atlas petrologia metamorfica

8/20/2019 Atlas Petrologia Metamorfica

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Prefacio

El estudio microscópico de rocas en láminas delgadas mediante el microscopio petrográfico es un instrumento esencial para la enseñanza de lageología. Éste es el tercer volumen de una colección de Atlas de microfo-tografías de minerales y rocas. Como en los volúmenes anteriores, su finalidad principal es ser útil al estudiante y permitirle familiarizarse con lasasociaciones minerales y las texturas de rocas metamórficas. Además, las

fotografías de rocas infrecuentes aportan nociones muy importantes al estudio del metamorfismo; el objetivo de este Atlas es, pues, completar —sinreemplazar— las enseñanzas de un curso sobre metamorfismo.

El Atlas consta de dos partes.-La parte 1 comprende la descripción demicrofotografías de diversas rocas metamórficas, de composición diferente, situadas en condiciones metamórficas variadas. La segunda parte expone las texturas características de rocas metamórficas. La hipótesis genética que se propone como ayuda no oculta un estudio más detallado sobre el origen de la roca ni impide interpretar su textura. Por ejemplo, hemos subdividido con este criterio las rocas pelíticas en los capítulos siguientes:

1. Metamorfismo de presión media (tipo barrowiense).2. Metamorfismo de temperatura alta y presión media.3. Metamorfismo de presión baja.4. Metamorfismo de presión alta.

Estas subdivisiones se aproximan bastante a las series de las facies diversas propuestas por Miyashiro (1973) y mantenidas por este autor (1994).Los estudios iniciales del metamorfismo consideraron sólo dos tipos de

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

Metamorphic Petrology (Longman). Esta parte incluye también microfotografías de otros tipos de rocas.

Al igual que en los Atlas precedentes, hemos intentado describir los minerales esenciales visibles en las fotografías sin emplear flechas o símbolossuperpuestos. Omitimos las explicaciones de las texturas o los mineralesque no eran visibles con nitidez en nuestras microfotografías originales, yaque serían menos visibles aun en las reproducciones impresas y no hay

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

Las revisiones realizadas a los Atlas previos nos han permitido aprecla ausencia de descripciones petrográficas completas de las rocas presendas. Esta omisión es intencionada, ya que nos hemos planteado describúnicamente lo que se puede apreciar en las fotografías y no lo que se p

dría observar si se dispusiera de la lámina delgada para su estudio. Ésta una de las limitaciones de un libro de microfotografías y, en alguno de casos, hemos intentado paliar este problema ilustrando la roca con fotogrfías a diferentes aumentos.

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

En todo caso deberíamos preguntarnos si la lámina delgada en estudiorealmente representativa de la textura y la mineralogía de la roca, y epregunta tiene gran interés puesto que nuestra observación está limitadauna sección de ta sólo unos 6 cm2 aproximadamente. En una roca homog

nea, cristalizada con grano fino, esta escala puede ser aceptable, pero noes si la roca presenta foliación y, más aún, si tiene grano grueso, en cucaso el estudio correcto requiere varias láminas cortadas según orientacnes diversas en dicha roca.

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

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


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índice de contenido

(Los números en negrita hacen referencia a las fotografías)

Introducción

Parte 1DIVERSOS TIPOS DE ROCAS METAMÓRFICAS

Ambientes de metamorfismo 6 Metamorfismo de contacto 6

1 Corneana con biotita, clorita y cordierita 62 Comea na peridotítica 7

Metamorfismo regional y dinamometamorfismo 83 Micaesquis to con biotita y granate 94 Esquisto con estaurolita y granate/esquis to con biotita 105 Mi lonita en peridotita 10

Metamorfismo hidrotermal y de fondo oceánico 116 Anfibolita de fondo oceánico 117 Epidotita 12

Metamorfismo de impacto 138 Roca formada por metamorfismo de impacto (impactita) 13

Metamorfismo de rocas sedimentarias 14

Metamorfismo de rocas pelíticas 14Metamorfismo de presión media 14Facies de pumpellyíta y prehnita

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

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

11 Esquisto con moscovita, clorita y biotita 1612 Micaesquis to con epidota y microclina 1713 Esquis to con cloritoide 18

Facies de esquistos verdes-zona del granate14 Esquisto con biotita, clorita y granate 1815 Esquisto con cloritoide y granate 19

Facies de anfibolitas-zona de la estaurolita16 Esquis to con estaurolita 20

Facies de anfibolitas-zona de la distena (o cianita)17 Gneis con distena, estaurolita y granate 2118 Esquis to grafitico con biotita y distena 22

Facies de anfibolitas-zona de la sillimanita19 Esquisto con estaurolita y sillimanita 23

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

20 Esquisto con biotita, feldespato potásico y sillimanita 2421 Gneis con sillimanita, granate, plagioclasa y cordierita 25

Facies de granulitas22 Gneis con feldespato potásico, cordierita y granate 2623 Gneis migmatítico 2724 Gneis con cuarzo, espinela, cordierita y granate 28

25 Granulita con zafirina 2926 Gneis con biotita, cordierita y zafirina 29

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

27 Comean a con andalucita (quiastolita) 30

28 Comea na con andalucita y cordierita (pizarra moteada) 3129 Esquisto con biotita y andalucita 3230 Esquisto con estaurolita y andalucita 33

Facies de cornearías con piroxeno31 Comean a con feldespato potásico, cordierita y andalucita

Facies de sanidinitas32 Comea na con espinela, corindón, plagioclasa y cordierita 33 Buchita 3634 Buchita 36

Metamorfismo de alta presión 37Facies de esquistos azules

35 Esquisto con cloritoide y carfolita 37Facies de eclogitas

36 Talcoesquis to con distena (esquisto blanco) 3837 Esquisto con fengita, talco, distena, piropo y coesita 39

Facies de granulitas38 Granulita con distena y feldespato potásico 40

Metamorfismo de tobas, grauwacas y silexitas

Tobas y grauwacasFacies de las zeolitas

39 Metag rauwaca con laumontita 4140 Metatoba con heulandita 42

Facies de esquistos azules41 Metagrau waca con glaucofana y jadeít a 43

Facies de prehnita y pumpellyíta42 Esquisto con actinolita y pumpellyíta 4443 Metagrauwaca con estilpnome lana 45

Silexitas y rocas ferruginosas 46Facies de esquistos verdes

44 Esqu isto con estilpnomelan a 46

Facies de esquistos azules45 Metasilexita con egirina-augita y riebeckita 4746 Metasi lesita con piamonti ta 4847 Roca ferruginosa metamorfizada con grunerita

y minnesotaíta 48Facies de anfibolitas

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

Facies de esquistos verdes49 Mármol con talco 51

Facies metamórficas de grado medio a elevado50 Márm ol con tremolita 5251 Mármol con flogopita y diópsido 53

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índice de contenido

52 Mármol con espinela, forsterita y clinohumita 5453 Mármol con escapolita 5554 Roca calcosilicatada con grosularia, diópsido

y wollastonita 5655 Esquisto con andesina y actinolita 5756 Esquisto con clinozoisita 58

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

Metamorfismo de presión media 60Facies de prehnita y pumpellyíta57 Metabasalto con pumpellyíta 60

Facies de esquistos verdes58 Esquisto verde con relictos ígneos 6159 Esquisto con actinolita y epidota 62

Facies de anfibolitas60 Anfibolita con epidota 6361 Anfibolita 6462 Gneis con antofilita y cordierita 65

Facies de granulitas63 Granulita feldespática 6664 Granulita con piroxeno, hornblenda y granate 67

Metamorfismo de alta presión 68Facies de esquistos azules

65 Esquisto con crossita 6866 Esquisto azul con lawsonita 6967 Esquisto con glaucofana y granate 70

Facies de eclogitas68 Eclogita 7169 Eclogita con distena 7270 Dolerita eclogitizada 73

