MetamorfismoJavier Gmez Jimnez

Versin 3 (Febrero 2002)

Petrologa, 3er curso Departamento de Ciencias de la Tierra Universidad de Zaragoza

ii

ndice general

NDICE GENERAL.............................................................................................................................. III DEFINICIN, LMITES Y TIPOS DE METAMORFISMO .............................................................1 1.1. DEFINICIN ......................................................................................................................................1 1.2 LMITES DEL METAMORFISMO ...........................................................................................................1 1.3. TIPOS DE METAMORFISMO ................................................................................................................3 1.3.1. Metamorfismo regional ............................................................................................................3 1.3.2. Metamorfismo de contacto .......................................................................................................4 1.3.3. Metamorfismo cataclstico ......................................................................................................5 1.3.4. Metamorfismo hidrotermal.......................................................................................................5 1.3.5. Metamorfismo de choque .........................................................................................................5 1.4. ALGUNOS EJEMPLOS DE METAMORFISMO .........................................................................................6 1.4.1. Los Highlands meridionales de Escocia ..................................................................................6 1.4.2. El plutn Fanad, Donegal, Irlanda ..........................................................................................8 BIBLIOGRAFA .......................................................................................................................................10 FACTORES DEL METAMORFISMO ...............................................................................................11 2.1. LA TEMPERATURA ..........................................................................................................................11 2.2. LA PRESIN ....................................................................................................................................14 2.3. FLUIDOS METAMRFICOS ...............................................................................................................16 2.4. EL TIEMPO COMO VARIABLE EN EL METAMORFISMO: TRAYECTORIAS P-T-T ..................................18 BIBLIOGRAFA .......................................................................................................................................22 ROCAS METAMRFICAS: TIPOS Y TEXTURAS ........................................................................23 3.1. MATERIA PRIMA DEL METAMORFISMO: CATEGORAS COMPOSICIONALES .......................................24 3.1.1. Rocas cuarcticas (silceas)....................................................................................................25 3.1.2. Rocas ultramficas .................................................................................................................25 3.1.3. Rocas calcreas......................................................................................................................25 3.1.4. Rocas pelticas........................................................................................................................25 3.1.5. Rocas calcosilicatadas ...........................................................................................................26 3.1.6. Rocas mficas.........................................................................................................................26 3.1.7. Rocas cuarzofeldespticas .....................................................................................................27 3.1.8. Otras composiciones ..............................................................................................................27 3.2. LAS TEXTURAS DE LAS ROCAS METAMRFICAS ..............................................................................27 3.2.1. Introduccin ...........................................................................................................................27 3.2.2. Texturas..................................................................................................................................28 3.3. CLASIFICACIN DE LAS ROCAS METAMRFICAS .............................................................................43 3.3.1 Nombres de las rocas metamrficas definidos por su textura.................................................43 3.3.2 Nombres de rocas metamrficas con deformacin intensa (= tectonitas) ..............................44 3.3.3 Trminos especiales ................................................................................................................45 3.3.4. Nombres relacionados con la naturaleza del protolito ..........................................................47 BIBLIOGRAFA .......................................................................................................................................47 REACCIONES METAMRFICAS.....................................................................................................49 4.1. EL EQUILIBRIO QUMICO .................................................................................................................49 4.2. LA REGLA DE LAS FASES .................................................................................................................50

4.3. ASOCIACIONES MINERALES Y PARAGNESIS MINERALES ................................................................54 4.4. DIAGRAMAS DE FASES METAMRFICOS ..........................................................................................56 4.4.1. Diagramas P-T.......................................................................................................................56 4.4.2. Diagramas de fases composicionales.....................................................................................56 4.5. REACCIONES METAMRFICAS ........................................................................................................69 4.5.1. Reacciones discontinuas o univariantes.................................................................................69 4.5.2. Reacciones continuas o divariantes .......................................................................................70 4.5.3. Reacciones de intercambio catinico.....................................................................................72 4.5.4. Reacciones que involucran a una fase fluida: reacciones de desvolatilizacin.....................73 4.5.5. La verdadera naturaleza de las reacciones metamrficas: las reacciones inicas ...............75 BIBLIOGRAFA .......................................................................................................................................76 EVALUACIN DE LAS CONDICIONES DEL METAMORFISMO.............................................77 5.1. GRADO METAMRFICO ...................................................................................................................77 5.2. MINERALES NDICE Y ZONAS MINERALES .......................................................................................78 5.3. ISOGRADAS E ISOGRADAS DE REACCIN .........................................................................................80 5.4. FACIES METAMRFICAS .................................................................................................................81 5.5. SERIES DE FACIES METAMRFICAS .................................................................................................84 5.6. DETERMINACIN CUANTITATIVA DE LA PRESIN Y LA TEMPERATURA: GEOTERMOBAROMETRA...85 5.7. REDES PETROGENTICAS ................................................................................................................86 5.8. BATOZONAS Y BATOGRADAS..........................................................................................................89 BIBLIOGRAFA .......................................................................................................................................93 EL METAMORFISMO REGIONAL BARROWIENSE DE LAS ROCAS PELTICAS ..............96 6.1. INTRODUCCIN ..............................................................................................................................96 6.2. ZONAS MINERALES DE BARROW.....................................................................................................97 6.2.1. Zona de clorita .......................................................................................................................97 6.2.2. Zona de biotita .......................................................................................................................97 6.2.3. Zona de granate .....................................................................................................................98 6.2.4. Zona de estaurolita...............................................................................................................101 6.2.5. Zona de distena ....................................................................................................................102 6.2.6. Zona de sillimanita...............................................................................................................103 6.2.7. Resumen ...............................................................................................................................103 BIBLIOGRAFA .....................................................................................................................................105 NDICE ANALTICO .........................................................................................................................107

