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Tema 5 – Metamorfismo. Las rocas metamórficas mas importantes.

1. INTRODUCCIÓN

Es sabido que los magmas se generan al fundir las rocas del manto superior y las de la corteza inferior. Pero antes de que tenga lugar la fusión parcial o total, y como respuesta al aumento de presión y temperatura, además de los aumentos de presión de vapor de agua y presión del CO2, las rocas sedimentarias e ígneas sufren una serie de transformaciones mineralógicas y frecuentemente texturales, y como consecuencia de ellas se trasnfroman en las llamadas rocas metamórficas.

2. METAMORFISMO

El metamorfismo puede ser definido: “como el conjunto de procesos que tienen lugar en las rocas sedimentarias, ígneas e incluso en las ya metamorfizadas por debajo de la temperatura en la que comienza la fusión, de tal manera que el límite superior del metamorfismo geológico corresponde a la temperatura a la que tiene lugar el comienzo de la fusión de las rocas”.

El límite superior del metamorfismo se puede cifrar entre los 700 y 900°C. Mientras que el límite inferior del metamorfismo se sitúa en los 150°C aproximadamente, que es la temperatura a la que se supone que han tenido lugar ya los fenómenos de diagénesis.

Las transformaciones mineralógicas en el fenómeno de metamorfismo van a estar condicionadas, además de por las presiones y temperaturas anteriormente mencionadas, por la composición del material que se está metamorfizando, ya que la migración química no es importante.

Se puede partir de distintos grupos composicionales:

– Las rocas metamórficas derivadas de las rocas ígneas acidas, presentarán un alto contenido en cuarzo, como consecuencia de su muy alto contenido en SiO2 y baja proporción en micas, granates y feldespatos.

– Las que proceden de rocas básicas, estarán constituidas por clorita. actinolita y epidota, por su bajo contenido en SiO .

– Ya en las ultrabásicas, la constitución será a base de ferromagnesianos como la hornblenda, orto y clino-piroxenos plagioclasas.

– Las que provienen de las pelitas se caracterizan por la abundancia de micas, de minerales altamente alumínicos (andalucita, sillimanita, dístena, cordierita y granate), también de estauroíita, cloritoide, feldespatos y cuarzo.

En el caso de las rocas calcáreas tenemos dos posibilidades, si las rocas calcáreas están constituidas únicamente por CO3Ca, el metamorfismo las transformará en mármoles, pero si además contienen SiO2 y MgO, se originan minerales como la tremolita, diópsido, wollanstonita, etc., si además tienen A1203, se formarán epidota, plagioclasa y hornblenda.

3. PROCESOS METAMÓRFICOS

La existencia de fluidos microcristalinos en pequeñas cantidades, provoca en las rocas metamórficas, rea-cciones entre los minerales, puesto que sirve de vehículo para los iones que se movilizan; de ahí que las reacciones metamórficas guarden mucha relación con las que se producen en solución, con la diferencia de que aquí la cantidad de disolvente es muy pequeña.

La mayoría de los minerales componentes de las rocas no están en equilibrio mutuo por causas ya sabidas, de ahí que exista una tendencia a la reorganización de sus átomos e iones apenas cambien las condiciones termodinámicas; sólo las rocas monomineráíicas podrán continuar estables aunque bajo una nueva presión y temperatura.

Es a los 300°C cuando empiezan verdaderamente las reacciones metamórficas, las cuales van aumentando de velocidad y, por lo tanto, de extensión de área afectada ya que la actividad de los fluidos intersticiales y la velocidad de difusión es proporcional a la temperatura. Si esta situación continúa, los minerales originales vuelven a encontrarse en condiciones inestables para ellos.

Así pues, para rocas distintas, el efecto del metamorfismo será distinto y los reajustes mineralógicos serán de naturaleza variable; pero también para !a misma roca, el metamorfismo da lugar a minerales distintos en relación con la intensidad de la temperatura y presión que les hayan afectado.

Los procesos relacionados con estos agentes metamórficos son los siguientes:

3.1.Brechificación

Como consecuencia de los rozamientos que se originan entre porciones de la corteza cuando se dan deslizamientos entre ellas (fallas y mantos de corrimiento), predomina la presión dirigida, los materiales son triturados masivamente cerca de la superficie de deslizamiento; este fenómeno origina unas rocas que en general se denominan cataclásticas. Según la intensidad del proceso se dan situaciones con nombres concretos:

– Cataclasitas, en las que dominan los mecanismos de deformación de microfacturación.

– Milonitas, en las que dominan los mecanismos de deformación plástica.

El metamorfismo dinámico, en zonas de falla, produce una importante reconstrucción textural y/o estructural de la roca, lo que puede ir acompañado también de cambios mineralógicos y químicos (ej. importante hidratación de la roca).

3.2.Reorientación

A valores máximos de la presión, los materiales no responden sólo con la deformación o la rotura, sino que tienden a reorientarse según la orientación de mínima resistencia a las fuerzas actuantes.

En los procesos dinámicos que tienen lugar tanto durante el enterramiento progresivo de los sedimentos en una cuenca, como en las orogenias que posteriormente sufren estos materiales, se produce una reorientación de los minerales que presentan hábito tabular, como los filosilicatos (micas, clorita, illita, etc…), de modo que se disponen con el eje más alargado del mineral perpendicular a la dirección del esfuerzo (bien sea la carga litostática de la pila sedimentaria situada por encima o por las presiones dirigidas generadas en una orogenia). Esta reestructuración de la fábrica que tiene lugar principalmente en rocas constituidas en gran parte por filosilicatos, origina una importante anisotropía en la roca, generándose unos planos de fisibilidad o esquistosidad, paralelos a la orientación preferente adquirida por los filosilicatos, a favor de los cuales se produce la separación de la roca en hojas o lajas.

Si la fisibilidad se debe a la carga litostática de las etapas sedimentarias y metamorfismo inicial, se conoce como fisibilidad de carga. La resistencia preferente que tiene lugar durante las etapas orogénicas posteriores da lugar a una esquistosidad de primera fase tectónica o de plano axial, llamada así porque se orienta paralelamente a la traza de los planos axiales de los pliegues originados simultáneamente.

3.3.Deshidratación

A consecuencia del incremento de temperatura, el primer efecto que se deja sentir en las rocas es la deshidratación de las mismas. El agua intersticial que queda es la primera en ser movilizada. En segundo lugar, se moviliza el agua de los minerales hidratados, como, por ejemplo, el yeso que pasa a anhidrita.

También el agua que se encuentra en forma hidroxílica en algunas especies minerales como el talco, por ejemplo, puede perderse y dar lugar a otros minerales sin los grupos hidróxilos:

3.4.Recristalización

Si la temperatura sobrepasa los 300°C, incrementa la movilidad de las partículas; debido a ello, podrán reorientarse y reagruparse de forma que aumente el tamaño de grano y la cristalinidad de la roca. En el caso de rocas con abundante cantidad de materia amorfa o micro-cristalina, dicha movilización favorecerá una recristalización importante a favor de los microlitos, que funcionan como gérmenes de recristalización. Las rocas carbonatadas y la sílice son enormemente movilizables. Esto explica la formación de buenos mármoles o de cuarcitas de tamaño de grano notable sin necesidad de un gran incremento de temperatura.