Metamorfismo de rocas ultrabásicas 14Facies de esquistos verdes

71 Serpentinita 74Facies de anfibolitas

72 Roca carbonatada con talco y olivino 75Facies de granulitas

73 Metaperidotita serpentinizada 76 Metamorfismo de rocas platónicas ácidas 11

Facies de esquistos verdes74 Metatonalita 77

Facies de anfibolitas75 Gneis ocelar 78

Facies de granulitas76 Charnockita 79

Facies de eclogitas77 Metagranito con jadeíta 8078 Gneis con jadeíta 81

Parte 2TEXTURAS DE ROCAS METAMÓRFICAS

Introducción 85

Términos texturales básicos 85 Dimensión y forma de los cristales 85

Foliaciones 8679 Foliaciones (estratificación y esquistosidad) 8780 Textura granoblástica poligonal 88

81 Textura acicular 8882 Textura entrecruzada 8983 Porfidoblastos y sombras de presión 90

Deformación plástica y milonitización 9084 Cuarzo deformado con bordes suturados 9185 Milonita granítica 9286 Ultramilonita granítica 9387 Ultramilonita 9388 Micaesquisto con granate milonitizado con porfidoclastos y t

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

89 Porfidoblastos pretectónicos 9690 Porfidoblasto de probabe origen sintectónico 9791 Porfidoblastos tardictectónicos 9792 Porfidoblastos postectónicos 9893 Porfidoblastos sintectónicos (en «bola de nieve») 9894 Crecimiento polifásico de porfidoblastos 9995 Cronología relativa deformación/metamorfismo compleja

Texturas reaccionales 10096 Relictos protegidos 10197 Relictos protegidos 10298 Cristales zonados 10299 Textura en atolón 103

100 Seudomorfosis 104

101 Bordes reaccionales 105102 Textura reaccional coronítica I 106103 Textura reaccional coronítica II 107104 Textura reaccional coronítica III 107105 Zonación metasomática por difusión 108

Texturas de polimetamorfismo 108106 Metamorfismo de contacto posterior al metamorfismo

regional 109107 Facies de esquistos azules superpuesta a la facies de las

eclogitas 110108 Facies de esquistos verdes superpuesta a la facies de esquist

azules 111109 Retrometamorfismo 112

Transiciones polimorfas

110 Transición de la quiastolita a la distena en corneanas

grafiticas 112111 Transición de andalucita a sillimanita en corneanas consillimanita 113

112 Transición de la distena a la andalucita en un micaesquisto c* distena 114

113 Reemplazamiento topoquímico del aragonito por lacalcita 115

Bibliografía 116

Índice mineralógico 118

Índice general 119

Apéndices (en pliego adjunto)1. Símbolos de minerales2. Resumen de facies y subfacies en metamorfismo3. Diagramas de representación de asociaciones minerales4. Composición química de los minerales citados en el atlas


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Introducción

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

El metamorfismo es una respuesta a los cambios físicos o químicos en elentorno de una roca preexistente, lo que hace referencia, en lo esencial, a

variaciones de presión, de temperatura, de esfuerzos o por infiltración defluidos. Esto implica la recristalización de los minerales preexistentes enotros cristales nuevos y/o la aparición de nuevos minerales, y la descomposición de otros minerales. Los procesos metamórficos se desarrollan, esencialmente, en estado sólido, aunque la masa global de la roca no sea disgregada (es decir, sin experimentar una pérdida completa de cohesión); sinembargo, los fluidos están presentes frecuentemente en una proporción pequeña y pueden desempeñar una importante función catalítica; en el caso degradientes metamórficos elevados se pueden producir procesos de fusión.

Entornos metamórficos

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

tura en las rocas encajantes situadas en el contacto inmediato con intrusiones ígneas o por debajo de coladas de lava de espesor suficiente. Se caracteriza por la cristalización desordenada de nuevos minerales metamórficos,pues las deformaciones son demasiado débiles para producir alineacionesbien marcadas de los minerales. El metamorfismo de contacto también sedenomina termometamorfismo; las rocas producidas se denominan cornea-nas.

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

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

El metamorfismo hidrotermal implica reacciones químicas provocadaspor la circulación de fluidos; está acompañado, con frecuencia, por un cambio de composición química de la roca (sustitución o metasomatismo). Entre los metamorfismos hidrotermales, el metamorfismo de fondo oceánicorepresenta la extensión más amplia y está localizado próximo a dorsalesoceánicas en expansión. Por el contrario, la mayoría del metamorfismo implica pocos cambios químicos excepto la pérdida de componentes volátilesy se denomina, por tanto, metamorfismo isoquímico.

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

tos que, a gran velocidad, percuten la superficie del planeta. Al ser debidal efecto de un choque de alta energía puede producir, en la superficie trrestre, minerales densos que, normalmente, sólo se forman en las condciones de presión del manto terrestre.

A excepción de este último, los tipos de metamorfismo antes enumerdos no son completamente distintos. Al contrario, hay transiciones ent

ellos según los procesos diversos que actúen en los materiales preexistetes. Por ejemplo, un esfuerzo intenso puede afectar localmente una regiócon metamorfismo regional. Las rocas de una región metamórfica han pdido experimentar tipos diversos de metamorfismo en épocas diferentes dsu historia.

Terminología de rocas metamórficas

La terminología que empleamos es la de Yardley (1989) y comprendlos cuatro criterios que permiten dar un nombre a las rocas metamorficas

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

4. Las particularidades específicas de la roca.

Nombres que indican la composición petrográfica de la roca original

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


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Minerales específicos del metamorfismo

Los nombres de los minerales metamórficos particularmente importantesse emplean, con frecuencia, en la denominación de rocas metamorficas; porejemplo, micaesquisto con granate o mármol con forsterita. Por convenciónse emplean dos posibilidades: los nombres de los minerales metamórficosse pueden citar según su abundancia relativa para indicar la mineralogíamodal; es decir, un micaesquisto con sillimanita y granate; o bien se pueden referenciar los nombres de los minerales típicos sin indicar las condiciones específicas del metamorfismo ni cualquiera que sea su abundanciarelativa; por ejemplo, un micaesquisto con moscovita y sillimanita. La pri

mera convención ayuda al geólogo de campo que desea establecer correlaciones estratigráficas y emplear la mineralogía modal para conocer la composición de las rocas. Además, el petrógrafo que estudia las variaciones degrado metamórfico sólo indicará los minerales que manifiestan las condiciones particulares del metamorfismo. Algunas rocas monominerálicas sedenominan en función del mineral esencial; por ejemplo, cuarcita, serpen-tinita u hornblendita. Otros nombres, numerosos, se refieren a paragénesisparticulares y se describen en el apartado con el título de «Nombres especiales».

Textura de la roca

Los términos texturales son muy importantes en la denominación de rocas metamórficas e indican si hay orientaciones preferentes y cuál es su escala en la roca. Aunque las orientaciones preferentes de los minerales sean

bien visibles en las pelitas o semipelitas, éstas pueden existir en otro tipode rocas cuando la deformación sea suficientemente intensa. En muchas rocas afectadas por el metamorfismo regional, las micas se orientan preferentemente y resultan alineadas perpendicularmente a la dirección de máximacompresión, por lo que resulta una fábrica planar o foliación. Los términosempleados para las texturas planares dependen de la dimensión de los cristales y del aspecto general de la roca. La deformación y el metamorfismode rocas pelíticas y arcillosas producen la secuencia siguiente de rocas contexturas características según un orden creciente de metamorfismo:

Pizarra (Slate): roca caracterizada por planos de fisibilidad que estánbien desarrollados en toda la roca gracias a la orientación de cristales muyfinos de filosilicatos. Los cristales individuales son demasiado pequeñospara distinguirlos a simple vista y la roca tiene un aspecto mate en superficie fresca de corte.