iv

TEMA

1

Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

1.1. DefinicinMetamorfismo significa cambio e incluye todos aquellos procesos por los cuales una roca, formada originalmente en un ambiente gneo o sedimentario, recristaliza en estado slido en respuesta a nuevas condiciones ambientales para formar una roca metamrfica. Muchas rocas metamrficas retienen alguna caracterstica de la roca de la que proceden, como la composicin qumica global o estructuras como la estratificacin, pero, adems, desarrollan nuevas texturas y, a menudo, nuevos minerales. Los factores responsables de estos cambios son bsicamente tres: (1) temperatura, (2) presin y (3) presencia y composicin de la fase fluida. Los veremos en el tema siguiente.

1.2 Lmites del metamorfismoEn su acepcin ms amplia, el metamorfismo incluye todas aquellas rocas que han recristalizado sin fundirse totalmente, de modo que ahora contienen nuevos minerales que no eran estables en su ambiente sedimentario o gneo original o han desarrollado nuevas texturas. En la prctica, del mbito del metamorfismo se excluyen todos los cambios (y por tanto todas las rocas) que se producen durante la diagnesis de las rocas sedimentarias, los procesos de meteorizacin y la formacin de yacimientos minerales, todos ellos normalmente tratados de forma separada en otras asignaturas. Est claro que los lmites de lo que se considera metamorfismo son algo arbitrarios y ciertos procesos metamrficos pueden tratarse en exactamente la misma forma que determinados procesos diagenticos o de gnesis de yacimientos minerales. Cuando el porcentaje de fusin se hace importante, el metamorfismo pasa gradualmente hacia el magmatismo. La figura 1.1 muestra los lmites del metamorfismo en un diagrama presin/temperatura, segn Bucher y Frey (1994). Ntese el gran solapamiento entre el campo de los procesos gneos y los metamrficos. El lmite inferior de temperatura se sita en la transicin de la diagnesis al metamorfismo, que es un lmite gradual y mal definido entre los 100 y los 200 C, segn las litologas. En la figura 1.1 se ha situado en 200 C. El lmite superior de

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

Metamorfismo

Figura 1.1. Rango de presiones (P) y temperaturas (T) del metamorfismo. El lmite entre la diagnesis y el metamorfismo es gradual y el valor de T= 200C que se muestra es un valor promedio. Ntese que en este diagrama el metamorfismo no tiene un lmite superior de presin y que existe un solapamiento muy importante entre los procesos metamrficos y los gneos. Tambin se muestran algunos casos particulares de metamorfismo extremo: las granulitas del "Scourian" del NW de Escocia, las rocas con piropo y coesita del macizo de Dora Maira, en los Alpes accidentales, y las rocas metamrficas con diamantes del macizo de Kokchetav en el norte del Kazakhstan. La zona recuadrada en negro y de color gris ms oscuro en la figura muestra el rango de presiones y temperaturas tpicos de la corteza, donde se concentran la mayor parte de las rocas metamrficas que podemos estudiar. Tambin se han incluido, como referencia, los campos de estabilidad de los aluminosilicatos. El grfico est basado en uno de Bucher y Frey, 1993, pg. 4.

temperatura est peor definido que el inferior. Existe un solapamiento muy grande con los procesos gneos, como se observa en la figura 1.1. En la corteza, las rocas de composicin grantica (que son las que primero alcanzan el slidus) comienzan a fundir en presencia de agua a temperaturas tan bajas como 630 C (lnea Slidus granito hidratado en la figura 1.1). En condiciones anhidras, sin embargo, los rocas granticas pueden seguir recristalizando en estado slido hasta temperaturas del orden de los 1000 C. En el manto superior, los procesos metamrficos en estado slido continan a temperaturas todava mayores (curvas de slidus y lquidos de las peridotitas). Es por ello que en el diagrama de la figura 1.1 no se ha limitado el metamorfismo por la parte superior de la escala de temperaturas. Otras rocas, como las rocas gneas bsicas e intermedias, tiene temperaturas de fusin entre las de los granitos y las peridotitas. En cuanto a la presin, el lmite inferior se puede situar a la presin atmosfrica (1 bar), ya que hay procesos hidrotermales que generan minerales metamrficos en condiciones superficiales. Por lo que respecta al lmite superior, su definicin es mucho ms complicada. En la figura 1.1 se muestran tres casos particulares de rocas metamrficas de condiciones extremas, dos de ellos correspondientes a rocas metamrficas formadas a presiones muy elevadas. La existencia de estas rocas metamrficas pone de manifiesto que los procesos metamrficos pueden seguir activos a presiones de mas de 40 kilobares (kbar), lo que implica profundidades de unos 150 km (ver la escala de la derecha). Es por ello que en la figura 1.1 tampoco se ha dibujado un limite superior para la presin a la que pueden formarse rocas metamrficas.