3.5.Reajustes mineralógicos

Es lo más llamativo de los procesos metamórficos en las rocas. Si el incremento de temperatura es acusado y la composición química total de la roca favorece, se llevan a cabo reacciones químicas entre los diferentes componentes de la roca.

Un ejemplo clásico, cuando la presión no es muy grande, es el de la descomposición de los carbonates en los óxidos anhidros correspondientes son reacciones que indican un incremento térmico predominante.

Al ser óxidos muy ávidos por el agua, rápidamente captarán hidróxilos, pasando a hidróxidos, minerales típicos de aureolas de contacto en intrusiones (brucita, por ejemplo).

Si interviene además la presión, el fenómeno anterior no se da y tienen lugar otros, entre los minerales componentes, por ejemplo, forma piroxenos calcicos o plagioclasas anortíticas y el C02 emigra en disolución para reaccionar más tarde con otras rocas.

En la figura 1 se dan algunas de las isogradas (curvas que unen puntos de misma temperatura de formación de minerales) de transformación de unos minerales en otros, para condiciones concretas de presión y temperatura.

4. TIPOS DE METAMORFISMO


4.1. Metamorfismo de presión o dinamometamorfismo

El fenómeno de subsidencia en el geosinclinal no es lo suficientemente avanzado para que las rocas más profundas lleguen a las proximidades del magma; dichas rocas están sometidas únicamente a una fuerte presión, dirigida en un determinado sentido, que solamente produce alteraciones en la estructura, es decir, puramente mecánicas.

Este tipo de metamorfismo se producirá, pues, en las zonas corticales más superficiales, cuando han estado sometidas a los efectos de fuertes presiones orogénicas tangenciales, a consecuencia de las cuales se han producido principalmente deformaciones tectónicas y procesos de trituración y reorientación dando como resultado brechas y milonitas con una marcada linearidad y esquistosidad. Esto es frecuente en la base de los mantos de corrimiento.

Si la roca sufre efectos de dos procesos tectónicos sucesivos, aparecen en ella dos planos de esquistosidad superpuestos, siendo más visibles los planos de disyunción de la posterior que los de la anterior, los cuales presentan micropliegues.

Cuando la exfoliación es extensa y desarrollada, se puede llegar a perder la estratificación original de la roca, quedando sólo los planos de esquistosidad, que en muchos casos se confunde con la estratificación.

Está claro que todos estos procesos se producen en lo que podemos llamar un tipo de dinamometamorfismo, que es el denominado de carga litostática.

Es un metamorfismo, isoquímico ya que debido a la baja temperatura no existen cambios mineralógicos apenas, ni, por lo tanto, químicos.

Aunque a nivel local en el desplazamiento de grandes bloques se produzcan temperaturas elevadas, llegándose a casos de fluidificación y vitrificación de las rocas, esto ocurre en las llamadas blastomilonitas, donde además se han producido fenómenos de recristalización; y en las ultramilonitas, donde debido a una intensa fricción los componentes llegan a fundir.

4.2.Metamorfismo térmico o de contacto

Debido al ascenso de magmas a zonas superficiales de la corteza terrestre, bien a través de fracturas o por diferencias de densidad, la cuestión es que entre el magma ascendente y las llamadas rocas encajantes frías existe una considerable diferencia de temperatura.

Debido a esto en la zona de contacto, entre ambas masas, se producen transformaciones notables en la composición de las rocas sedimentarias, que dan lugar a una aureola metamórfica alrededor de la masa magmática consolidada.

El metamorfismo térmico sólo afecta a una extensión limitada en torno a la roca magmática que la ha originado, sólo un espesor de unos cuantos metros, algunas veces centenares.

Debido a la rapidez del proceso las rocas sedimentarias no han sido profundamente transformadas, conservando muchos de los rasgos de su estructura inicial y de su composición mineralógica primitiva, sin haberse llegado a un verdadero equilibrio físico-químico, entre la roca plutónica y las rocas sedimentarías que la rodean.

Las rocas resultantes de este tipo de metamorfismo suelen tener como minerales más significativos: la quiastolita (variedad estructural de la andalucita, reloj de arena), cordierita, wollastonita, epidota y vesubiana.

En general, se puede dar metamorfismo térmico en donde ocurra un incremento de temperatura, no acompañado de presión importante.

Así, se puede producir por contacto con rocas volcánicas en condiciones ambientales, por lo que el tiempo de influjo es despreciable, y la intensidad de los reajustes mineralógicos es pequeña y la zona de contacto muy estrecha. La bauchita y la taquilita son rocas ricas en alúmina, procedente de sedimentos fundidos en esta situación.

Las rocas metamórficas más frecuentes de este metamorfismo térmico son las corneanas y cornubiatitas albítico-epidóticas. A 540°C, las cornubiatitas con hornblenda y a 630°C, las cornubiatitas piroxénicas.

4.3.Metamorfismo regional o dinamotérmico

Se desarrolla en forma progresiva, desde zonas superficiales de la corteza terrestre hasta las más profundas de los geosinclinales, a medida que van aumentando la presión y la temperatura debido al fenómeno de subsidencia de la cuenca, por ello al ser un fenómeno gradual, las rocas sedimentarias convertibles en metamórfícas formarán seríes, en las que se puede apreciar un aumento progresivo de las transformaciones.

Estas series se pueden observar en las zonas axiales de los macizos montañosos, donde la acción combinada de los procesos de elevación isostática y denudación han puesto al descubierto las zonas más profundas del geosincíinal, pudiendo seguirse la serie completa desde las zonas periféricas hasta la zona axial, donde aparecen las rocas de metamorfismo más acusado. (Figura 4)

Las zonas del metamorfismo reciben diversos nombres de acuerdo con su situación o con las rocas especiales que las caracterizan. Las zonas se clasifican por la aparición y desaparición de nuevos minerales, debido a las nuevas condiciones de estabilidad de la presión y la temperatura.

Dentro de una serie metamórfica recibe el nombre de zona, el espacio ocupado en la serie estratigráfica, por las rocas donde aparece un determinado mineral, el cual se designa por mineral índice de dicha zona.

Así el paso de la zona de las micacitas superiores a las inferiores viene definido por la desaparición de la clorita, y el de las micacitas inferiores a los gneis se caracteriza por la aparición de la ortosa.

Otra concepto importantes es el de facies metamórficas que tiene un sentido físico-químico, en lugar de profundidad como ocurre con las zonas.

En un intervalo determinado de presiones y temperaturas se dice que una roca pertenece a una determinada facies, cuando la asociación de minerales que en ella aparecen es estable dentro de este intervalo físico. Se designa paragénesis a minerales típicos de cada uno de estos intervalos.

Estas paragénesis serán muy distintas, según la composición química que exista; de ahí que la misma facies pueda estar representada por paragénesis muy diferentes, en rocas distintas.

Sin embargo, desde hace mucho tiempo, se ha convenido en establecer tres grados para el metamorfismo regional, referidos a su intensidad, dependiendo de que los incrementos de presión y temperatura sean moderados, de mediana intensidad o elevados (lo cual viene indicado por los minerales índice que se encuentran en la roca). Se habla de:

– Metamorfismo de «bajo grado

– Metamorfismo de «grado medio

– Metamorfismo de «alto grado».