Filita (Phyllite): recuerda a una pizarra, pero en este caso los cristales de

filosilicatos presentan una granularidad ligeramente mayor y, a veces, sondistinguibles en muestra de mano; las superficies de fisibilidad tienen unaspecto sedoso y, con frecuencia, son menos planas que las de las pizarras.

Esquisto (Schist): caracterizado por la alineación paralela de cristales detamaño medio y, habitualmente, visibles a simple vista, que definen una foliación (schistosity); cuando la deformación es muy intensa, la foliaciónpuede estar marcada en niveles o bandas formadas por minerales distintosa los filosilicatos, como es el caso de la hornblenda.. Gneis (Gneiss): los gneises son rocas de grano grueso, cuyo tamaño de

grano puede alcanzar varios milímetros, y foliadas (es decir, presentan algún tipo de fábrica planar, bien sea una foliación s.s. —schistosity— o bien unbandeado de composición). Típicamente, los niveles o bandas de cuarzo y defeldespato están separados por niveles más micáceos o ferromagnesianos (lospetrólogos ingleses y norteamericanos denominan esta estructura bandeadogneísico). El término ortogneis designa al gneis derivado de rocas ígneas,

mientras que el paragneis es un gneis de origen metasedimentario. De hecho, existe una transición entre los tipos anteriores. Milonita (Mylonite): roca de grano fino, formada en zonas de deforma

ción dúctil intensa; los cristales preexistentes se han deformado y recrista-lizado en otros cristales más finos.

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

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

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

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

Nombres especiales

Los nombres especiales son afortunadamente escasos en petrología me-tamórfica y se emplean para describir los minerales presentes. No obstante,

las asociaciones minerales indicadas por estos nombres conllevan implicaciones sobre las condiciones de metamorfismo. Los términos más frecuentes son:

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

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

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

Serpentinita: roca rojiza, oscura o verde, compuesta esencialmente porminerales del grupo de la serpentina. Está formada por hidratación de peri-

dotitas ígneas o metamórficas (rocas ultrabásicas ricas en olivino). Eclogita: metabasita formada por clinopiroxeno de composición de on-

facita y granate, sin plagioclasa. Los minerales comunes son el cuarzo, ladistena, los anfíboles, la zoisita, el rutilo y los sulfuros (como minerales accesorios).

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

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

Términos texturales

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

Condiciones físicas del metamorfismo:facies metamórficas

Uno de los objetivos más importantes de la petrología metamórfica esdeterminar las presiones (P) (y, por lo tanto, las profundidades) y las temperaturas (T) que condicionan la formación de las rocas concretas. El estudio detallado de este objetivo supera la finalidad de nuestro Atlas (el lectordispone de una amplia y actualizada referencia bibliográfica al final de este

manual), por lo que nos limitaremos a exponer los aspectos esenciales másnecesarios para la comprensión de este manual.La cristalización de minerales metamórficos depende, a la vez, de la

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

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Perphite & Microperph

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

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

Empleo de este Atlas

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

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

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

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

Suponemos que el lector dispone ya de los principios básicos de minralogía óptica y sabe identificar los minerales más característicos; para rsolver algunas posibles lagunas u olvidos le recomendamos la consultcomplementaria, del Atlas de Petrografía (Masson, 1996). En cualquicaso, indicamos las características que permiten identificar los mineralmás infrecuentes. Indicamos como LPNA la observación microscópica coluz polarizada no analizada y como LPA la realizada con luz polarizada coanalizador. Para precisar la situación de algunas texturas empleamos lcoordenadas geográficas: Norte (N) para referirnos a la parte superior de fotografía, etc. Es decir, los rasgos N-S se sitúan en la vertical y los E-O ela horizontal de cada fotografía. Los números en negrita indican la roca mcrofotografiada. Cuando se han incluido referencias a números de págineste hecho se ha especificado. En algunas rocas añadimos una referencia bbliográfica al final de su descripción*.

Fig. A. Esquema de la distribución general de las facies metamórficas en el espacio P-T, con indicación de los tres tipos de gradientes más frecuentes eseries de metamorfismo regional. Pmp-Prh: facies de pfehnita-pumpellyíta. Corn. Ab-Ep: facies de corneanas con albita-epidota. Basado en Yardley (1

*N. de los T. La traducción de una obra —en este caso, el original inglés data de 1990— conlleva también ofrecer al lector algunas prestaciones que faciliten su trabajo. La bibligrafía se ha actualizado y ordenado temáticamente; el Anexo 1 (símbolos de los minerales) se toma de Kretz (1983) puesto que, en la práctica, esta simbología es la más empleada en lo

manuales de petrología metamórfica; el Anexo 11 (resumen de facies y subfacies en metamorfismo) recoge las propuestas de Yardley (1989) cuya consulta permite obtener una comprensió

más eficaz del ejemplo considerado y descrito en este Atlas; en el Anexo III (diagramas de representación de asociaciones minerales), inspirado en Yardley (1989) se pretende prestar u

instrumento de consulta rápida y segura al lector ante su necesidad de proyectar los componentes minerales de una roca en los sistemas más aceptados de representación mineral. Por ú

timo, indicamos en un índice mineralógico (Anexo IV) la composición química de cada uno de los minerales citados en este Atlas, pues esta consulta rápida contribuye al aprovechamien

to del tiempo del estudioso. Se ha procurado, también, precisar lo mejor posible la localización geográfica de las rocas tipo seleccionadas en este Atlas, pues el lector podrá disponer d

una comprensión más exacta que ayuda al situar los conocimientos previos (y/o complementarios), sobre la localización geográfica de estas rocas tipo en otros trabajos de metamorfism

teniendo en cuenta la diversa procedencia geográfica del lector.


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Parte 1

DIVERSOS TIPOS DE ROCASMETAMORFICAS


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Metamorfismo de contacto

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

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

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

Ambientes de metamorfismo

Corneana con biotita,clorita y cordieritaMetamorfismo de contacto

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

Localidad: aureola de Skiddaw, situado al sur de Carlisle al norte de Lancaster, este de Inglaterra, Gran Bretaña; au

mento: x52, LPNA y LPA.


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Ambientes de metamorfism

Corneana peridotíticaMetamorfismo de contacto

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

Está compuesta, sobre todo, de olivino y ortopiroxeno; esteúltimo forma cristales prismáticos, con exfoliación y birrefrin-gencia débil, dispuestos al azar en una matriz de olivino; haytambién talco, con una birrefringencia muy elevada, el cualreemplaza algunos cristales de ortopiroxeno.

Esta roca está situada en una aureola que rodea un batolitogrande que atraviesa una unidad de serpentinitas. El calor procedente de la intrusión ha desestabilizado la serpentinita y hareconstruido, parcialmente, la mineralogía ígnea original de laroca ultrabásica aunque con una textura diferente.

Localidad: monte Stuart, Cascades septentrionales, Was

hington, Estados Unidos; aumento: x 14, LPNA y LPA.


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Metamorfismo regional

El metamorfismo regional presenta, de forma habitual, un desarrollo de área mayor queel metamorfismo de contacto, pues no depende de una fuente térmica ígnea específica; o al

menos, esta fuente térmica no es aparente. Es característico en el metamorfismo regionalque el crecimiento de los cristales nuevos metamórficos esté acompañado por la deformación y la generación de nuevas texturas tectónicas y metamórficas bajo el efecto de las presiones.