2

Metamorfismo

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

Aunque estos lmites son muy extensos, la mayora de las rocas metamrficas se han formada en condiciones de presin y temperatura dentro del rea marcada por una lnes negra gruesa en la figura 1.1. Este rea incluye todas las rocas metamrficas formadas en la corteza (se ha asumido un espesor mximo de la corteza de unos 75 km). Dentro de este polgono se han dibujado los campos de estabilidad de los polimorfos de los aluminosilicatos (andalucita, And; sillimanita, Sill; y distena, Ky) que en los temas siguientes van a jugar un papel muy importante.

1.3. Tipos de metamorfismoEl metamorfismo se puede "compartimentar" de varias maneras segn prestemos atencin a unas caractersticas o a otras. La primera gran subdivisin que se puede hacer es atendiendo a la variacin de la composicin qumica entre la roca antes de metamorfizarse (el protolito) y la roca metamrfica resultante. As se distinguen dos tipos de metamorfismo. Si la composicin qumica global se mantiene aproximadamente constante (a excepcin de los elementos voltiles, como H2O y CO2) se habla de metamorfismo isoqumico. Normalmente cuando se habla simplemente de metamorfismo, uno se refiere a este tipo de metamorfismo isoqumico. Si la composicin qumica global cambia significativamente, tanto por aporte como por prdida de determinados elementos, se habla de metamorfismo aloqumico o metasomatismo. En estos casos la interaccin entre la roca metamrfica y los fluidos intersticiales es fundamental (interaccin agua/roca).

Otra manera de subdividir el metamorfismo es atendiendo al factor principal responsable del cambio. As tenemos: Metamorfismo trmico, donde el factor principal es la temperatura. Metamorfismo dinmico, donde el factor principal es la presin dirigida o esfuerzo desviatorio. Metamorfismo dinamotrmico, donde temperatura y presin dirigida son ambos factores importantes.

La subdivisin ms til y generalizada es aquella que se basa en el ambiente geolgico donde se produce el metamorfismo. Es el esquema de clasificacin ms utilizado, aunque el nmero de subdivisiones vara segn el libro de texto consultado. Aqu recogemos la clasificacin de Yardley (1989).

1.3.1. Metamorfismo regionalDa lugar a extensas reas de rocas metamrficas asociadas a cadenas montaosas. El calentamiento responsable del metamorfismo no est asociado a ningn cuerpo gneo intrusivo particular, aunque en la misma rea puede haber rocas plutnicas. El metamorfismo regional est casi siempre acompaado por deformacin y plegamiento y las rocas resultantes desarrollan una fbrica planar por orientacin preferente de minerales inequidimensionales. Cuando el metamorfismo regional est acompaado de deformacin y plegamiento se le denomina metamorfismo orognico. La tabla 1.1 resume las caractersticas ms importantes del metamorfismo orognico y lo compara con otros dos tipos de metamorfismo, el de contacto y el de fondo ocenico, que se ven a continuacin. Las rocas generadas por metamorfismo regional son las rocas metamrficas ms abundantes y entre ellas destacan las pizarras, las filitas, los esquistos y

3

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

Metamorfismo

los gneisses como casos ms representativos. Se trata del tipo ms importante de metamorfismo dinamotrmico. Un caso particular de metamorfismo regional es el denominado metamorfismo de enterramiento, que se produce en la base de potentes secuencias sedimentarias y volcanosedimentarias por subsidencia en cuencas sedimentarias. Se alcanzan condiciones de metamorfismo bajo y muy bajo, pero en este caso sin deformacin ni plegamiento asociados. Tabla 1.1. Comparacin del metamorfismo orognico, de fondo ocenico y de contacto (tomado de Bucher y Frey, 1994, pg. 7).Tipo de metamorfismo Ambiente geolgico Orognico En cinturones orognicos, con extensiones de varios miles de kilmetros cuadrados. De fondo ocenico En la corteza ocenica, con extensiones de varios miles de kilmetros cuadrados. De contacto Prximo al contacto con intrusiones epizonales de rocas gneas; la aureola de contacto tiene una anchura de pocos metros a pocos kilmetros.

Rgimen esttico/dinmico

Dinmico, generalmente asociado con varias fases de deformacin. 150-1100 C. 2-30 kbar (para rocas corticales). 5-60 C/km (vertical). Engrosamiento litosfrico, compresin y calentamiento asociados con subduccin y seguido de relajacin trmica.

Sobre todo esttico, con algo Esttico, sin foliacin. de fracturacin, pero que desarrolla una foliacin penetrativa. 150-500 C. < 3 kbar. 50-500 C (vertical u horizontal). Calor proporcionado por el material ascendente en las dorsales ocenicas combinado con la circulacin de agua de mar en las rocas fracturadas todava calientes. Metabasaltos, metagabros, serpentinitas, greenstones, con la textura original normalmente conservada. 150-750 C. 0.1-3 kbar. 100 C/km o mayor (horizontal). Calor proporcionado por intrusiones gneas.

Temperatura Presin litosttica Gradientes de temperatura Procesos

Rocas metamrifcas tpicas

Pizarras, filitas, esquistos, gneisses, migmatitas, esquistos verdes, anfibolitas, esquistos azules, eclogitas.

Corneanas, rocas calcosilicatadas, skarn.