El metamorfismo profundo puede considerarse un caso particular del metamorfismo regional, en el que la presión orientada es nula o muy pequeña. Se da en fosas profundas en las que la subsidencia es muy intensa.

La textura de las rocas sometidas a este tipo de metamorfismo no es, por lo general, esquistosa, sino análoga a las de las rocas del metamorfismo de contacto, conservándose muchas veces, rasgos de las texturas y estructuras originales.

Cuando la profundidad es de decenas de kilómetros y la presión superior a los 10 kilobares, las rocas generadas aparecen en superficie en contados casos, hacen falta grandes convulsiones litosféricas para que estas regiones puedan aflorar.

4.4. Polimetamorfismo

En el metamorfismo regional, los materiales se ven sometidos a varios procesos metamórficos, de características e intensidades diferentes y en tiempos distintos. Esto es como consecuencia de que el metamorfismo va asociado a procesos orogénicos, que como se sabe tienen lugar en ciclos de diversas fases de intensidad y temperatura.

Esto explica, que las rocas de las zonas internas de las cordilleras montañosas, muestren asociaciones minerales que corresponden a fases metamórficas distintas, a esto es a lo que se llama polimetamorfismo.

De ahí que no se pueda, en general, interpretar la composición y textura de una roca metamórñca como resultado de un solo proceso de metamorfismo; resulta pues, imprescindible, deducir qué minerales mantienen entre sí relaciones texturales que demuestren pertenecer a la misma fase; cuáles han sido las condiciones termodinámicas de la misma; y qué vestigios quedan de las fases anteriores, porque las reacciones no hayan tenido tiempo de sustituirlos totalmente por los nuevos.

Es imprescindible, pues, para Ja reconstrucción de las distintas fases orogénicas y poder alcanzar una idea, más o menos aproximada, de la historia de la cordillera, realizar la distinción de las sucesivas fases, sus asociaciones minerales y su secuencia cronológica.

4.5. Metamorfismo retrógrado

Es el conjunto de cambios mineralógicos producidos en una roca metamórfica que conducen a la formación de minerales de más baja temperatura que los originados en las fases anteriores. Al necesitar, las reacciones de este tipo, fluidos intersticiales, se piensa que quizá, la mayoría de las veces, el metamorfismo retrógrado esté ligado a intrusiones ígneas tardías que los aportarían; pero existe la posibilidad de que en las nuevas condiciones de presión y temperatura creadas, se libere agua de algunos minerales que la contienen y ésta favorezca ya al resto de las reacciones.

Se pueden citar ejemplos muy claros de estas reacciones, en las que algún mineral es sustituido por otro u otros, que se desarrollan como pseudomorfos de aquél; la ortosa, por ejemplo, se convierte en un agregado laminar de sericita; la cordierita se transforma en un agregado laminar de seritas y sericita; la biotita, los granates y los anfíboles se cloritizan y los piroxenos se transforman en anfíboles fibrosos (uralitización).

5. AMBIENTES METAMÓRFICOS

Por ambientes metamórficos entendemos aquellos lugares en los que pueden ocurrir los procesos metamórficos antes mencionados, son varios los puntos de la corteza terrestre donde se da metamorfismo, debido a los procesos orogénicos; podemos hablar, pues, de ambientes o zonas, que son:

– Zonas de dorsal oceánica.

– Zonas de arcos de isla.

– Zonas de interplacas.

– Zonas de margen continental activo.

– Zonas de fallas transformantes

En cada uno de ellos ocurren diferentes procesos y diferentes tipos de metamorfismos dependiendo de la presión y la temperatura o de la presencia o ausencia de fases líquidas.

6. CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCASMETAMÓRFICAS

Son rocas que se originan en los procesos anteriormente mencionados y en los lugares citados en el punto anterior, que se significan por una estructura y textura característica y también por una composición química y mineralógica determinada. Todas provienen de rocas preexistentes.

6.1. Composición química

Las reacciones metamórficas están regidas por la regla de las fases que se expresa por la fórmula: F + L=C + 2enla que L representa los grados de libertad, es decir las condiciones físicas variables (presión y temperatura en nuestro caso), C es el número de componentes que reaccionan entre sí y F es el número de fases independientes producidas en la reacción (minerales y sustancias fluidas). Esta regla permite predecir cuántos minerales distintos pueden formarse en una reacción metamórfica, a condición de que sean conocidas las variables del sistema y estén determinados sus componentes. Las variables de las reacciones metamórficas deben ser, al menos, dos (las asociaciones normales de minerales son estables, en un cierto intervalo de presión y/ó temperatura) o incluso más; esto se debe a que la estabilidad de los productos de muchas reacciones dependen de los diversos tipos de presión que se consideren (presión de carga orientada, de la fase fluida o del dióxido de carbono, desempeñar un papel importante la presión parcial de oxígeno). En estas condiciones, el número de productos que se origina en las rocas metamórficas (F) es igual o menor que el número de componentes de las reacciones (C).

Los componentes fundamentales de las rocas metamórficas son los elementos o grupos de elementos de similar comportamiento geoquímico; por ello, pueden sustituirse mutuamente en el retículo cristalino de los minerales durante el metamorfismo; la composición de la roca metamórfica resultante dependerá, por tanto, de sus relaciones cuantitativas.

La sustancia más abundante es la sílice, que se encuentra en forma de cuarzo o combinada con otros elementos formando silicatos, los minerales pobres en sílice como el olivino y los piroxenos son raros.

La alúmina también aparece en importante proporción, combinándose con la sílice para formar una variada gama de silicatos alumínicos (andalucita, dístena, sillimanita) o aluminosilicatos (feldespatos, estaurolita).

El ion ferroso origina minerales ferromagnesianos debido a su mayor radio iónico; existe un comportamiento parecido entre el ferroso, magnésico y manganeso que explica, por ejemplo, la amplia variabilidad de composición química de los granates.

Sin embargo, el ion férrico puede constituir minerales propios (hematites o magnetita, dependiendo de la temperatura), o puede sustituir al aluminio en muchas redes de silicatos, por lo que muestra un comportamiento similar a éste.

El calcio entra en muchos minerales (calcita, wollastonita, piroxenos, anfíboles, epidotas, plagioclasas, etc.).

El sodio, que forma parte de las plagioclasas albíticas, entra en el retículo de algunas micas, sólo como en la paragonita o junto con el potasio como en la glauconita; en grados elevados del metamorfismo entra también en los anfíboles sódicos y en los piroxenos.

El potasio como constituyente fundamental de la moscovita y de la biotita, en los grados bajo y medio del metamorfismo, entra muy frecuentemente, en los grados altos aparece en la ortoclasa. A altas temperaturas, se le encuentra en pequeñas cantidades de hornblenda.

Entre el resto de elementos, solamente el titanio y el fósforo merecen una cita. El primero, aparece en la ilmenita y rutilo de las rocas de alta temperatura y en las titanitas de las rocas calcicas, también en sustitución del ion férrico, como ocurre en la biotita y la augita. El segundo forma el apatito.

El agua se presenta como agua de hidratación, en las ceolitas y minerales asociados en materiales de metamorfismo de baja temperatura y alta presión (que impide que emigre), también aparece como grupos hidrófilos, en minerales de grado bajo y medio de metamorfismo (cloritas, micas, epidotas y anfíboles), falta totalmente en minerales de grados altos.