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

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

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

Dinamometamorfismo

El dinamometamorfismo o metamorfismo dinámico está caracterizado por la deformación y la recristalización por el efecto de los esfuerzos y, de manera habitual, está acompañado por una disminución en el tamaño de los cristales. El término milonita (del

gr. mylôn: molino) se emplea para designar rocas que han sufrido dinamometamorfismo;las milonitas se localizan, por lo general, en zonas de fallas, cabalgamientos y áreas de cizalla. No obstante, algunas zonas de cizalla pueden alcanzar dimensiones de varios kilómetros de anchura y varias decenas (o centenares) de kilómetros de longitud.

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

Es conveniente tener en cuenta que diferentes minerales responden de manera distinta alas deformaciones (los manuales especializados establecen una escala de respuestas diferentes para composiciones distintas de minerales sometidos a iguales esfuerzos). En las rocas de la corteza terrestre que contienen cuarzo, éste se deforma con facilidad generandogranos cataclastizados (del gr. katáclasis: acción de quebrantar, término distinto al de moler —milonita— que significa un esfuerzo aplicado mayor) con extinción ondulante que se

descomponen en seguida en una matriz fina de granos no deformados gracias a los procesos de recristalización sintectónica. Otros minerales, como el feldespato y el granate, sonrelativamente resistentes y subsisten, con frecuencia, en la forma de cristales grandes residuales, a veces muy debilitados, a causa de la descomposición o de la recristalización desus aristas y de cualquiera de sus otras anisotropías (de forma y tamaño). Estos granos sedenominan porfidoclastos. Las micas y otros filosilicatos recristalizan con facilidad en lasmilonitas y pueden estar formadas por reacciones de hidratación provocadas por la infiltración de agua en la zona de deformación.

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


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Micaesquisto con biotitay granateMetamorfismo regional y dinamometamorfismo

Esta roca intensamente deformada está compuesta de cuarzo y moscovita con algunos porfidoblastos de granate y biotita. La foliación es muy acentuada gracias a la disposición pa

ralela (o casi) de las moscovitas; además se distinguen sectores paralelos a la foliación, unos son más ricos en cuarzo yotros en micas. La mayor parte del mineral opaco es grafito.Obsérvese que la foliación tiende a adaptarse (moldeamiento)en torno a los porfidoblastos, lo que indica una deformaciónposterior a su crecimiento (blastesis); es interesante apreciaresto en los cristales del centro de la fotografía. Los porfidoblastos de biotita están adelgazados según la dirección de la cizalla, adoptando una morfología característica denominadamica fish. Los granos de cuarzo, con mayores dimensiones,presentan bordes suturados y algunos presentan extinción ondulante, atestiguando una fragmentación seguida de una recristalización sintectónica.

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

Localidad: glaciar Franz Joseph, Parque Nacional de Wes-

tland, al este de la isla Sur de Nueva Zelanda (región de Alpes

del Sur, muy próxima al mar de Tasmania).


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Esquisto con estaurolity granate/esquistocon biotitaMetamorfismo regional con deformación dé

Esta fotografía, tomada con pocos aumentos, muestrcontacto entre dos capas originales; una es de tipo arci(pelita) y la otra es arenosa (samita). El nivel pelítico —a lquierda— está ahora compuesto de porfidoblastos idiomde estaurolita (relieve fuerte, amarillo pálido) y granate (rve alto, gris) en una matriz de biotita, moscovita, cuarzo menita. La composición de la capa de pelita indica un mmorfismo de facies anfibolítica, pero el nivel de samita no serva traza alguna de su textura sedimentaria original. Las das ricas en biotita imitan el bandeado original y señalanantigua laminación cruzada. La granulometría, bastante grra, de la samita se ha modificado relativamente poco, mien

que el nivel arcilloso tiene una granulometría mayor que laginal.

Localidad: cañón Coos, distrito Rangely, Maine, EstaUnidos; aumento: x5, LPNA.

Milonita en peridotitaDinamometamorfismo

Esta roca es una protomilonita con una composición incuente. Los porfidoclastos son de olivino y de piroxeno (cy orto); estos cristales han sido, probablemente, muy defordos durante una fase tectónica de modo que la extinción vsegún su longitud. Algunos porfidoclastos tienen colas aladas y difusas, que se fragmentan y recristalizan para foruna matriz con grano más fino, constituida por iguales minles a los porfidoclastos. Un cristal de ortopiroxeno alargcon birrefringencia débil, próximo al centro de la fotogrcontiene laminillas finas, pálidas, con orientación E-O e

foto y composición de clinoenstatita. Este mineral es muy pues sólo se forma por dinamometamorfismo, a partir denstatita, por transición polimórfica. Se aprecian algunos tales pequeños, isótropos, de espinela parda oscura y que tbién están deformados.

Localidad: Premosello, valle de Ossola, zona de Ivrea

te de Italia; aumento: x 7, LPA.


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Metamorfismo hidrotermal y de fondo oceánico

El metamorfismo hidrotermal puede producirse en ambientes muy variables y, en lo esecial, está caracterizado por el comportamiento de un fluido acuoso caliente que circula a trvés de la roca que se metamorfiza y provoca el cambio de su composición química (metasmatismo). La importancia de estos cambios puede ser muy variable; desde débil (sobre todhidratación) hasta intensa e, incluso, conducir a la formación de una roca metasomática mnomineral en la cual se han modificado las proporciones originales de los elementos químico

Aunque el metamorfismo hidrotermal esté localizado, de manera frecuente, en torno las intrusiones ígneas y en las zonas de fallas y de cizalla, su importancia volumétrica emucho mayor en la interacción del agua del mar calentada en la corteza oceánica reciformada en las dorsales mesooceánicas. Este último tipo de metamorfismo hidrotermoceánico también se observa en las ofiolitas por cuanto son fragmentos de corteza oceánca emplazados posteriormente en regiones continentales. Los estudios recientes muestrque existe gran similaridad entre este tipo de metamorfismo en ofiolitas y el observado las dorsales mesooceánicas actuales. Las rocas afectadas inicialmente por el metamorfismoceánico podrán expe rimentar posterio rmente un metamorf ismo regional . El segunejemplo ilustrado en este caso ha experimentado, probablemente, un metamorfismo complejo de este tipo (7). (Los trabajos más completos sobre el metamorfismo hidrotermoceánico en ambiente mesooceánico son relativamente recientes, si bien el que afecta lofiolitas tiene una tradición mayor, el lector podrá consultar ambos tipos de resultados elos manuales que se indican en la bibliografía).

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Anfibolita de fondooceánicoMetamorfismo de fondo oceánico

Esta roca procede de una perforación en fondos oceánicos.

La roca, de grano fino, presenta minerales dispuestos al azar,

aunque su textura recuerda, en parte, la textura microlítica ofí-

tica de un basalto. Los minerales principales son la actinolita

verde pálida y las plagioclasas, con numerosos óxidos metáli

cos opacos. Se observan, también, algunos cristales de calcita.

Localidad: región de la fosa Peake en el océano Atlántico;

aumento: x38, LPNA y LPA.


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EpidotitaMetamorfismo hidrotermal

Esta roca está formada por un metamorfismo hidrotermaacompañado de un importante metasomatismo. Consta, sobtodo, de epidota si bien en la fotografía con LPNA se obse

van algunas cloritas verdes y otros cristales límpidos de cuazo. La fotografía con LPA es una ampliación de la fotografanterior con LPNA y, entre otros detalles, permite ver mejalgunos (pocos) cristales de cuarzo. La textura que se observrecuerda la textura ofítica en un basalto. No obstante, los primas con color amarillo claro, corresponden a las plagioclasoriginales; las zonas padas intermedias (originalmente de composición piroxeno o vidrio) son, en la actualidad, epidota (psiblemente, pistacita). Un estudio atento de las áreas con coluniforme de birrefringencia (LPA) muestra que los cristalaislados de epidota, presentes en este caso, tienen un tamañmayor que el de los cristales originales y es patente su texturgranoblástica. Así pues, los grupos de prismas adyacentes soen la actualidad, «fantasmas» en un cristal único de epidot(Esta roca es frecuente hallarla tapizando las zonas más extenas inmediatamente próximas a diaclasas y/o fracturas con mvimiento en basaltos o en doleritas.)