1.3.2. Metamorfismo de contactoEl metamorfismo de contacto se produce como consecuencia del aumento local de la temperatura de la roca encajante en las inmediaciones de una intrusin gnea. La zona de la roca de caja cercana a la intrusin se ve afectada por el aumento de temperatura que supone el emplazamiento de un fundido gneo y desarrolla lo que se conoce como una aureola de metamorfismo de contacto. Habitualmente las rocas de esta aureola no estn deformadas y los minerales metamrficos crecen sin una orientacin preferente, produciendo rocas masivas y muy duras denominadas genricamente corneanas. Sin embargo, muchas corneanas pueden retener (al menos lejos del contacto con la intrusin) vestigios de fbricas planares desarrolladas durante una fase previa de metamorfismo regional (como le ocurre a las denominadas pizarras mosqueadas"), mientras que en otras aureolas la intrusin produce una deformacin en la roca de caja contempornea al emplazamiento que genera una fbrica planar en las rocas metamrficas resultantes, por lo que en muestra de mano estas rocas son muy similares a las rocas de metamorfismo regional.

4

Metamorfismo

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

Las rocas de metamorfismo de contacto son bastante variadas, aunque las ms comunes se forman siempre alrededor de plutones granticos emplazados en la corteza superior o media. En reas puntuales, coladas baslticas o diques de rocas bsicas pueden dar lugar a rocas metamrficas de contacto de poca extensin y con mineralogas inusuales. El metamorfismo de contacto es el caso ms tpico de metamorfismo trmico. A veces, metamorfismo trmico se usa como sinnimo de metamorfismo de contacto. La tabla 1.1 resume las caractersticas de este tipo de metamorfismo.

1.3.3. Metamorfismo cataclsticoEs incluso ms local en extensin que el metamorfismo de contacto y es aqul que ocurre a lo largo de planos de falla o zonas de cizalla como resultado de la intensa deformacin que sufren las rocas en las inmediaciones del plano de deslizamiento de la falla. A menudo la trituracin mecnica de la roca est acompaada de la recristalizacin de los minerales preexistentes e incluso del crecimiento de nuevos minerales hidratados debido al movimiento de fluidos en la zona de deformacin. Este movimiento est facilitado por la elevada permeabilidad de los materiales prximos al plano de falla. Debido al predominio de los procesos de deformacin por actuacin de esfuerzos desviatorios, este tipo de metamorfismo se conoce tambin con el nombre de metamorfismo dinmico. Las rocas resultantes del metamorfismo cataclstico son las cataclasitas y las milonitas; las primeras no tienen fbrica planar mientras que las segundas, ms abundantes, s la presentan.

1.3.4. Metamorfismo hidrotermalInvolucra un cambio qumico (metasomatismo) como parte fundamental del proceso y se produce por circulacin de fluidos calientes a travs de fisuras, grietas, diaclasas y fracturas en la roca. Este tipo de metamorfismo se asocia comnmente a la actividad gnea, ya que se necesitan importantes gradientes de temperatura (como los presentes alrededor de plutones granticos epizonales) para movilizar fluidos por conveccin. Es tambin un proceso importante en campos geotrmicos y es responsable de la formacin de gran cantidad de mineralizaciones de importancia econmica como los yacimientos porphyry copper. Sin embargo, el caso ms generalizado y de mayor extensin regional de metamorfismo hidrotermal es el denominado metamorfismo de fondo ocenico, que es el que tiene lugar en las inmediaciones de las dorsales ocenicas por circulacin de agua marina a alta temperatura a travs de las rocas baslticas y gabroicas de la corteza ocenica (ver tabla 1.1).

1.3.5. Metamorfismo de choqueTambin denominado metamorfismo de impacto, no tiene ninguna relacin gentica con los anteriores y se produce por el impacto a alta velocidad de meteoritos de gran tamao sobre las superficies planetarias. En otros planetas del sistema solar, como Mercurio y La Luna, el metamorfismo de impacto es, tal vez, el proceso geolgico ms importante, pero en La Tierra, aunque no ha sido ni es menos frecuente, queda enmascarado por la actuacin de muchos otros procesos de mayor importancia. El metamorfismo de choque es, por tanto, muy raro sobre la superficie terrestre. La onda de choque generada por el impacto meteortico afecta a las rocas adyacentes, exponindolas a presiones extremadamente grandes durante una fraccin de segundo. La relajacin de la red cristalina de los minerales tras el paso de la onda de choque provoca un aumento de la temperatura que puede dar lugar a la fusin e incluso la vaporizacin de parte del material rocoso cercano a la zona del impacto. El intenso proceso de compresin

5

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

Metamorfismo

que sufren los minerales da lugar, en el caso del cuarzo, a la formacin de polimorfos de muy alta presin como la stishovita y la coesita. Con excepcin del metamorfismo de choque, los otros tipos de metamorfismo considerados muestran similitudes entre ellos, tanto en lo referente a las rocas a las que afectan, como a los minerales producidos. Por ejemplo, a pesar de las importantes diferencias texturales entre las rocas de metamorfismo regional y de contacto, muchos minerales metamrficos son comunes a ambos tipos. Las rocas de metamorfismo regional de cualquier zona orognica (moderna o antigua) suelen estar cortadas por zonas de cizalla afectadas por metamorfismo cataclstico y atravesadas por intrusiones granticas que provocan aureolas de metamorfismo de contacto, as como diferentes tipos de rocas metasomticas producidas por metamorfismo hidrotermal asociado al movimiento de fluidos en las inmediaciones de una intrusin ya slida pero todava caliente. Con esto se queremos poner de manifiesto que los diferentes procesos metamrficos no definen categoras mutuamente exclusivas y que una misma roca ha podido sufrir ms de un tipo de metamorfismo (polimetamorfismo).