De acuerdo con todo esto, la composición de una roca puede representarse casi siempre en un diagrama ternario, para el estudio del metamorfismo existen dos tipos:

– El ACF (aluminio, calcio, hierro) de vértices: 1) alúmina y férrico, 2) Oxido calcico, 3) Fe2+ Mg Mn2+.

– AKF (aluminio, potasio, hierro) de vértices: 1) igual ACF, 2) Potasio y 3) igual.

Este diagrama temario se incorpora si la proporción de potasio u otros elementos alcalinos es importante, y se sitúa invertido respecto al otro, como se aprecia en la figura 5, donde se pueden ver ambos sistemas.

6.2. Composición mineralógica

Además de prácticamente todos los minerales que aparecen en las rocas ígneas (excepto los minerales pobres en sílice, olivino, piroxenos y feldespatoides), en las rocas metamórficas aparecen minerales exclusivos de ellas, que son utilizados como minerales indicadores del metamorfismo e indican los intervalos de presión y temperatura, en que se ha realizado el metamorfismo sufrido por la roca; son los llamados «minerales índice» (figura 6), como vimos anteriormente. Estos son:

Cuarzo Es el de la roca primitiva y es componente fundamental de muchas metamórficas. También puede ser de neoformación. En aureolas de intenso metamorfismo térmico se puede formar tridimita, que al enfriarse pasa a cuarzo.

Plagioclasas No suelen ser zonadas, su contenido en anortita puede ser indicador del grado de metamorfismo alcanzado. Los términos albíticos, estables hasta los 550°C (a presión baja o media), pasan gradualmente a plagioclasas más calcicas, si la composición química global de la roca lo permite; así se puede encontrar bitownita en algunas rocas metamórficas de temperaturas muy elevadas (granulitas).

Ortoclasa Es estable a cualquier temperatura, su neoformación está restringida (si hay potasio suficiente en la roca) a los estadios más altos del metamorfismo, próximos ya a la migmatización.

Micas Muy abundantes, paragonita, moscovita y margarita son características de rocas metamórficas de temperaturas bajas o medias. La estilpnomelana se transforma en biotita al aumentar la temperatura. La biotita y flogopita se producen a temperaturas medias elevadas.

Clorita Es común en las rocas sedimentarias arcillosas y se conserva en las rocas metamórficas que no han sido sometidas a valores altos de presión y temperatura; también las rocas ígneas básicas las originan con facilidad en bajas condiciones de presión y temperatura; conforme sube la temperatura se empobrece en hierro que es sustituido por el magnesio, hasta que acaban reaccionando con otros minerales para formar moléculas más estables en esas nuevas condiciones, como biotita y granates.

Piroxenos y anfíboles Son de composición muy variada, típico del metamorfismo térmico de grado medio y elevado y del metamorfismo regional (especialmente los anfíboles, de este segundo tipo de metamorfismo). Los clinopiroxenos se forman a temperaturas inferiores que los ortopiroxenos. La Wollastonita con una estructura muy cercana a la de los piroxenos, es muy frecuente en las proximidades de las intrusiones ígneas. Los piroxenos sódicos sólo se forman a presiones muy altas.

Entre los anfíboles, los términos no alumínicos de la serie tremolita actinolita, y de la serie cumingtonita-grunerita y, de la antofilita (rómbicos) son prácticamente exclusivos de las rocas metamórficas, mientras que la hornblenda típica de muchas anfibolitas, también la encontramos en las series ígneas. La Glaucofana es típica de rocas metamórficas de alta presión.

Granates Todos los términos de las series isomorfas de los granates están ampliamente representados en las rocas metamórficas. A temperaturas moderadas se forman los ricos en Mn (espesartina) o en calcio, pero, a temperaturas crecientes, ambos elementos son sustituidos por el hierro formando el almandino que entra en proporción y que como se puede apreciar es indicador del grado de metamorfísmo. Entre los granates calcicos es la grosularia la más frecuente en rocas metamórficas, que provienen de rocas carbonatadas, también aparece en rocas de este tipo que han sufrido metasomatismo.

El granate piropo (magnésico) es típico de grandes presiones (mayores de 15.000 atmósferas).

Olívino Mineral raro en rocas metamórficas, encontrándose en rocas ricas en Mg y Fe, tanto en el metamorfismo térmico como en el regional.

Epidota En rocas producidas por metamorfismo regional y de contacto, a temperatura baja o intermedia; a mayor temperatura son inestables y originan anortita, con liberación del resto de los componentes. A temperaturas y presiones moderadas, en el metamorfísmo regional de grado bajo, las plagioclasas sodicocálcicas se descomponen en albita, epidota y calcita («sausuritización»), a temperaturas superiores a los 550°C vuelve a entrar el calcio, en cantidades crecientes, en eí retículo de las plagioclasas, mientras que la epidota desaparece de manera progresiva.

Otros minerales de composición semejante a las epidotas, y frecuentes en las rocas metamórficas regionales de bajo grado, son la lawsonita y la pumpellyta; a menudo están acompañados de algunas ceolitas (laumontita).

En las rocas calcáreas metamorfízadas, especialmente por contacto, existen minerales ricos en calcio, además de los granates; silicatos de calcio (vesubiana, wollastonita), piroxenos del grupo del diópsido, epidotas, calcitas y otros carbonates. Las dolomías sometidas a metamorfísmo de contacto dan mármoles dolomíticos, con óxido e hidróxido de magnesio (periclasa y brucita respectivamente) e incluso, olivino rico en forsterita.

Los minerales con elementos volátiles (boro y flúor) se encuentran en rocas sometidas a procesos metasomáticos. Destacan la turmalina y la axinita, escapolita, el apatito (fluorapatito), monticellita, prehnita y lepidolita.

El hábito plano a laminar aparece con frecuencia en rocas del metamorfísmo regional en que la presión orientada es importante, los más frecuentes son: la clorita, el talco y el grafito.

Andalucita-sillimanita y distena Son minerales constituyentes de las rocas metamórficas, considerados como fundamentales. En condiciones de metamorfismo térmico de alto grado, estos silicatos alumínicos puros pueden dar origen a la formación del Corindón y la Mullita.

Estaurolita y cordierita Son frecuentes del metamorfismo regional de grado medio y alto respectivamente, la cordierita, también, en el metamorfismo de contacto.

6.3.Estructuras metamórficas

Existen estructuras muy manifiestas, debido a que durante el proceso de metamorfismo, actúan casi siempre presiones unilaterales, de origen tectónico, que deforman las rocas y son causa de que sus componentes queden orientados en forma definida, de acuerdo con las presiones o tensiones existentes. Incluso cuando se desarrollan o forman nuevos minerales, también quedan orientados. Por ejemplo. en la formación de una roca metamórfica cuyas condiciones son idóneas para la formación de la moscovita, clorita o biotita, que forman escamas aplanadas, se desarrollarán con mayor facilidad en el plano normal a la dirección de compresión máxima; todos quedarán orientados más o menos paralelos a este plano, y la roca podrá romperse, con mayor facilidad, paralelamente a las láminas de estos minerales hojosos.