Localidad: bahía Claggan, Isla Achill, situada al norte

Connemara entre la bahía Clew (al sur) y la bahía Blacks

(al norte), al este de Irlanda; aumento: x22, LPNA y x4

LPA.


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Metamorfismo de impacto

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

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

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

Roca formadapor metamorfismode impacto (impactita)

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

Localidad: cráter Ries, Alemania;

LPA.

aumento: x43, LPNA y


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Metamorfismo de rocas pelíticas

Metamorfismo de presión media

El término metamorfismo barrowiense procede de los trabajos realizados por G. M. Ba-rrow (1893) en las áreas metamórficas de los Highlands meridionales de Escocia y desdeentonces ha sido incorporado a la literatura de petrología metamórfica para describir el metamorfismo de grado medio caracterizado por unas presiones moderadas, es decir, en unmargen de condiciones P-T que corresponde, aproximadamente, al gradiente geotérmiconormal de la corteza continental. El metamorfismo barrowiense engloba al conjunto detemperaturas de las facies de los esquistos verdes y las anfibolitas (fig. A), con presionessuficientemente elevadas, de manera que la distena (y no la andalucita) sea el primer mineral polimorfo Al2SiOs que se forma por aumento de la temperatura. En resumen: el metamorfismo barrowiense (también denominado dalradiense) es de presión intermedia y secaracteriza por la transición distena-sillimanita. Un metamorfismo análogo al barrowiensese ha señalado en diversas partes del mundo; en las páginas siguientes, las zonas de peli-tas se ilustran según un orden creciente de grado metamórfico, incluyendo ejemplos de rocas de metamorfismo de presión media con mayor o menor grado metamórfico respecto ala región descrita por Barrow.

Metamorfismo de rocas sedimentarias

Pizarra grafiticaFacies con pumpellyíta y prehnita

Esta roca de grano muy fino representa el grado más dde metamorfismo (si exceptuamos el ambiente en facies de litas). Para un estado avanzado de la diagénesis, los minerarcillosos son, sobre todo, la clorita y la illita, y con un diente metamórfico más intenso, la illita forma cristales mres y recristaliza en mica de composición fengita (más ricSi y más pobre en Al que la moscovita, con cierto contenen Mg y Fe).

Esta roca consta de granos detríticos de cuarzo y algofeldespato alcalino, con una matriz fina de mica fengítica,

fito y clorita. La roca ha sido intensamente deformada, poque adquiere una pizarrosidad generalizada; al mismo tiemla estratificación original, muy fina, se observa, trastocadamodo discontinuo, debido al plegamiento de la roca. Los nles pelíticos fragmentados, ricos en cuarzo detrítico, apareen forma de zonas blancas en la matriz pelítica más oscurapizarrosidad recorta los contactos entre los diversos tiponiveles y ella misma es atravesada por dos filoncillos más díos, finos, con orientación suboblicua en la fotografía.

Localidad: pista Routeburn, Isla Sur en Nueva Zelandamento: x12,LPNA.

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Metamorfismo de rocas sedimentari

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Esquisto con clorita,moscovita y albitaFacies de esquistos verdes-zona de la clorita

(V. otro ejemplo en la fotografía 83)

Esta roca procede de la zona de la clorita de la serie dalra-diense en las islas británicas. Los entrecrecimientos clorita-moscovita son bien visibles en las fotografías central e inferior

(de mayor aumento); el color verde pálido de la moscovitaprocede de su contenido elevado en fengita. Los minerales incoloros son el cuarzo y la albita; este último forma porfido-blastos bien definidos que, en este ejemplo, presentan un ma-clado no muy visible en la fotografía. Los minerales accesoriosse ven en las fotografías con grandes aumentos; se trata delapatita —en cristales incoloros, casi isotropos y con relievefuerte— incluidos en la moscovita y la albita, óxidos opacos yun zircón pequeño (incluido en la albita, en el borde superior).Algunos defectos de la lámina son responsables de las zonascirculares que, con relieve fuerte, se ven en el ángulo superiorderecho de las fotos con mayor aumento.

Se distingue una crenulación marcada; la disposición original de los filosilicatos ha sido plegada, lo que ha producidouna nueva esquistosidad espaciada. Las fotografías central e

inferior (con mayor aumento) muestran que los porfidoblastosde albita se han desarrollado postectónicamente, ya que en sucrecimiento engloban tanto la pizarrosidad original como la esquistosidad de crenulación posterior.

Localidad: Cloghmore, sudeste de la isla Achill, Irlanda;

aumento: x 14, LPNA (fotografía superior); x 30 (fotografíascentral e inferior), LPNA y LPA.


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Esquisto con moscovitaclorita y biotitaFacies de esquistos verdes-zona de la biotita

(V. otro ejemplo en la fotografía 92)

Los colores brillantes de birrefringencia de esta roca se dben, esencialmente, a la alta proporción de moscovita. Se puden identificar, con facilidad, la biotita y la clorita en la fografía en LPNA. Otros minerales presentes son, sobre todo,cuarzo y la albita (en parte sericitizada), con un aspecto amrillo pálido irregular en LPNA y. por último, hay algunos mnerales opacos.

El microplegamiento de la esquistosidad original, segúncual los minerales laminares estaban alineados, ha produciuna esquistosidad de crenulación (v. sección de texturas). Ehecho ha sido acompañado por cierta segregación de cuahacia los niveles horizontales que corresponden a las charnede la crenulación, separados por otros niveles constituidos cúnicamente por filosilicatos.

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


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Metamorfismo de rocas sedimenta

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Micaesquistocon epidota y microclinaFacies de esquistos verdes-zona de la biotita

Esta roca semipelítica está formada por biotita verde, moscovita, epidota, microclina y cuarzo. Una reacción entre la clo-rita y la microclina produce la biotita con un grado metamór-

fico ligeramente inferior al de las rocas pelíticas carentes defeldespato potásico; esta reacción explica la ausencia de clori-ta en esta roca*.

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

Localidad: noroeste de Mayo, al noroeste de Irlanda; au

mento: x20, LPNA y LPA

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


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Esquisto con cloritoideFacies de esquistos verdes-zona de la biotita

Este esquisto de grano fino consta de porfidoblastos de cloritoide sin orientación definida; en esta muestra, estos cloritoidericos en manganeso pertenecen a la variedad ottrelita*. La matrizde grano fino, está formada por clorita. moscovita, cuarzo y hematites. La estratificación sedimentaria original, muy fina y bie

conservada, está atravesada por una pizarrosidad oblicua aunqulos cloritoides han adquirido una dimensión comparable al espacio de las bandas originales. Algunos cristales de cloritoide presentan tal cantidad de inclusiones, que se presentan casi opacosLa estructura en reloj de arena no es infrecuente en los cloritoides (ver ésto en un cristal próximo al centro de la fotografía).

Localidad: sur de la estación Vielsalm, Ardenas, Bélgica

aumento: x20, LPA.

*N. del T. Cloritoide: (Fe2+ Mg,Mn)2(Alfe3+)(OH)AI,02[Si04]2 y lo es

pecífico de la ottrelita es la substitución: Fe2+ => Mn.

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Esquisto con biotita,clorita y granateFacies de esquistos verdes-zona del granate

(V. otros ejemplos en las fotografías 82, 89, 91 y 99

En esta roca es bien visible la asociación mineral diagnósticde la zona pelítica con granate, formada por granate + biotita +clorita + moscovita + cuarzo. La roca tiene una textura porfidoblástica marcada, con cristales muy grandes (< 1 cm), idiomorfoo subidiomorfos de granate, en una matriz fina. La biotita también puede formar porfidoblastos, pero con dimensiones inferiores a los granates. La clorita, la moscovita y el cuarzo se presentan en la matriz y definen una textura compleja formada, comomínimo, en dos etapas de deformación que, aparentemente, son

previas a las temperaturas más altas que permiten el crecimientodel granate y la biotita.