1.4. Algunos ejemplos de metamorfismoAntes de comenzar a ver algunos aspectos bastante abstractos del metamorfismo, es til tener una idea aproximada de cmo aparecen las rocas metamrficas en el campo y qu caractersticas tienen. En esta seccin vamos a describir dos ejemplos de reas donde afloran rocas metamrficas para ilustrar alguno de sus modos de ocurrencia. Aunque actualmente gran parte del trabajo en petrologa metamrfica est basado en estudios experimentales (de laboratorio) y tericos, estos son de poco valor si no se relacionan con la composicin y las condiciones fsicas de formacin de las rocas metamrficas. El trabajo de campo es y seguir siendo la parte ms fundamental en los estudios de petrologa metamrfica. Los dos ejemplos que siguen estn tomados de Yardley (1989), captulo 1.

1.4.1. Los Highlands meridionales de EscociaLa parte sureste de los Highlands de Escocia (ver la parte inferior de la figura 1.2 para la localizacin) es una de las reas ms clsicas de la geologa metamrfica. Aqu fue donde G. M. Barrow hizo, a finales del siglo pasado, uno de los primeros estudios donde se mostraba claramente una variacin sistemtica de la mineraloga de las rocas metamrficas que poda ser relacionada con cambios en las condiciones fsicas (de temperatura en particular) a las que las rocas haban estado sometidas. Las rocas de este rea son metasedimentos (es decir, rocas metamrficas que provienen de rocas sedimentarias previas: ver el tema 3), con alguna intercalacin de rocas gneas bsicas, de edad cmbrica del Supergrupo Dalradian. Las arenitas originales, ricas en cuarzo, muestran pocos cambios en todo el rea, pero Barrow encontr que las rocas pelticas (rocas sedimentarias lutticas metamorfizadas) se podan dividir en una serie de zonas metamrficas, cada una caracterizada por la aparicin, conforme el metamorfismo se haca ms intenso, de un nuevo mineral metamrfico fcil de identificarse en el campo. Tambin not que estos cambios mineralgicos estaban acompaados de un aumento general del tamao de grano, que haca que las lutitas iniciales se convirtieran en pizarras primero y finalmente en esquistos. Las pizarras son las rocas metamrficas menos modificadas con respecto al material luttico original y por ello se

6

Metamorfismo

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

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

dice que se trata de rocas de grado bajo1. Barrow se refiri a estas rocas de grado ms bajo como "rocas de la zona de clorita". La aparicin de otros minerales metamrficos, no presentes en las rocas de grados ms bajos, permiti a Barrow definir una sucesin de zonas metamrficas, que son las siguientes (ver tambin la figura 1.2): Zona de clorita. En esta zona las pelitas contienen clorita junto con moscovita, cuarzo y albita. Zona de biotita. Marcada por la aparicin de biotita marrn-rojiza o marrn-verdosa. Clorita, moscovita, albita y cuarzo estn todava presentes. Zona de granate. El mineral metamrfico tpico que aparece es granate almandnico, que suele ser muy evidente (por color y tamao) en el campo y en muestra de mano. A este grado las rocas pelticas son ya esquistos y suelen contener adems biotita, clorita, moscovita, cuarzo y plagioclasa sdica (albita u oligoclasa). Sin embargo, la clorita puede estar ausente. Zona de estaurolita. La estaurolita aparece y coexiste con biotita, moscovita, cuarzo, plagiclasa sdica y comnmente granate. Puede persistir todava algo de clorita. Zona de distena. Los esquistos con distena de esta zona contienen biotita, cuarzo, plagioclasa, moscovita y granate en la mayor parte de los casos. La estaurolita tambin suele estar presente, a veces formando intercrecimientos complejos con la distena. Zona de sillimanita. La sillimanita, que es el nuevo mineral que aparece, se asocia con biotita, moscovita, cuarzo, plagioclasa, granate y, a veces, estaurolita. La distena tam-

1 Grado es un trmino poco preciso que se suele usar en sentido relativo para referirse a las condiciones, sobre todo de temperatura y mucho ms raramente de presin, a las que han sido sometidas las rocas metamrficas de un rea. Las rocas de grado bajo han sido sometidas a condiciones menos extremas de temperatura que las rocas de grado medio y stas, a su vez, a temperaturas menos altas que las rocas de grado alto y muy alto. Ms sobre este concepto en el Tema 5 (Evaluacin de las condiciones del metamorfismo).

