide también está presente a veces.

Figura 6.3. Diagrama AFM para el metamorfismo regional barrowiense sobre rocas pelíticas (con moscovita + cuarzo +H2O). (a) Zona de granatea, 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 Zona de sillimanita (tomado deYardley, 1989, pág. 69).

Page 106: Metamorfismo Todo

Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas Metamorfismo

102

En las áreas donde las rocas pelíticas alumínicas son de la composición adecuada para for-mar estaurolita, esta se produce a partir de la reacción entre el cloritoide y el cuarzo:

cloritoide + cuarzo ↔ estaurolita + granate + H2O. (6.4)

Se encuentran evidencias texturales que apoyan esta reacción en algunos esquistos con es-taurolita que 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 completamente y evitando de esta manera que desaparezca por completo por reacción con el cuarzo de la matriz.

La estaurolita también se encuentra en rocas pelíticas que no han desarrollado cloritoide (es decir, aquellas rocas cuya representación en el diagrama AFM está por debajo de la línea de unión del granate y la clorita: fig. 6.3 a). En estas rocas la estaurolita se forma por medio de la reacción discontinua

granate + moscovita + clorita ↔ estaurolita + biotita + cuarzo + H2O. (6.5)

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, biotita, moscovita y cuarzo. Esta asociación se muestra en la figura 6.3 (b), junto con la asociación granate + biotita + estaurolita + moscovita + cuarzo. La diferencia entre las figuras 6.3 (a) y 6.3 (b) es la sustitución de la tie-line granate-clorita por la tie-line estaurolita-biotita. Como resultado 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 (es decir, composiciones como X, Y, Z en la figura 6.2).

La reacción (6.5) 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, moscovita o clorita) se agota. Cuando esta reacción termina, aun se puede forma algo de estau-rolita por medio de la reacción continua entre las fases restantes. Por ejemplo, si se ha agotado el granate (que es lo más habitual):

moscovita + clorita ↔ estaurolita + biotita + cuarzo + H2O. (6.6)

6.2.5. Zona de distena

La zona de distena del metamorfismo regional barrowiense se caracteriza por la presencia de una serie de asociaciones minerales, incluyendo la asociación de la zona de estaurolita granate + estaurolita + biotita (+ moscovita + cuarzo), además de otras típicas de esta zona que incluyen distena: distena + estaurolita + biotita (+moscovita + cuarzo) ó distena + biotita (+moscovita + cuarzo). Estas asociaciones se representan en la figura 6.3 (c), que se diferencia del diagrama (b) en que la tie-line estaurolita-clorita ha sido reemplazada por la tie-line distena-biotita. Este cam-bio corresponde a la reacción discontinua

moscovita + estaurolita + clorita ↔ biotita + distena + cuarzo + H2O. (6.7)

La reacción (6.7) 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 6.3 b y c). Una vez que la asociación distena-biotita se ha formado por medio de la reacción (6.7), la distena puede seguir creciendo según la reacción continua

estaurolita + moscovita + cuarzo ↔ distena + biotita + H2O. (6.8)

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. 6.3 d). Esta reacción provoca, por

Page 107: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas

103

tanto, la formación gradual de distena en rocas que no contenían clorita en las condiciones P-T correspondientes a la zona de estaurolita.

6.2.6. 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. (6.9)

Sin embargo, el hecho de que sea habitual que parte de la distena permanezca en la zona de la sillimanita indica que esta reacción es muy lenta. Es muy probable que gran parte de la sillima-nita se forme por la descomposición 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. (6.10)

Aunque esto provoca la desaparición de la estaurolita del diagrama AFM (fig. 6.3 d), no es raro encontrar pelitas que ya no tienen moscovita en este grado, debido a que esta ha participado como reactante en muchas de las reacciones anteriores y ha sido consumida por completo. En estas rocas pelíticas sin moscovita, la estaurolita puede seguir existiendo, aunque esto no se puede reflejar en el diagrama AFM ya que no se puede utilizar con rocas que carecen de mos-covita.

6.2.7. Resumen

Las figuras 6.4 y 6.5 resumen las transformaciones que afectan a las rocas pelíticas durante el metamorfismo regional barrowiense. En la figura 6.4 se han recopilado las reacciones que mar-can los límites de zonas minerales (abreviados LZM en la figura) y se ha indicado qué reaccio-nes 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 marcan las condiciones de presión y temperatura para cada reacción en la figura 6.5. Se han distinguido dos tipos químicamente distintos de rocas pelíticas: las denominadas “normales”, que incluye la mayoría de las pelitas, y las etiquetadas como “otras pelitas”, que son más alumínicas y desarrollan cloritoide.