Localidad: Bridgewater Corners, Vermont, Estados Unidos

aumento: xl8, LPNA y LPA.


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Esquisto con cloritoidey granateFacies de esquistos verdes-zona del granate

La asociación mineral visible en este ejemplo es típica de laspelitas altamente alumínicas que han alcanzado la zona con granate del metamorfismo de tipo barrowiense. La biotita está

ausente de la mayoría de estos esquistos con cloritoide.El cloritoide se reconoce por su valor verde en LPNA y su re

lieve fuerte. Diferentes cristales muestran tres colores diferentes;el color amarillo pajizo muy pálido se algunos cristales es parecido al del granate. Esto se puede ver en las dos fotografías enLPNA (superior y central) tomadas con una diferencia de giro de90° del polarizador. El índice de refracción más bajo de la clori-ta permite distinguirla del cloritoide. Sólo se observa un cristal degranate situado justo debajo del centro de la fotografía y próximoa su borde inferior. Los otros minerales presentes son la moscovita, el cuarzo y la albita.

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


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Esquisto con estaurolitaFacies de anfibolitas-zona de la estaurolita

(V. otros ejemplos en las fotografías 90. 94. 95 y 97

Esta roca consta de poiquiloblastos de estaurolita con relievfuerte, un pleocroísmo amarillo más acentuado de lo habituaLos porfidoblastos de dimensiones mayores son plagioclas(esto puede confirmarse en la fotografía en LPA para los cristales maclados próximos al centro, en el borde inferior); otrominerales presentes son la moscovita, el cuarzo, una biotiverde —dispersa en la roca— y un mineral opaco. La lámintiene un espesor algo superior al estándar, por lo que los critales de cuarzo toman un color de birrefringencia amarillento

La esquistosidad de esta roca está bien indicada por la mocovita y la disposición de los minerales opacos; en el ánguinferior derecho, esta esquistosidad se continúa, sin interrupción, por las inclusiones alineadas en las plagioclasas. Interesseñalar que las inclusiones del cuarzo en la estaurolita son mufinas, mientras que la matriz de cuarzo es de cierto tamaño ello indica que el cuarzo ha experimentado una recristalizacióintensa después de la cristalización de la estaurolita.

Localidad: LPNA y LPA.

Connecticut, Estados Unidos; aumento: x


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Metamorfismo de rocas sedimentaria

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Gneis con distena,estaurolita y granateFacies de anfibolitas-zona de la distena(o cianita)

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

Las fotografías central e inferior son una ampliación de lafotografía anterior. Se observa un detalle del porfidoblastocompuesto, constituido por el entrecrecimiento epitaxial dedistena y estaurolita. El cristal está cortado, en su parte derecha,por una vena de clorita formada, posiblemente, por alteraciónretrógrada según la longitud de una fisura. Aunque una granparte de la matriz esté formada por moscovita entrecruzada,también hay algunas cloritas formadas por retrometamorfismo;el porfidoblasto está rodeado, en su borde superior, por algunas plagioclasas (entre la estaurolita y la moscovita).

La presencia de entrecrecimientos paralelos de estaurolita ydistena se encuentra citada en la mayoría de los textos de mi

neralogía y resulta de la similitud parcial de sus estructuras; noobstante, éste no es un fenómeno frecuente.

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

*N. del T. Epitaxia: orientación cristalográfica común en cristales de

distinta composición química, pero con analogía en sus redes cristalinas.


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Esquisto grafiticocon biotita y distenaFacies de anfibolitas-zona de la distena(o cianita)

En esta roca se observan dos porfidoblastos de distena, unde ellos (centro de la fotografía) con una macla simple. Ambo

porfidoblastos están rodeados por un agregado tornasolado dmoscovita de grano fino formada por un metamorfismo retrógrado. La matriz de la roca está constituida, sobre todo, pobiotita, moscovita, grafito y hay escasos cristales de turmalin(apenas se ven en la fotografía).

La foliación principal, dispuesta en diagonal y señalada pola disposición de las micas, ha podido producirse por la crenulación de una textura previa. El grafito incluido en el cuarzo dla parte izquierda de la fotografía muestra numerosos micropliegues para los cuales la foliación principal es de plano axia

Localidad: Chiwaukum, Colina Stevens, Cascades septen

trionales; Washington, Estados Unidos; aumento: x 9, LPN y LPA.

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Metamorfismo de rocas sedimentar

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

Las fotografías superior y central, con pocos aumentos,muestran los minerales esenciales de esta roca: estaurolita, bio-tita, plagioclasa y cuarzo. Se pueden ver varios cristales zona

dos de turmalina en las zonas próximas al centro de los bordessuperior y derecho de la fotografía (se ven mejor en LPNA),donde la parte central toma un color verde y el borde fino esamarillento. También se ven restos de porfidoblastos de granate original, intensamente alterado, por lo cual se presenta casiopaco en LPNA. Los vestigios residuales de este granate estánrevestidos por cristales de biotita, entrecrecida con sillimanitafibrosa, que también la reemplaza parcialmente. Esto último seaprecia muy bien en la fotografía inferior (con más aumentosdel área seleccionada) —no deben confundirse las pequeñasburbujas de aire con minerales—. La sustitución del granate,según este esquema, por la sillimanita, crea seudomorfos (v. 100)que resultan de un ciclo complejo de reacciones iónicas.

Localidad: colina Cur, Connemara, al noroeste de Irlanda;

aumento: x 20, LPNA y LPA; x 56, LPA (fotografía inferior).


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Metamorfismo de alta temperatura

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

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

Esta asociación mineral es bastante típica de los esquiscon grado metamórfico alto, cuando la temperatura ha sido sficientemente intensa para que la moscovita reaccione concuarzo y forme feldespato potásico y silicato de aluminio —este caso, sillimanita—. Para distinguir, con más facilidad,

feldespato potásico de las plagioclasas o del cuarzo, se ha ñido la lámina con cobaltinitrito sódico tras un ataque prevde vapor de HF.

En la parte inferior de la fotografía (LPNA) el feldesppotásico, coloreado de amarillo pálido por la tinción, se puedistinguir con facilidad de la biotita pardo amarillenta, dcuarzo y las plagioclasas. En la parte superior de esta fotogrfía se observan cristales aciculares finos de sillimanita fibroentrecrecidos con cuarzo y biotita. Algunos cristales de mocovita se han formado probablemente por un metamorfismo trógrado. La segregación de sillimanita fibrosa y de feldespapotásico en áreas separadas no está bien explicada aunque sfrecuente en este tipo de metamorfismo.

En numerosas regiones, la fusión precede o acompaña descomposición de la moscovita. La ausencia de característic

migmatíticas de esta roca indica que se trata, más bien, de metamorfismo de baja presión.

Localidad: Maumeen, Connemara,

aumento: x27, LPNA y LPA.

noroeste de Irland

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Gneis con sillimanita,granate, plagioclasay cordieritaFacies de anfibolitas-zona de sillimanitay feldespato potásico

Esta roca consta de sillimanita, granate, plagioclasa y cordierita junto a biotita y cuarzo. El granate y la biotita se identifican con facilidad; la forma fibrosa de la sillimanita se desa

rrolla, sobre todo, a expensas de la biotita, lo cual se aprecia enel centro de la fotografía.