7

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

Metamorfismo

bin puede estar presente, a pesar de que sillimanita y distena tienen la misma composicin (Al2SiO5). Al microscopio se observa que, adems de los minerales metamrficos principales que van apareciendo en las sucesivas zonas, estas rocas pelticas contienen otras minerales accesorios tales como turmalina, apatito y circn y a menudo cantidades apreciables de minerales opacos, entre los que destacan magnetita, ilmenita, pirita, pirrotina y grafito. Los minerales metamrficos que caracterizan cada zona se denominan minerales ndice. Es importante darse cuenta que un mineral ndice puede persistir ms all de la zona a la que da nombre, como le ocurre, por ejemplo, a la biotita o el granate. La manera en que Barrow cartografi estas zonas fue anotando sobre un mapa la posicin de la primera aparicin de cada mineral ndice al aumentar el grado metamrfico (es decir, conforme se iba moviendo de grado bajo a grado alto). El conjunto de todos los puntos de primera aparicin de un determinado mineral ndice define una lnea sobre el mapa (figura 1.2), que Barrow denomin isograda (lnea de grado metamrfico constante). Posteriormente se ha visto que esto no es exactamente as y la terminologa actual es un poco ms complicada, como veremos en el Tema 5. El trmino isograda se suele sustituir por el de lmite de zona mineral, que es el que usaremos. El estudio de las zonas metamrficas de Barrow ilustra un concepto muy importante en metamorfismo: el de metamorfismo progresivo. Se asume generalmente en todos los tipos de metamorfismo que las rocas de grado ms alto tuvieron antes asociaciones minerales tpicas de grados ms bajos y que han recristalizado y cambiado su composicin mineralgica progresivamente conforme el metamorfismo se haca ms intenso, en vez de cambiar bruscamente de, por ejemplo, una roca luttica no metamorfizada a un esquisto de grado alto. La sustitucin de unos minerales formados en condiciones de P y T bajas por otros formados en condiciones de P y T ms altas se denomina metamorfismo progrado y el proceso opuesto, de remplazamiento de minerales de alta P-T por otros de grado menor, metamorfismo retrgrado. Tanto el metamorfismo progrado como el retrgrado son ejemplos de metamorfismo progresivo. El metamorfismo de los Highlands escoceses es un caso tpico de metamorfismo regional que afecta a un rea extensa y (contrariamente a lo que opinaba Barrow) que no est relacionado directamente con ninguna fuente especfica de calor (como las intrusiones granticas que aparecen al norte de los materiales metamrficos en la figura 1.2). Este esquema zonal de los Highlands escoceses se repite sistemticamente en muchas otras reas de metamorfismo regional sobre materiales pelticos. Recibe el nombre de zonas de Barrow o metamorfismo barrowiense.

1.4.2. El plutn Fanad, Donegal, IrlandaEste segundo ejemplo de metamorfismo tambin afecta a materiales pelticos cmbricos, en este caso en la regin de Donegal en Irlanda , tambin clsica desde el punto de vista geolgico (ver situacin en la parte superior de la figura 1.3). Se trata de una zona estrecha de rocas metamrficas alrededor de un cuerpo grantico, el plutn de Fanad. Las rocas cmbricas de Donegal han sufrido un metamorfismo regional similar al de los Highlands meridionales de Escocia del ejemplo anterior. En las inmediaciones del

8Figura 1.3. Zonas metamrficas desarrolladas sobre los esquistos pelticos en la aureola del plutn de Fanad, Donegal, Irlanda (tomado de Yardley, 1989, pg. 11)

Metamorfismo

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

plutn de Fanad el metamorfismo es el tpico de la zona de granate. Posteriormente, los granates han sido reemplazados parcialmente por clorita. (El proceso de convertir minerales formados a una temperatura ms alta en minerales caractersticos de un grado ms bajo recibe el nombre de metamorfismo retrgrado.) El plutn de Fanad se emplaz despus de este episodio de metamorfismo regional retrgrado. Su tamao exacto no se conoce, pero aflora 15 km a lo largo de la costa y los efectos metamrficos que provoca se sienten hasta una distancia de 1750 m desde el contacto con la roca grantica. La secuencia de zonas metamrficas se aprecia mejor en un rea al este del plutn, cercana a la costa (figura 1.3). El primer cambio que se distingue (en lmina delgada) al acercarnos al plutn es el crecimiento de nuevos cristales de biotita, algunos de los cuales lo hace alrededor de antiguos cristales de granate. Esta aparicin viene seguida por el crecimiento de nuevos cristales de granate alrededor de los antiguos. Un poco despus aparece andalucita y la clorita desparece. Los sucesivos lmites de zona marcan la aparicin de cordierita y finalmente de sillimanita (variedad fibrolita) con feldespato potsico. La moscovita ya no est presente en la zona de sillimanita. Es inmediatamente aparente del estudio de las relaciones de contacto en el campo que las zonas metamrficas estn directamente relacionadas con la intrusin grantica. Estas rocas forman una aureola de metamorfismo alrededor del plutn, plutn que en este caso ha actuado como una fuente obvia de calor para el metamorfismo. Se trata, por tanto, de un ejemplo de metamorfismo de contacto sobre rocas metamrficas previas de composicin peltica. A pesar de la similitud composicional entre las rocas de la aureola de Fanad y las de los Highlands escoceses, los minerales que aparecen no son los mismos en los dos casos (figura 1.4). Cordierita y andalucita aparecen en la aureola de Fanad pero no en los Highlands, la estaurolita es mucho menos abundante aqu y la distena ni siquiera aparece. Estas diferencias sugieren queHighlands de Escocia. Zona de:

Clorita Biotita Granate Biotita Granate

Estaurolita

Distena Andalucita

Sillimanita Cordierita Sillimanita

Plutn Fanad, Irlanda. Zona de:

Densidad polimorfos de Al2SiO5: Andalucita: 3.1 gr/cm3 Distena: 3.6 gr/cm3iva Cu

8 Presin (kbar) 6 4 2DISTENA

Punto invariante

SILLIMANITA

rva

un

r ia n

te

Conclusin: Metamorfismo regional de los Highlands: presin ms alta (aparece distena) Metamorfismo de contacto del plutn Fanad: presin ms baja (aparece andalucita)

ANDALUCITA

200 400 600 800 Temperatura (C)

Figura 1.4. Comparacin de las zonas metamrficas de los Highlands escoceses y del plutn de Fanad en Irlanda. La presencia de distena en la primera y de andalucita en la segunda, que tienen una densidad diferente, sugiere que las rocas escocesas se metamorfizaron a una presin ms alta que las rocas de Irlanda, aunque a temperaturas comparables.