Page 108: Metamorfismo Todo

Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas Metamorfismo

104

Ctd + Qtz + Grt + H2O

(pelitas muy alumínicas)St

Grt + Ms + Chl + Bt + Qtz + H2OSt

Ms + Chl = St + Bt + Qtz + H2O

Ms + St + Bt + + Qtz + H2O

Chl Ky

Ms + St + Qtz = Bt + Ky + H2O

KySil

St + Ms + Qtz = Grt + Bt + Sil + H2O

Fengita + Chl + Ms + Qtz + H2OBt

Kfs + Chl+ Ms + Qtz + H2O

(semipelitas)Bt

Chl + Ms + Bt + Qtz + H2OGrt

Zona declorita

Zona debiotita

Zona degranate

Zona deestaurolita

Zona dedistena

Zona desillimanita

LZM Bt

LZM Grt

LZM St

LZM Ky

LZM Sil

PELITAS "NORMALES" OTRAS PELITAS

Ctd "out"

Chl "out"

St "out"

Bt "in"

Grt "in"

St "in"

Ky "in"

Sil "in"

Figura 6.4. Reacciones más importantes durante el metamorfismo regional barrowiense de las rocas pelíticas. Los números identifi-can cada una de las reacciones que marca un límite de zona mineral (abreviado LZM) y son los mismos que aparecen en la figura 6.5.

La figura 6.5 añade la información de presión y temperatura que le falta a la figura 6.4 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 coinciden con los de la figura anterior. 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 co-rresponde a una serie de facies de tipo barrowiense, ya que su gradiente aparente coincide con el de dicha serie de facies (véase la figura 5.5 del tema 5). En la figura 6.4 se pone claramente de manifiesto que las zonas minerales de Barrow se producen en unas condiciones P-T característi-cas de las facies de esquistos verdes y de anfibolitas. Esta es una conclusión importante, digna de recordarse.

Page 109: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas

105

Esqu

istos

azule

s

Eclogitas

Prenh-Pump

Esquistosverdes

Ceolitas

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl Cor. Px Sanidinitas

AnfibolitasAs

ociac

iones

de tr

ansic

ión

Bt "in"

Grt "in" St "in"

St "out"

Sil "in"Ky "in"

Asoc

iacion

es de

tran

sición

16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Pres

ión

(kba

r)

Temperatura (ºC)

Profundidadaproxim

ada(km

)DIAG

ÉNESIS

Figura 6.5. Las reacciones de la figura 6.4 (números encerrados en círculos o cuadrados) dibujadas sobre un diagrama de facies metamórficas. Se observa que las zonas minerales de Barrow (desde la zona de la biotita –Bt “in”–, hasta la zona de la sillimanita –Sil “in”–) coinciden con las facies de esquistos verdes y de anfibolitas.

Bibliografía

Referencias básicas

Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Capítulo 2, que es de donde se ha sacado este tema].

Otras referencias

Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Capítulo 7, con un tratamiento algo más avanzado que Yardley].

Page 110: Metamorfismo Todo

Tema 6: Metamorfismo barrowiense de las rocas pelíticas Metamorfismo

106

Page 111: Metamorfismo Todo

Índice analítico

A

agua ...............................................................16 actividad ....................................................18 cambio de fase ...........................................16 constante de disociación............................18 constante dieléctrica ..................................18 difusividad.................................................18 ebullición...................................................16 punto crítico...............................................17 viscosidad ..................................................18 volumen molar.....................................17, 18

aluminosilicatos.......................3, 56, 60, 85, 91 anfibolita..................................4, 26, 28, 33, 46 asociación mineral.........................................54 asociaciones compatibles ..............................60 aureola de metamorfismo ............................4, 9

B

bandas de deformación..................................36 Barrow, G.M. ..................6, 7, 8, 78, 79, 80, 93 batograda .......................................................91 batozona ........................................................91 blasto .............................................................31 blastomilonita ................................................45 bordes de subgrano........................................36 bordes suturados............................................36 brecha de falla ...............................................44

C

capacidad calorífica.......................................11 Carmichael, D.M. ..................75, 76, 89, 91, 93 cataclasita ..................................................5, 45 categorías composicionales

rocas calcáreas...........................................25 rocas calcosilicatadas ................................26 rocas cuarcíticas (silíceas) .........................25 rocas cuarzofeldespáticas ..........................27 rocas máficas .............................................26 rocas pelíticas ............................................25 rocas ultramáficas......................................25