Esta estructura se llama pizarrosa o también esquistosa y es muy frecuente en las rocas metamórfícas. Se percibe con facilidad sobre el terreno y constituye uno de los caracteres más patentes que permiten establecer un criterio para, a primera vista, distinguir las rocas metamórficas de las demás, aunque no todas las rocas metamórficas tienen pizarrosidad.

6.4.Texturas metamórficas

Como la formación y crecimiento de los minerales de origen metamórfico se producen en medio sólido, los minerales de neoformación tienen que ir ocupando, paulatinamente, el lugar de los minerales preexistentes y las texturas de las rocas metamórficas pueden denominarse, en general, Cristaloblásticas, que resultan del desarrollo de cristales a partir de varios núcleos de cristalización.

Pero la presión desempeña un papel importante, especialmente en el metamorfismo regional, y el volumen disponible es cada vez menor; por ello, para condiciones de mayor presión, los minerales formados son de red más compacta, y por lo tanto, más densos, y estas rocas (eclogitas y granulitas) son muy densas. El incremento de temperatura favorece la expulsión del agua del interior de ciertos minerales; de ahí que ceolitas, cloritas y epidotas no se encuentren en el metamorfismo de alta temperatura.

En cuanto a la forma de los minerales, habrá que distinguir entre los que presentan formas cristalinas bien definidas (Idioblastos) y los que casi siempre tienen contornos irregulares (Xenoblastos). Los idioblastos penetran en los cristales de los minerales ya existentes, deformándolos y, en los espacios que quedan, van formándose los xenoblastos, que por esta razón no pueden desarrollar sus caras.

Las texturas más importantes son:

– Granoblástica: formada por minerales granudos (no laminares) y sin orientación
dimensional visible. Los granos pueden ser del mismo tamaño (textura
granoblástica inequigranular) o con los bordes rectos o curvos con numerosas
uniones triples (textura granoblástica poligonal o en mosaico).

– En corona: se origina cuando un mineral se desarrolla en la periferia de otro preexistente, que queda parcialmente sustituido. La textura inversa en la que el mineral se conserva sólo en la periferia, se denomina: En atolón, frecuentes en granates de metamorfismo elevado que sufren metamorfismo retrógado

– Porfidoblástica: se caracteriza por la presencia de cristales (generalmente de una sola especie) de dimensiones superiores a las del grano medio de la roca. Suelen ser idiomorfos.

– Peciloblástica: se puede considerar como un subtipo de la porfidoblástica, en la que los cristales presentan zonados.

– Lepidoblástica: característico por la abundancia de cristales de hábito tabular y
laminar, con orientación subparalela.

– Helicitica: consiste en la inclusión generalmente de cuarzo en granate, en forma de espiral en el interior de un porfidoblasto; parece ser que esta textura se forma por rotación del cristal mientras crece; puede servir para detectar la dirección de los esfuerzos dirigidos que ha sufrido la roca que lo contiene (textura sintectónica).

– Esquistosa: en ella los componentes fundamentales de la roca se disponen en superficies paralelas, tanto más acusada cuanto mayor es la abundancia de minerales laminares (micas), en los esquistos se ve a simple vista. Si la reorientación de estos minerales es posterior a la cristalización de otros de blástesis más precoz, éstos pueden verse deformados, dejando un claro testimonio de las dos fases del metamorfismo.

– Gneisica: caso particular de la textura esquistosa cuando los minerales laminares se acumulan en láminas alternantes con los demás, dando un aspecto bandeado y que puede llegar a ser visible a simple vista. Esta clase de rocas paulatinamente puede pasar a magmática por la formación de venas pegmatoides.

7. LAS ROCAS METAMÓRFICAS MÁS IMPORTANTES

Las clasificaremos en función al fenómeno metamórfico que las origina, es decir, en función al tipo de metamorfismo.

7.1.Rocas de origen dinamometamórfico

Son rocas metamórficas producidas únicamente por efectos de presión; por lo tanto, el tipo de metamorfismo causante será el dinamometamorfismo de carácter isoquímico, ya que como es presumible sólo existirán cambios texturales y estructurales. Normalmente la presión o fuerzas que originan tales transformaciones provienen de deformaciones de tipo tectónico, especialmente en superficies de rozamientos entre grandes bloques de materiales. En casos excepcionales, a las deformaciones mecánicas acompañan reacciones debidas al incremento de temperatura que originan algunos minerales pero no son lo suficientemente intensas para dar un carácter aloquímico al dinamometamorfismo (cambios composicionales); estos minerales suelen ser la moscovita y la clorita.

Para su clasificación se distinguirán tres características:

– Roca originaria a partir de la cual se origina.

– Textura y estructura.

– Composición mineralógica.

Brechas Sus rocas primitivas son conglomerados, areniscas, limonitas y rocas silíceas.

La textura son minerales maclados mostrando pliegues (tipo plagioclasas), o maclas tipo calcita que pueden llegar a deformarse y desarrollar sistemas de superficie de exfoliación bien definidos, en último caso pueden sufrir una deformación difusa del retículo cristalino que se manifestará al microscopio en una extinción ondulante.

Los minerales laminares se reorientan, adoptando una textura foliada que recibe el nombre de «esquistosa», si la presión ha sido muy fuerte los contornos minerales se observarán o pulidos o rodeados de un fino polvo en todo el contorno del cristal.

Kakiritas Blastos sueltos en forma ovoide o elipsoide aplanada, procedentes del dinamometamorfismo en zonas de mucha presión.

Milonitas Reciben este nombre las Kakiritas cementadas y que provienen del dinamometamorfismo de arcillas y pizarras.

Biastomilonitas Son rocas metamórficas en las que abundan los minerales recristalizados.

7.2. Rocas de origen térmico

En estos procesos metamórfícos, es la temperatura la que alcanza altos valores y de ahí que sea el principal factor que influya en el cambio de la roca originaria; teniendo por lo tanto un metamorfismo de tipo aloquímico y con pocos cambios texturales.

Cornubiatitas cuarzofeldespáticas En general todas las rocas detríticas excepto las arcillas darán origen a este tipo de rocas, ya que tanto el cuarzo como el feldespato son minerales muy estables a altas temperaturas y no reaccionan entre sí, a Jo más que llegan es a recristalizar, tomando la roca una típica textura en mosaico al perder los granos su contorno. El grano será más grueso cuanto mayor sea la temperatura de transformación y por lo tanto la recristalización.

Cuarcitas Última etapa de las cornubiatitas cuando la temperatura llega a sus máximos valores tolerados para dichas recristalizaciones, son análogas a las que se forman en el metamorfismo regional pero sin la textura esquistosa que resulta del aplanamiento e isoorientación de los cristales de cuarzo.

El resto de minerales que se encuentran en las rocas detríticas suelen reaccionar entre sí y originar minerales parecidos a los que se suelen encontrar en las arcillas. Arcosas y grauvacas originan moscovita y biotita, llegando incluso a formar cordierita, granate y sillimanita en condiciones de más alta temperatura. El nombre de cuarcita proviene de la predominancia que generalmente tiene el cuarzo sobre los demás minerales.

A partir de rocas ígneas se obtienen rocas muy similares ya que lo único que puede ocurrir es una recristalización de los granos o matriz vitrea, ya que el resto constituía una asociación estable y en equilibrio a temperaturas muy similares a las que existen en el metamorfismo térmico.