9

Tema 1: Definicin, lmites y tipos de metamorfismo

Metamorfismo

las condiciones de metamorfismo fueron diferentes en las dos reas. En ambas regiones se observan un amplio rango de condiciones metamrficas, con la sillimanita como mineral caracterstico del grado ms alto en las dos reas, indicando que las temperaturas de metamorfismo se solapan de alguna manera en los dos casos. La diferencia en la sucesin de minerales ndice refleja, ms probablemente, una diferencia en la profundidad del metamorfismo, es decir, en la presin. Podemos confirmar este supuesto analizando los diferentes polimorfos de Al2SiO5 que aparecen. En los Highlands escoceses la distena es reemplazada por sillimanita cuando el grado aumenta, mientras que en Fanad la andalucita es el primer polimorfo de Al2SiO5 en aparecer, seguido tambin de la sillimanita. La densidad de la distena es de 3.6 gr/cm3 y la de la andalucita de 3.1 gr/cm3. El efecto de aumentar la presin es el de favorecer la formacin del polimorfo ms denso (manteniendo constantes el resto de las condiciones). Como andalucita y distena tienen la misma composicin y parecen haberse formada a temperaturas similares (justo antes de que aparezca la sillimanita en ambos casos), es razonable suponer que el metamorfismo de contacto de Fanad, con andalucita, se produjo a menor presin (ms cerca de la superficie) que el metamorfismo regional de los Highlands escoceses, con distena.

BibliografaReferencias bsicas Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Captulo 1]. Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Captulo 1]. La mayor parte del tema est basado en este captulo. Otras referencias Barker, A.J. (1998, 2 edicin). Introduction to Metamorphic Textures and Microstructures, Stanley Thornes. [Captulo 1]. Best, M.G. (1982). Igneous and Metamorphic Petrology, Freeman. [Captulo 10]. Kornprobst, J. (1996). Manual de Petrologa metamrfica y su contexto geodinmico, Masson. [Captulo 1]. Mason, R. (1990, 2 edicin). Petrology of the Metamorphic Rocks, Unwin-Hyman. [Captulo 1].

10

TEMA

2

Factores del metamorfismo

El metamorfismo se produce cuando una roca es sometida a un nuevo ambiente (qumico o fsico) en el cual la asociacin de minerales existente ya no es la asociacin mineral ms estable. Un "nuevo ambiente qumico" puede significar la infiltracin de un fluido que reacciona con la roca o el aporte de elementos qumicos por parte de un plutn grantico en enfriamiento. Por "nuevo ambiente fsico", entendemos, sobre todo, un cambio en la temperatura y/o la presin a la que la roca est sometida, o a la aplicacin de esfuerzos desviatorios (presin dirigida) que provocan la deformacin y la recristalizacin de la roca. Aunque hay otros factores que influyen en las caractersticas del producto final del metamorfismo, los tres ms importantes son, sin duda, la temperatura, la presin (litosttica, dirigida y de fluidos) y la composicin de la fase fluida. Cada una de las tres secciones siguientes se dedica a uno de estos factores del metamorfismo. Al final del tema se incluye una seccin (seccin 2.4) sobre el papel del tiempo en los procesos metamrficos, que da pie a la introduccin del concepto de trayectoria presin-temperatura-tiempo.

2.1. La temperaturaLa temperatura es una medida de lo caliente que un cuerpo est; es, por tanto, un concepto ntimamente relacionado con el de calor, pero no son idnticos. El calor fluye de los cuerpos que estn a temperaturas altas a los que estn a temperaturas bajas, hasta que la diferencia de temperaturas se elimina. Pero no todas las sustancias necesitan la misma cantidad de calor para aumentar su temperatura en una cantidad dada. Por ejemplo, hacen falta 45 julios (abreviado J) de calor para aumentar de 25 C a 26 C la temperatura de 22 cm3 (1 mol) de cuarzo, y aproximadamente 75 J para hacer que el mismo volumen de magnetita sufra el mismo aumento de temperatura. La cantidad de calor necesario para aumentar en 1 C la temperatura de un mol de una sustancia (a presin constante) recibe el nombre de capacidad calorfica y en el Sistema Internacional (SI) se mide en J mol-1 K-1, donde K (kelvin) es la escala absoluta de temperaturas, T(K) = T(C) + 273.15. Las rocas son aislantes bastante buenos puesto que son muy lentas en conducir el calor. Volmenes grandes de roca, como los involucrados en el metamorfismo regional, necesitan decenas de millones de aos para sufrir cambios de temperatura importantes. El metamorfismo regional es, por tanto, un proceso que se mide en escalas de tiempo del orden de 10-100 Ma (millones de aos). Otros tipos de metamorfismo, como el de contacto o el hidrotermal, necesi-