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

La asociación mineral de granate, cordierita y sillimanita,sin feldespato potásico, es característica de metapelitas de bajaa media presión, en la parte superior de la facies de las anfi-bolitas. Esta roca corresponde a la parte esquistosa de una mig-matita y está enriquecida en minerales alumínicos por fusión(es, pues, una restita). Es típica de áreas donde se ha produci

do una fusión importante, en facies de anfibolitas superiores,por contraste con las facies de las granulitas.

Localidad: lago Nahasleam, Connemara, al noroeste de Ir-

landa; aumento: x 13, LPNA y LPA.


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Gneis con feldespatopotásico, cordieritay granateFacies de granulitas(V. otro ejemplo en la fotografía 101)

Esta roca consta, sobre todo, de cuarzo, la asociaciónta-microclina, granate, cordierita, algunas biotitas y minde hierro. La cordierita se reconoce por su alteración a

amarillenta, en la parte superior de la fotografía en LPNfotografía inferior en LPA —tomada con un aumento my que corresponde a una parte del borde superior izquielas fotografías anteriores— permite observar unos filoncreemplazamientos de fisuras, isotropos, que reemplazacordierita con birrefringencia débil y que son muy caraccos de esta alteración.

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

La paragénesis mineralógica de esta roca es típica decies de las granulitas inferiores en las migmatitas pelític

Localidad: Kaloma, Turku (Abo), al noroeste de H

(Finlandia); aumento: x 9, LPNA y LPA (fotografías sup

central); x 25, LPA (fotografía inferior).


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Metamorfismo de rocas sedimentar

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Gneis migmatíticoFacies de granulitas

Una roca migmatítica (facies de granulitas) está compuestapor un melanosoma restítico (granate, sillimanita, espinela,biotita, cordierita y minerales opacos —óxidos—) que alternacon leucosomas de espesor mayor que contienen feldespatopotásico, plagioclasa y cuarzo.

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

El leucosoma está compuesto, sobre todo, de feldespato alcalino y cuarzo, pero entre éste y el melanosoma se observa unborde de plagioclasa que aisla el cuarzo de la espinela; el leu

cosoma representa, probablemente, un material fundido, ricoen Si, mientras que la restita es la parte deficitaria en los componentes graníticos.

Localidad: Kodaikanal, India meridional; aumento: x 7 LPA, fotografía superior; x 22, LPNA y LPA, fotografías central e

inferior.


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Gneis con cuarzo,espinela, cordieritay granateFacies de granulitas

Estas fotografías muestran una roca con cristales grandesdonde el granate y la espinela verde oscura (casi opaca) sepueden distinguir con facilidad. Los minerales incoloros sonfeldespatos micropertíticos, plagioclasas, cordierita y cuarzo.La cordierita se presenta ligeramente «anubarrada» debido alelevado número de pequeñas inclusiones. Muchos cristales decuarzo están en posición de extinción y muestran fisuras rellenas por un mineral micáceo. La plagioclasa presenta su maclapolisintética (v. en LPA); sin embargo, estas fotografías nopresentan ejemplos buenos de feldespato potásico.

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

Dos cristales de biotita están alojados en el granate; son losúnicos minerales hidratados presentes que han podido resultar

preservados, precisamente por su inclusión en el granate, delas condiciones de temperatura muy alta.

Localidad: 5 km al oeste de Fort Dauphin, sur de Mada-

gascar; aumento: x 16, LPNA y LPA; x 43, LPA (fotografíainferior).

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Granulita con zafirinaFacies de granulitas

Los minerales presentes en esta roca son un feldespato anti-pertítico (no visible en esta fotografía), cuarzo y zafirina esquelética con relieve fuerte. Hacia la parte superior de la fotografíahay algunos cristales de ortopiroxeno, con colores de birrefrin-

gencia de primer y segundo órdenes, que forman un contornoalrededor de los cristales de zafirina. La paragénesis zafirina +cuarzo sólo es estable a temperaturas muy altas. Para temperaturas más bajas, la paragénesis equivalente está constituida porortopiroxeno y sillimanita, por lo cual el ortopiroxeno en estaroca puede estar formado por metamorfismo retrógrado.

Esta asociación mineral es, probablemente, la asociación demayor temperatura que se puede generar, a escala regional, enlos metasedimentos. Requiere temperaturas que superan los850 °C y que pueden alcanzar los 1.000 °C (v. también 101).

Localidad: territorio de Enderby, Antártida; aumento: x 72,

LPNA y LPA.

Referencia: Harley, S. L. (1983). En: Oliver, R. L., James,

P. R. y Jago, J. B. (eds.), Antartic Earth Sciences, CambridgeUniversity Press, Cambridge, págs. 25-30.

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Gneis con biotita,cordierita y zafirinaFacies de granulitas

Esta roca contiene principalmente tres minerales: biotita,

cordierita y zafirina. La zafirina esquelética está interpenetradapor la cordierita que puede ser confundida, con facilidad, conuna plagioclasa ya que presenta maclas en láminas y no muestra sus características específicas, como los halos pleocroicos ola alteración a pinita. Los numerosos cristales con relieve moderado son apatitos.

Localidad: concesión Europa, Beitbridge, República de

Zimbabwe; aumento: x 20, LPNA.

Referencia: Droop G.

phic Geology 7:383-403.

T. R. (1989): Journal of Metamor-


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Efecto de las variaciones de presión en las paragénesis pelíticas

Metamorfismo de baja presión

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

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Corneana con andalucit(quiastolita)Facies de corneanas con hornblenda

(V. otros ejemplos en las fotografías 1 y 106)

En esta fotografía se observan muy bien dos porfidoblade andalucita (quiastolita): cada uno está rodeado por un bde de un agregado tornasolado (probablemente de moscoviLas andalucitas están caracterizadas por la disposición deinclusiones de grafito, en forma de cruz de Malta. En algucasos, aunque los cristales originales de andalucita hayan sreemplazados completamente por laminillas muy pequeñasmica, todavía subsiste esta disposición de las inclusiones

forma de cruz de Malta. Generalmente, el centro de los criles está ocupado por inclusiones; en algunos casos, sin embgo, el centro de la cruz puede carecer de estas inclusiones.

A pesar del desarrollo intenso de la blastesis, la texturaquistosa y la granulometría original son visibles todavía ematriz que contiene cuarzo, clorita, biotita, moscovita y gra

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


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Corneana con andalucitay cordierita (pizarramoteada)Facies de corneanas con hornblenda


Esta roca muestra el aspecto característico de los esquistos

moteados (aunque las «motas» sean más numerosas de lo ha

bitual). Los nódulos o «motas» están constituidos de andaluci

ta y cordierita; en la fotografía en LPNA, los cristales de an

dalucita se distinguen con facilidad por su mayor relieve res

pecto a la cordierita y por su carencia de inclusiones. En el

centro de la fotografía se ven tres cristales, siendo los restan

tes de cordierita. Algunos cristales de cordierita presentan el

característico maclado en sector; el cristal situado inmediata

mente por encima del centro del campo muestra dos sectores

casi negros, o en extinción, y otros dos de color gris oscuro.

La presencia de andalucita y la ausencia de clorita muestra

que esta roca corresponde a un grado metamórfico más eleva

do que el de la roca 1 que procede de igual aureola; el resto de

la matriz, rica en moscovita, está finamente cristalizada.

Localidad: aureola Skiddaw, monte situado al oeste de Pen-

rith, entre esta población y Workington, al oeste de Inglaterra;

aumento: x 20, LPNA y LPA.