Cornubiatitas aluminíferas Son las rocas que provienen del metamorfismo térmico de las arcillas no carbonatadas y que contienen gran cantidad de minerales alumínicos ya que la alúmina se encuentra en proporción elevada en los minerales de la arcilla.

Cornubiatitas con epidota Proceden de las arcillas calcáreas en las primeras fases del metamorfismo térmico.

Cornubiatitas con hornblenda, plagioclasas o granates Provienen de las arcillas calcáreas a mayor temperatura.

Cornubiatitas con biotita-cordierita y hornblenda Se originan en metamorfismos térmicos de 550° a 650°C. La biotita se forma a partir de la clorita y moscovita, y también a partir de éstas se pueden formar incluso andalucita, cordierita y hornblenda. Dependiendo de la relación Fe/Mn puede aparecer el granate almandino-espesartina. Si había calcio se produce una plagioclasa calcosódica a partir de la epidota.

Cornubiatitas con cordierita-silLimanita y ortosa Se originan cuando la temperatura sobrepasa ya la temperatura de 650°C, y con sanidina antes de pasar al estado de fusión. Moscovita y biotita contribuyen a formar feldespato potásico, originando en parte otros silicatos ferríferos como la hiperstena en vez de la hornblenda y la sillimanita en vez de la andalucita (fibrolita).

La textura de todas las Cornubiatitas es de tipo «granoblástica», a veces Porfidoblástica con cristales bien formados de andalucita, granate y no tan bien de cordierita. En el grado más alto se forma una hojosidad con separación de niveles alternantes de diferente composición mineralógica: Gneis de contacto, pero este término puede resultar equívoco ya que la procedencia de este tipo de rocas es muy variada y sus estructuras se pueden deber a diversos fenómenos, o heredadas.

Esquistos mosqueados Son los resultados de la transformación de las rocas arcillosas que se encuentran más alejadas de la intrusión y que presentan cierta fisilidad o esquistosidad heredada o producida por metamorfismo regional previo. El manchado o mosqueado se debe al grafito formado a partir de la materia orgánica o pequeñas porciones de material vitreo. En las áreas más cercanas a la masa ígnea, las manchas son debidas a la formación de moscovita y clorita a partir de minerales arcillosos. Los minerales de hierro se transforman en magnetita. La biotita se forma a partir de la clorita y moscovita; se presenta en pequeños cristales laminares dispuestos sin orientación preferente. Si existe predominio de Al sobre K-Fe~Mg, en vez de biotita se forma cordierita, y si faltan estos segundos, se formará andalucita. Al principio todos los minerales forman pequeños glóbulos con inclusiones mal diferenciadas, pero pasarán a formas idioblásticas al progresar el metamorfismo (andalucita).

Mármoles Se producen por metamorfismo térmico de las rocas carbonatadas. Están constituidos por calcita granular homogénea. Se forman por la recristalización de las rocas calizas, debido a que los fluidos intergranulares permiten la acumulación de iones sobre granos grandes a costa de la pérdida de los pequeños. En el caso de que en lugar de calizas tengamos dolomías, se denominarán mármoles dolomíticos, pero en este caso sólo si la temperatura no es muy alta, porque la dolomita es inestable en esas condiciones y se descompone dando calcita y silicatos de magnesio y calcio.

Si las condiciones de presión permiten la pérdida de CO7, se formarán los óxidos correspondientes; periclasa (Mg2O) que pasa rápidamente a brucita (MgOH).

Calcófidos Se producen por el metamorfismo térmico de margas y calizas impuras. Reaccionan el carbonato y la sílice para dar wollastonita, grosuíaria, vesubiana y anortita dependiendo de la temperatura. Estos minerales alcanzan porcentajes importantes en este tipo de rocas.

Grafito La condición fundamental es que se den altas presiones para impedir el escape del carbono del carbón o hidrocarburos en compañía del agua. Entonces el metamorfismo térmico formará a partir de las rocas carbonosas el grafito por enriquecimiento total en carbono con pérdida total del resto de los componentes. El grafito queda disperso en la masa de roca debido a las presiones orientadas,

Cornubiatitas anfibolicas y olivinicas Se originan por el metamorfismo térmico de rocas básicas y ultrabásicas. El incremento de temperatura determinará la existencia de unos u otros minerales. En las rocas básicas el incremento de temperatura desencadenará las reacciones de la serie de Bowen, originando metamorfismo retrógado, los cristales de piroxenos serán así sustituidos por agregados de anfíboles en un proceso que recibe el nombre de «uralitización», y los cristales de anfíboles quedan sustituidos por biotita con estructura granoblástica. Pero si la temperatura continúa en ascenso puede llegarse a la situación primitiva.

Las peridotitas (ultrabásicas), pueden sufrir un proceso de serpentinización o convertirse si ya lo han sufrido en cornubiatitas anfibolicas compuestas por antofilita, grunerita y otros minerales. Si la temperatura es más alta, pueden volver a la composición primitiva, cornubiatitas con piroxenos rómbicos y olivino.

7.3. Rocas que se originan por metamorfismo regional

Como hemos estudiado anteriormente, el metamorfismo regional es el proceso geológico que infiere en las rocas preexistentes los cambios más profundos, tanto en orden composicional como textural o estructural, debido a la acción intensa de la presión y temperatura. Llamado también de «bordes destructivos», este nombre da idea de los cambios a que puede dar lugar. Las texturas gnéisicas y esquistosas se desarrollan en gran escala.

Gneis Son las rocas equivalentes a las brechas y a las cornubiatitas cuarzofeldespáticas en el metamorfismo regional, es decir, las rocas originarias serían los conglomerados, areniscas, limolitas o rocas silíceas, que por efectos de presión y temperatura intensas se han transformado en gneis. Están, pues, constituidas por cuarzo y feldespato con cantidades inferiores de micas y ferromagnesianos.

La textura característica es la esquistosa con bandas alternantes que por ser típica de esta roca recibe el nombre de gnéisica. Esencialmente consiste en la separación de minerales leucocratos de los melanocratos en pequeños niveles lenticulares paralelos a la esquistosidad de la roca. La llamada textura «gnéisica oftálmica» consiste en la existencia de grandes cristales de feldespato ortosa bordeados por el resto de minerales,

Ortogneis Son los gneis de procedencia ígnea, que aparecen constituyendo grandes batolitos tipo granito y se localizan dentro de las grandes cordilleras montañosas, también en algunos escudos antiguos constituyen el principal tipo petrográfico. En cualquiera de los dos casos se presentan asociados a las rocas graníticas que, o bien se inyectaron posteriormente a la formación de los gneises, o bien son contemporáneos; en este último caso los granitos presentan caracteres migmatíticos y constituyen el núcleo del macizo gnéisico, encontrándose todas las transiciones texturales hacia la periferia del mismo entre ambos tipos de rocas. De ahí que la composición mineralógica de la mayoría de los ortogneis sea idéntica a la de los granitos; pues se han formado a partir de rocas ígneas acidas de cualquier tipo o incluso neutras (granitos, sienitas, pegmatitas, aplitas, rioíitas, tobas volcánicas, cineritas, etc.). Las que presentan una mayor riqueza en minerales ferromagnesianos, gneis anfibólicos, tienen mayor parecido con las granodioritas y dioritas, pero son menos abundantes.