Ch

charnockita ....................................................46

C

clímax metamórfico ...................................... 22 coeficiente de distribución ...................... 72, 97 coesita ............................................................. 5 componente................................................... 50 Coombs, D.S. .................................... 81, 84, 93 corneana........................................ 4, 32, 33, 46 cuarcita........................................ 25, 32, 36, 46

D

diagrama composicional ............................... 56 A’KF......................................................... 66 ACF........................................................... 66 ACS..................................................... 60, 67 AFM.............................................. 63, 97, 99 campo bifásico .......................................... 66 campo monofásico .................................... 65 campo trifásico.......................................... 66 CMS.......................................................... 67 MS............................................................. 58 MSH.......................................................... 61 proyectado................................................. 62

diagrama de fases.................................... 52, 55 diagrama P-T................................................. 56

campo divariante....................................... 56 curva univariante....................................... 56 punto invariante .................................. 56, 91

E

eclogita................................................ 4, 46, 84 equilibrio químico......................................... 49 esfuerzo......................................................... 14

desviatorio................................................. 15 Eskola, P. .......................................... 81, 82, 93 esquisto ........................................... 43, 44, 100 esquisto azul.................................................. 46 esquisto verde ......................... 4, 26, 45, 77, 82 esquistosidad................................................. 29

cristalofílica .............................................. 29 de crenulación ........................................... 29 de fractura ................................................. 30 externa....................................................... 34 foliación milonítica ................................... 30 gneíssica.................................................... 29 interna ....................................................... 34

Page 112: Metamorfismo Todo

Índice analítico Metamorfismo

108

pizarrosa ....................................................29 estilolitos .......................................................37 estructura .......................................................27 extinción ondulante .......................................35

F

fábrica............................................................27 lineal ..........................................................30 planar.........................................................28 plano-lineal................................................31

facies de anfibolitas .............................................84 de anfibolitas .............................................83 de anfibolitas con epidota..........................84 de ceolitas ............................................83, 84 de corneanas anfibólicas......................83, 84 de corneanas con albita-epidota ................83 de corneanas de albita-epidota ..................84 de corneanas piroxénicas.....................83, 84 de eclogitas ..........................................83, 84 de esquistos azules ..............................83, 84 de esquistos verdes ....................................84 de esquistos verdes ....................................83 de granulitas ................................83, 84, 101 de prenhita-pumpellyita.......................83, 84 de sanidinitas .......................................83, 84 de sub-esquistos verdes .............................84

facies metamórfica ........................................81 fase ................................................................49 filita .........................................3, 29, 33, 44, 96 fluido supercrítico .........................................17 fluidos metamórficos.....................................16 flujo térmico ..................................................12 foliación.........................................................28

primaria .....................................................29 secundaria..................................................29

fracción molar .......................................57, 100 fracturación hidráulica...................................15

G

geobarómetro.................................................86 geoterma ........................................................13

aparente .....................................................22 estacionaria................................................13 metamórfica...............................................22 transitoria.............................................14, 19

geotermobarometría.......................................77 geotermómetro.........................................73, 86 gneiss.......................................................43, 44 Goldschmidt, V.M.........................................50 gradiente geotérmico .....................................12

de campo ...................................................22 grado metamórfico ....................................6, 77 grados de libertad ..........................................52 granos nuevos................................................36 granulita.............................................32, 46, 77

greenstone ..................................................... 45

H

harina de falla ............................................... 44 Highlands............................................ 6, 95, 96

I

inclusiones fluidas......................................... 16 isograda..................................................... 8, 80 isograda de reacción...................................... 80

L

lamelas de deformación ................................ 36 límite de zona mineral................................... 79 línea de conjugación ................... Véase tie-line línea de coordinación .................. Véase tie-line línea de fracciones molares........................... 58 línea piezo-térmica........................................ 22 lineación........................................................ 30

de crenulación ........................................... 31 de estiramiento .......................................... 31 de intersección .......................................... 30 mineral ...................................................... 31

M

mármol ........................................ 24, 32, 46, 80 matriz ............................................................ 31 megacristal .................................................... 32 meta- ............................................................. 43 meta-arenita .................................................. 47 metabasalto ............................................. 26, 47 metabasita ..................................................... 47 metagabro ..................................................... 47 metagranito ................................................... 47 metagranitoide .............................................. 27 metamarga..................................................... 47 metamorfismo ............................................. 1, 3

aloquímico ............................................ 3, 24 barrowiense................................................. 8 cataclástico.................................................. 5 de choque .................................................... 5 de contacto .................................................. 4 dinámico...................................................... 3 dinamotérmico ............................................ 3 hidrotermal.................................................. 5

de fondo oceánico ............................... 4, 5 isoquímico............................................. 3, 24 límites.......................................................... 1 progrado.......................................... 8, 15, 21 progresivo ................................................... 8 regional ................................................... 3, 8

de enterramiento...................................... 4 orogénico ............................................ 3, 4

retrógrado........................................ 8, 16, 21 térmico ........................................................ 3 tipos............................................................. 3