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Esquisto con biotitay andalucitaFacies de corneanas con hornblenda

En esta roca, que corresponde a un metamorfismo regiode presión baja, se observan porfidoblastos grandes de andacita dispuestos en una matriz compuesta, principalmente, p

biotita pardo verdosa, moscovita y cuarzo.Las inclusiones presentes en las andalucitas son claramen

más pequeñas que las de la matriz de la roca; en algunos cas(p. ej., en el ángulo inferior derecho), estas inclusiones señaluna textura orientada N-S, dispuesta perpendicularmente aesquistosidad dominante E-O. En detalle, es posible ver en partes superior y central de la fotografía que la textura E-Ouna esquistosidad de crenulación, producida por un plegmiento más reciente que la foliación N-S. Este proceso ha siacompañado por la segregación en capas, ricas en filosilicaty otras capas ricas en cuarzo. La etapa final de deformaciónproducido pliegues en kink que afectan la esquistosidad Epróxima al borde superior de la fotografía.

Localidad: río Black Water, a 1,5 km al suroeste de Br

gend, montes Grampianos, Escocia, Gran Bretaña; aumen x8,LPNA y LPA.


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Esquisto con estaurolitay andalucitaFacies de corneanas con hornblenda

Esta roca consta de grandes porfidoblastos de andalucita y

estaurolita en una matriz de biotitas, pequeñas moscovitas y

feldespatos.

Los porfidoblastos de estaurolita son mucho más pequeñosque los de la andalucita y se ven muy oscuros en la fotografía

con LPNA. A la izquierda del centro de la fotografía, un poi-

quiloblasto constituido probablemente de cordierita original,

ha sido reemplazado por la pinita de color amarillo pálida.

Aunque esta roca esté descrita como un esquisto, ya que la

textura general de la roca es esquistosa, su esquistosidad no es

muy patente en esta lámina.

Localidad: Whitehills, cerca de Banf, localidad costera al

nordeste de Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 8, LPNA y

LPA.


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Esta roca consta de cristales pequeños de cordierita, and

cita, feldespato alcalino y cuarzo. La cordierita tiene una id

tificación difícil pero, a veces, muestra láminas de ma

como en el caso situado cerca del cristal central esqueléticoandalucita visible con gran aumento (fotografía inferior).

algunas cordieritas se pueden ver también los halos pleoc

cos de color amarillento. El feldespato alcalino tiene una t

tura micropertítica, lo que permite su distinción, gracias a

red bien visible de líneas paralelas muy finas o, incluso, por

aspecto abigarrado en LPA. Se presentan también algunas b

titas y magnetitas. Algunas de las moscovitas visibles son, p

bablemente, de origen metamórfico retrógrado.

La paragénesis andalucita + feldespato potásico resulta d

descomposición de la moscovita con cuarzo para presio

muy bajas donde la andalucita es más estable que la sillim

ta.

Localidad: aureola del granito Ben Nevis, Escocia, G

Bretaña: aumento: x26, LPNA y LPA; x52, LPA (fotogrinferior).

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Corneana con feldespatpotásico, cordieritay andalucitaFacies de corneanas con piroxeno


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Corneana con espinela,corindón, plagioclasay cordieritaFacies de sanidinitas

Este metasedimento, de grano muy fino, consta de cristalespequeños dispersos de corindón, con relieve fuerte y un colorde birrefringencia amarillo de primer orden; los cristales que

aparecen opacos en la fotografía con mayor aumento (fotografía inferior) son espinelas de color verde oscuro. En la fotografía superior (LPNA) se puede ver el bandeado original y enla fotografía central (LPA) se pueden observar porfidoblastosdiseminados de cordierita. En el ángulo superior izquierdo dela fotografía central se pueden ver, situadas entre las cordieritas, algunas venillas formadas probablemente por feldespatoalcalino. Algunos cristales de plagioclasa están interpenetradoscon la cordierita, aunque es difícil cuantificar las proporcionesrelativas de estos dos minerales.

Esta roca procede de un enclave ultrametamórfico. La elevada proporción de minerales ricos en Al muestra su origenpelítico donde las temperaturas elevadas han destruido todoslos minerales hidratados y la roca se ha empobrecido en sílicey en álcalis después de la fusión.

Localidad: Invergeldie Burn, Glen Lednock, Comrie, al oeste de Perth, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 8, LPNA y

LPA; x 34, LPA (fotografía inferior).

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BuchitaFacies de sanidínitas

Este término designaba, inicialmente, una roca vitrea formada por la fusión de arenisca por metamorfismo de contactocon una intrusión ígnea; más recientemente, esta definición seha ampliado a las arcillas aluminosas metamorfizadas.

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

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

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BuchitaFacies de sanidinitas

Vemos en este caso otro ejemplo de una roca vitrea formada por la fusión de un sedimento en su contacto con una lava.Los minerales que deben identificarse en esta fotografía, todos ellos formados por fusión, son esencialmente plagioclasas,

cordierita, ortopiroxeno y mullita. Las plagioclasas y la cordierita presentan un relieve medio y la presencia de numerosasinclusiones hace difícil su identificación. Los cristales con relieve intenso son de ortopiroxeno (v. su exfoliación) y los cristales aciculares de tamaño pequeño son mullitas. Los opacosson de composición de ilmenita y magnetita.

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

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Metamorfismo de alta presión

Los efectos de las altas presiones en las paragénesis de las pelitas eran mal conocidohasta estos últimos años ya que las pelitas, en la mayoría de las zonas metamórficas de presión alta, proceden de ambientes sedimentarios menos evolucionados que la mayor parde las pelitas barrowienses. Trabajos recientes, particularmente en los Alpes, han identifcado, sin embargo, numerosos minerales y paragénesis específicas de altas presiones. Etas paragénesis comprenden la carfolita (35), el talco que coexiste con la moscovita (vriedad fengita) o, a temperaturas más altas, la distena (36). En Yardley (1989, cap. 3) saporta información complementaria sobre las paragénesis y reacciones metamórficas en equistos pelíticos.

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Esquisto con cloritoidey carfolitaFacies de esquistos azules

Estas fotografías corresponden a una antigua roca arcillosametamorfizada procedente de series calcáreas triásicas. Constade carfolita rica en Mg (aproximadamente, el 70 % de MG),cloritoide, mica de composición fengita, calcita, algunas clori-tas y cuarzo.

La carfolita*, rica en Fe y Mg, es un mineral específico delmetamorfismo de baja temperatura y alta presión. Se presentaen haces prismáticos subparalelos, con relieve moderado (querecuerda al de la moscovita). Si los prismas están cortados pa

ralelamente a su longitud presentan colores de birrefringenciadébil (gris de primer orden) según se observa en la fotografía.Las secciones oblicuas y basales tienden a ser rómbicas ymuestran colores brillantes de birrefringencia de primer ordenque pueden alcanzar, incluso, al azul de segundo orden. Losagregados cristalinos radiales, con tamaño inferior a los cristales de carfolita y con relieve más fuerte son cloritoides. La matriz de la roca consta, sobre todo, de fengita con algo de calcita y cuarzo.

Localidad: Vanoise occidental, Dent de la Portetta, Alpes

occidentales; aumento: x27, LPNA y LPA.

Referencia: Goffe, B. y Velde, B. (1984): Earth and Plane-

tary Science Letters, 68:351-360.Goffe, B, (1980): Bulletin de Minéralogie 13:297-302.

*N. del T. Carfolita: MnAl2Si206 (OH)4.

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Talco-esquistocon distena(esquisto blanco)Facies de eclogitas

Las fotografías de esta roca muestran, en el centro, un cristal alargado de distena y otros dos cristales en la parte inferioizquierda. El mineral con birrefringencia débil que rodea a es

tos cristales es una cordierita producida por descompresión(metamorfismo retrógrado).

El mineral micáceo, que ocupa gran parte de la fotografíacon colores brillantes de birrefringencia de segundo orden, esel talco que, en esta lámina, es difícil de distinguir de la moscovita (esta duda se debe confirmar por análisis de difractrometría de rayos X o, también, por microsonda electrónica). Haytambién abundante cuarzo.

La páragénesis talco-distena indica un metamorfismo dalta presión; en presenci

atlas petrologia metamorfica

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