La mayoría de los ortogneis se han formado por el metamorfismo regional que sigue inmediatamente a la fase principal de consolidación de los granitos sintectónicos. Pero también puede ocurrir que se originen a partir de rocas totalmente consolidadas con anterioridad, si las condiciones son suficientemente altas para ello.

Paragneis Son los gneis de procedencia sedimentaria, principalmente de conglomerados, areniscas y lutitas. Los conglomeráticos se reconocen por su textura detrítica residual y heterogeneidad en los componentes minerales que corresponden a la distribución original de los cantos.

Los arenáceos, se distinguen con dificultad de los ortogneis, especialmente cuando la roca primitiva era una arcosa, se pueden distinguir por la presencia de minerales de procedencia arcillosa (silicatos de aluminio, estaurolita, etc.) y por la alternancia con gneis grafitosos, micaesquistos, cuarcitas, etc.

Los gneis con dístena o sillimanita provienen de las rocas arcillosas sometidas a alto grado de metamorfismo con predominio de la presión en el primer caso y de la temperatura en el segundo. Menor fisilidad que en los micasquistos, debido al mayor crecimiento de los minerales de hábito granudo y pérdida de los laminares. La moscovita se convierte en feldespato potásico, de ahí que falte o se encuentre en pequeña proporción, la biotita se puede conservar parcialmente dependiendo de la amplitud de las reacciones a partir de ella de formación de ortosa y granate.

Los gneis cordieríticos, son muy parecidos a los anteriores, pero la cordierita, en peciloblastos con inclusiones de espinela o magnetita, sustituye total o parcialmente al granate. Las presiones altas favorecerán la existencia del granate y las bajas la aparición de la cordierita, pero siempre de alto grado.

Granulitas Son gneis que carecen casi o totalmente de micas, lo cual disminuye su fisilidad. Su textura es granoblástica, presentando aplanamiento los cristales de cuarzo según los planos de esquistosidad. Es frecuente la entrada del granate acompañando a la sillimanita en las paragranulitas. En las de más alta temperatura puede haber hiperstena.

También es frecuente en los gneises la textura llamada olio de sapo que consiste en la presencia de grandes cristales de ortosa.

Cuarcitas Se caracterizan por estar formadas exclusivamente de cuarzo. Son el resultado del metamorfismo regional sobre rocas silíceas o filones de cuarzo hidrotermal, se diferencian de las demás por presentar textura esquistosa en los cristales de cuarzo e isoorientación de los ejes cristalográficos del mismo. También sufren isoorientación los cristales de mica que ayudan a intensificar el efecto.

Se presentan todos los grados de transición con las ortocuarcitas y las cuarcitas y cuarciarenitas.

Filitas Proceden de las rocas arcillosas que han sufrido metamorfismo regional de grado bajo, son las equivalentes de las cornubiatitas alumínicas en estas condiciones. Los minerales que presentan son, por tanto, los detríticos originales aunque su cristalinidad está algo más desarrollada, consecuencia de la recristalización se encuentran, por tanto, formadas por cuarzo, albita, cloritas y moscovita fundamentalmente. Se distinguen de las pizarras por la hojosidad más fina y brillo de las superficies, debido a la orientación de las láminas de micas. Entre las arcillitas-pizarras y las filitas se encuentran todos los términos de transición, denominados de una manera general «arcillosquistos».

Los granos de cuarzo de las ñlitas se suelen aplanar en la dirección de las superficies de esquistosidad, como consecuencia de la recristalización de los granos detríticos.

La albita, por ejemplo, tanto de neoformación como detrítica puede llegar a constituir porfidoblastos de dimensiones superiores al grano medio de la roca.

Los minerales de la arcilla han recristalizado totalmente y en su mayoría originan cloritas y micas incoloras en proporciones variadas según la composición de la roca primitiva; sin embargo, predominan siempre las segundas, entre las que la paragonita y la moscovita son las más importantes, aunque pueden ir acompañadas de otras especies. El cloritoide se encuentra también frecuentemente en algunas filitas.

También las rocas volcánicas por metamorfismo adecuado pueden originar filitas, la posibilidad de la distinción radica en la composición de la plagioclasa, anortítica para estos estados del metamorfismo, o también la presencia de algunos otros minerales residuales.

Esquistos Marcan las condiciones ideales para que el metamorfismo regional forme la biotita, aproximadamente en el grado medio (comienzos) del mismo.

Así los esquistos de grado bajo pueden ser muy semejantes a las filitas ya que sólo se distinguen de ellas en la presencia de la biotita en pequeña cantidad, conforme van aumentando la presión y la temperatura aparecen otros minerales como la andalucita, los granates, la estaurolita, la dístena, etc, aumentando el tamaño del grano.

Como también aparece el cuarzo, se puede establecer una serie continua de rocas que va desde las cuarcitas hasta las micacitas, esta serie será:

Los esquistos representan el término en el que el cuarzo y los componentes micáceos se encuentran aproximadamente en la misma proporción: si predomina el cuarzo se pasa a los esquistos cuarcíticos y si predominan las micas, se pasa a los micasquistos y micacitas. La descripción de los esquistos se efectúa añadiendo el nombre del mineral más interesante que presentan, y así tenemos los esquistos tremolíticos, los micasquistos granatíferos y los micasquistos andalucíticos, etc.

Los esquistos provienen de las rocas lutíticas ricas en alúmina (arcillas y pizarras) y que han sido hundidas en la orogenia hasta zonas de profundidad media de la corteza terrestre.

Debido a la mayor temperatura las micas (biotita y moscovita) presentan una composición diferente a las filitas. La clorita se ha transformado parcialmente en biotita y granate férrico.

Al contener las rocas arcillosas siempre algo de materia orgánica, es frecuente que los esquistos sean algo grafitosos. Los esquistos con granate-dístena corresponden a los mayores grados de presión. presentando muchas veces la textura gnéistica con separación de los niveles micáceos y de los de dístena-almandino, por aumento de presión y temperatura se puede pasar a los esquistos azules (con glaucofana-jadeita) o incluso a los gneis respectivamente.

Esquistos verdes Contienen talco, clorita, tremolita, epidota y serpentina (talcosquistos, esquistos serpentínicos y tremolíticos verde claro y cloritosquistos verde oscuro). Se forman en el metamorfismo de grado bajo medio sobre rocas ígneas o piroclásticas de composición básica o ultrabásica y rocas sedimentarias (calizas y grauvacas), los minerales son principalmente magnésicos y pobres en calcio, lo que indica que derivan de rocas ultrabásicas, las prasinitas que también contienen minerales calcicos, provienen de rocas ígneas básicas o de rocas sedimentarias (margas y grauvacas).

Ofiolitas Provienen de rocas básicas y ultrabásicas inyectadas en la fase geosinclinal y que sufren metamorfismo regional en la fase orogénica. Se encuentran asociadas a esquistos, gneis y otros derivados de los productos metamórficos de los sedimentos acompañantes.

Esquistos azules Se forman por aumento de la presión como hemos apuntado anteriormente, y están formados por glaucofana, jadeita y ceoíitas. La presión que los origina es de tipo hidrostático de carga o presiones dirigidas altas pero siempre a bajas temperaturas, inferiores a las de formación de filitas o esquistos verdes.