Page 113: Metamorfismo Todo

Metamorfismo Índice analítico

109

metapelita 25, 47, 63, 64, 79, 80, 82, 83, 84, 87 metasomatismo..........................................3, 24 microestructura............................ Véase textura migmatita.......................................................46 milonita......................................................5, 45 mineral índice ................................................78 minerales índice...............................................8 Miyashiro, A......................................84, 85, 93

O

orientación preferente cristalográfica ............................................37 mineral.......................................................37

orto- ...............................................................43

P

para-...............................................................43 paragénesis ....................................................54 pizarra........................3, 4, 6, 28, 29, 33, 44, 96 plutón de Fanad ...............................................8 poiquiloblasto ..........................................32, 34 polimetamorfismo ...........................................6 porfidoblasto .................................................31

postectónico...............................................35 pretectónico ...............................................35 sintectónico................................................35

porfidoclasto..................................................31 presión ...........................................................14

confinante ..................................................14 de fluido ....................................................15 efectiva ......................................................15 litostática ...................................................14

protocataclasita..............................................45 protolito .....................................................3, 23 protomilonita .................................................45 psudotaquilita ................................................45 punto triple ....................................................52

Q

quemografía...................................................56

R

reacción metamórfica terminal......................................................90

reacciones metamórficas .........................49, 69 continuas....................................................70 de descarbonatación ..................................74 de deshidratación.......................................73 de desvolatilización ...................................73 de intercambio catiónico ...........................72 discontinuas...............................................69 en sistema abierto ......................................74 en sistema cerrado .....................................74 iónicas........................................................75

reacciones químicas.......................................67 red petrogenética ...........................................86

regla de las fases ........................................... 50 roca calcosilicatada ............................. 4, 46, 80 rocas metamórficas

categorías composicionales....................... 24 texturas...................................................... 27

S

series de facies matamórficas barrowiense............................................... 95 de Buchan ................................................. 95

series de facies metamórficas........................ 84 barrowiense............................................... 85 de Buchan ................................................. 85 de metamorfismo de contacto ................... 85 franciscana ................................................ 85 Sanbagawa ................................................ 85

serpentinita.................................................... 46 sistema químico ............................................ 49

ACS..................................................... 60, 67 ASH .......................................................... 69 CMSH-CO2 .............................................. 67 divariante .................................................. 51 invariante .................................................. 52 KASH ................................................. 71, 90 KFMASH...................................... 63, 86, 97 KNASH..................................................... 70 MS............................................................. 58 MSH.................................................... 58, 61 NASH ....................................................... 71 univariante ................................................ 51

skarn.............................................................. 46 sombras de presión........................................ 37 stishovita ......................................................... 5 subgranos ...................................................... 36 sustitución de Tshermack.............................. 65

T

tectonita......................................................... 44 temperatura ................................................... 11 textura ........................................................... 27

anisótropa.................................................. 28 blastoporfídica .......................................... 33 coronítica .................................................. 33 granoblástica ....................................... 28, 32 granolepidoblástica ................................... 33 granolepidoporfidoblástica ....................... 33 granonematoblástica ................................. 33 granoporfidoblástica ................................. 33 isótropa ..................................................... 28 lepidoblástica ............................................ 33 nematoblástica .......................................... 33 nodulosa.................................................... 33 poiquiloblástica......................................... 33 porfidoblástica .......................................... 33

tie-line ............................................. 60, 97, 100 Tilley, C.E......................................... 77, 80, 93

Page 114: Metamorfismo Todo

Índice analítico Metamorfismo

110

trayectoria P-T-t ............................................21 trayectorias P-T-t...........................................18

pico térmico...............................................22 triángulo de fracciones molares.....................59

U

ultracataclasita ...............................................45 ultramilonita ..................................................45

V

variables dependientes ..............................................54 independientes...........................................53

vector de fase.................................................57 venas..............................................................37

Z

zona metamórfica............................................ 6 de biotita ............................................... 7, 96 de clorita ............................................... 7, 96 de distena ............................................ 7, 101 de estaurolita ....................................... 7, 100 de granate.............................................. 7, 97 de sillimanita....................................... 7, 101

zona mineral.................................................. 78 zonas abrigadas ............................................. 37 zonas de Barrow ............................... 79, 95, 96 zonas de Buchan ........................................... 79


Top Related