Se presentan en los cinturones de alta presión en una cuenca sometida a rápida subsidencia. Y se pueden distinguir dos grupos: los esquistos con ceoíitas que se originan a unos 300°C en rocas con composición mineralógica inestable, como son las rocas piroclásticas, donde por reacción con el agua marina se forman las ceoíitas, posteriormente laumontita y prehnita y, finalmente, si la temperatura sigue subiendo, las ceoíitas se combinan con las cloritas y se forma la pumpellyta, que coexiste con la prehnita. Todos estos minerales (excepto la pumpellyta) dejan de ser estables hacia los 400°C y se descomponen dando epidotas y tremolita, pasando ya a la facies de los esquistos verdes.

El otro grupo son los esquistos con glaucofana, presentan frecuentemente la textura granoblástica de grano fino, o bien textura esquistosa con cristales de mayor tamaño como consecuencia de las mayores presiones sufridas por las rocas y la mayor temperatura. Provienen igualmente de rocas piroclásticas típicas de los geosinclinales, por lo que su composición mineralógica es muy variable, dominando la lawsonita, jadeita, glaucofana, pumpellyta, epidota, actinolita y psilomelana. La lawsonita indica elevada presión de la fase fluida y se forma en vez de la epidota no ferrífera a la que es equivalente. La jadeita aparece asociada a grandes presiones no dirigidas igual que la dístena si el quimismo de la roca lo permite.

Mármoles y calcosquistos Provienen del metamorfismo regional de las rocas carbonatadas puras (mármoles) o bien en alternancia con los minerales típicos de las filitas o esquistos (calcoquistos).

Semejantes a los del metamorfismo térmico, se distinguen por la esquistosidad (mármoles fajeados o cipolinos) según tengan bandas de grafito o de láminas micáceas respectivamente.

Calcosquistos tremolítico Se originan por el metamorfismo regional de dolomitas. El mineral más típico de los calcosquistos en grado bajo o medio, es la epidota, constituyendo unas rocas que se denominan «epidotitas», a mayor temperatura se descomponen dando anortita. En condiciones de alto grado de metamorfismo, los calcosquistos se transforman en rocas similares a las de procedencia arcillosa, con formación de ortosa, hornblenda, diópsido y grosularias, es la cantidad de calcio la que orienta sobre la naturaleza de la roca primitiva.

Anfibolitas Resultan del metamorfismo de grado medio o alto de rocas básicas (gabros y basaltos) o sedimentarias (grauvacas y arcillas calcáreas). Los minerales constituyentes, por lo tanto, serán anfíboles, hornblenda, principalmente y plagioclasas (anortita) no zonadas ni macladas. La hornblenda aparece con inclusiones y bordes irregulares. No se aprecia bien la textura esquistosa por la falta de micas y solamente la orientación de los ejes cristalográficos de los cristales de anfíboles nos dará una sensación de esta estructura. En las anfibolitas de alto grado se dan alternancias de lechos verdes y claros por reparto de minerales.

Ortoanfibolitas Características de macizos de extensión y potencia importante, la composición es uniforme. Se presentan también en filones dentro de rocas de origen sedimentario.

Anfibolitas epidóticas Corresponden a temperaturas inferiores a las de las anfibolitas típicas y constituyen la transición entre las prasinitas y anfiboíitas, de similar composición química.

Eclogitas Es el resultado del paso gradual a más alta temperatura de las anfibolitas con plagioclasa más calcicas y piroxenos, éstas están constituidas por granate piropo y omfacita, con algo de dístena en ocasiones y también con piroxenos rómbicos y cuarzo; su composición es equivalente a la de los gabros olivínicos, indicando sus minerales condiciones de formación de 13.000 a 15.000 atmósferas de presión y temperaturas entre 700 y 900°C, condiciones por otra parte que corresponden a la corteza profunda o al manto superior.

Paraanfibolitas Se originan por el metamorfismo regional sobre rocas calcáreas o dolomíticas bastante arcillosas o de areniscas o grauvacas con la composición necesaria para formar plagioclasa y hornblenda. Las proporciones de hornblenda, plagioclasa, biotita, granate, epidota y cuarzo (por orden de abundancia) se encuentran en distinta proporción que en las ortoanfibolitas y en bandas alternantes, que en cierto modo se relacionan con la estratificación primitiva. Cuando el cuarzo se encuentra en proporción apreciable, se considera el tránsito a gneis anfibólicos.

El rasgo más significativo es la abundancia de biotita que se origina a partir de la clorita, moscovita y otros minerales de la arcilla, así como la epidota y el almandino que no se presenta en las orto.

Migmatitas Según Sederholm, son rocas mixtas, constituidas por una roca rnetamórfica de textura esquistosa y una roca ígnea intrusiva de textura granuda y de composición por lo general granítica.

La textura de estas rocas será una mezcla entre la holocristalina y la esquistosa, ya que tiene de las dos. Es frecuente la presencia de venas pegmatíticas que atraviesan el conjunto. Los materiales esquistosos reciben el nombre de «paleosoma», mientras que la porción holocristalina granítica recibe el nombre de «neosoma». Dentro de las migmatitas hay tres tipos:

– Los Gneis zonados caracterizados por la alternancia de bandas oscuras de biotitas y anfíboles con bandas claras de cuarzo y feldespatos estas últimas a veces cortan la esquistosidad, desarrollándose en algunos casos a partir de filones graníticos de textura pegmatítica o aplítica.

– Los Agmatitas que presentan esquistosidad poco marcada, cortadas oblicuamente por venas graníticas, los bloques envueltos por ellas presentan claros signos de asimilación; las rocas metamórficas pueden ser gneises zonados o anfibolitas.

– Las Nebulitas que se distinguen con dificultad los restos de la roca primitiva en el seno de la masa granítica predominante. Aparecen como minerales resistentes a la fluidificación los ferromagnesianos, en formas redondeadas de contornos vagos, pero conservan la alineación primitiva de la esquistosidad. Cuando se pierde esta característica se pasa ya al granito de anatexia de textura no homogénea.

7.4. Rocas metasomáticas

El metasomatismo es considerado como un proceso postdiagenético pero no necesariamente metamórfico, aunque para algunos autores representa el más claro y típico efecto del metamorfismo aloquírnico.

Sin intervención de la presión y la temperatura en un grano análogo al que intervienen en el resto de los tipos de metamorfismo; en el metasomatismo tienen lugar profundos cambios composicionales debido a la actuación de los llamados líquidos mineralizadores. que si bien aparecen en condiciones muchas veces del metamorfismo térmico o incluso del regional no es típico de estos procesos. El caso más típico de metasomatismo, es el que se produce en las aureolas de contacto de los granitos intrusivos en las masas de rocas calcáreas y que origina una serie de calcófidos especiales que se conocen con el nombre de «skarn». Con este término se designa el resultado de la acción de fluidos ricos en sílice, hierro y otros elementos, sobre rocas calizas. Suele predominar el granate calcico (grosularia), acompañado de clinopiroxenos como la vesubiana y hedenbergita, también aparecen idrocrasa. Wollastonita, epidota, anortita, etc. Si las calizas son dolomíticas, aparecerán flogopita, tremolita y diópsido. El skarn puede tener interés económico ya que puede contener sulfures, óxidos metálicos y otros provenientes del magma.