Tema 2: Factores del metamorfismo

Metamorfismo

tan tiempos ms cortos para producirse (del orden de 0.1 a 10 Ma) ya que afectan a volmenes de roca mucho menores. Como acabamos de ver, el calor se transporta siempre desde los sitios de alta temperatura hacia los sitios de baja temperatura. La Tierra, vista a escala planetaria, posee un interior caliente y una superficie fra. La consecuencia de esta diferencia de temperatura es un flujo constante de calor desde el interior hacia la superficie. Este flujo de calor recibe el nombre de flujo trmico y se mide en mW/m2 (miliwatios por metro cuadrado). El valor medio del flujo trmico sobre toda la superficie de la Tierra es de 30 mW/m2, aunque existen grandes diferencias a escala regional, con valores extremos que oscilan entre 20 mW/m2 en los cratones precmbricos y 120 mW/m2 en las dorsales ocenicas. La razn de esta variacin regional del flujo de calor es que hay tres contribuciones principales al flujo trmico superficial y cada una tiene una importancia diferente en unas regiones y otras. Estas contribuciones son: (1) el calor que fluye hacia la base de la corteza desde el manto; (2) el calor generado por la desintegracin de elementos radiactivos dentro de la corteza y que es mucho mayor en la corteza continental que en la ocenica; y (3) el calor transportado por cuerpos gneos fundidos en ascenso por la corteza. Adems, las cadenas montaosas recientes poseen valores altos de flujo trmico debido a un cuarto factor: el efecto conjunto del levantamiento y la erosin provoca el transporte rpido de rocas calientes hacia la superficie. Aqu rpido hay que entenderlo en comparacin con el tiempo que las rocas necesitan para enfriarse durante el ascenso. Como el levantamiento orognico se produce en tiempos cortos con respecto a los que las rocas necesitan para enfriarse, este levantamiento se produce sin excesiva prdida de calor, facilitando el que rocas calientes se siten cerca de la superficie y aumentando de esta forma el flujo trmico local. Una conclusin inmediata de que el flujo trmico apunte hacia el exterior de la Tierra es que la temperatura aumenta con la profundidad. Pero este aumento no es constante sino que es ms marcado cerca de la superficie y se hace menos acusado conforme la profundidad aumenta. La tabla 2.1 muestra esto de forma cuantitativa. La primera columna da la profundidad a intervalos regulares de 10 km; la segunda, la temperatura a dicha profundidad y la tercera la diferencia de temperatura entre dos profundidades consecutivas. As, el primer valor de la tercera columna, 208 C, es la diferencia de temperatura existente entre 10 km de profundidad y la superficie (0 km de profundidad); el segundo, 187 C, la diferencia de temperatura entre 20 y 10 km de profundidad (385 C 208 C), y as sucesivamente. Los valores que aparecen en la tercera columna indican variaciones de temperatura en intervalos de 10 km de profundidad; es decir, sus unidades son C/10 km. Dividiendo para 10 los valores de la tercera columna obtenemos la variacin de temperatura por cada kilmetro de profundidad. Esta magnitud recibe el nombre de gradiente geotrmico.Tabla 2.1. Variacin de la temperatura con la profundidad en la Tierra en una zona continental estable.Profundidad (km) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 Temperatura (C) 0 208 395 548 664 751 819 875 920 957 991 Diferencia de T (C/10 km) 208 187 153 116 87 68 56 45 37 34 Gradiente geotrmico (C/km) 20.8 18.7 15.3 11.6 8.7 6.8 5.6 4.5 3.7 3.4

12

Metamorfismo

Tema 2: Factores del metamorfismo

En la tabla se observa inmediatamente que la diferencia de temperatura entre dos profundidades consecutivas es cada vez menor o, dicho tcnicamente, que el gradiente geotrmico disminuye con la profundidad. Esto se pone de manifiesto en la figura 2.1 por la curvatura de la grfica profundidad-temperatura. Si el gradiente geotrmico fuera constante (es decir, la diferencia de temperatura entre dos profundidades consecutivas fuera igual para todas las profundidades), la curva profundidad-temperatura de la figura 2.1 sera una lnea recta. Las curvas profundidad-temperatura como las de la figura, que muestra la forma en que la temperatura vara con la profundidad por debajo de un punto particular de la superficie de la Tierra, reciben el nombre de geotermas. Estn formadas por segmentos con diferente gradiente geotrmico, como se muestra en la figura (curva de crculos blancos).Gradiente geotrmico (C/km)0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22

20

40

geoterma

60

80

Temperatura Gradiente geotrmico

Figura 2.1. Representacin grfica de los datos de la tabla 2.1. La curva de cuadrados negros corresponde a la segunda columna de la tabla 2.1 y la curva de crculos blancos a la tercera columna. Esta ltimo es el gradiente geotrmico que, como se observa, disminuye con la profundidad. La variacin de la temperatura con la profundidad (curva de cuadrados negros) se denomina geoterma y la representada en la figura es caracterstica de la corteza continental estable.

Profundidad (km)

100

0

200

400

600

800

1000

Temperatura (C)

Los gradientes geotrmicos cerca de la superficie estn en el rango 15-30 C/km, pero extremos de 5 a 60 C/km tambin se dan localmente. En el ejemplo de la tabla 2.1, el gradiente geotrmico en superficie es de 208 C/10 km, es decir de 20.8 C/km. La disminucin del gradiente geotrmico con la profundidad se debe a que no todas las contribuciones al flujo de calor tienen la misma importancia a distintas profundidades. En particular, la mayor concentracin de elementos radiactivos en las rocas cercanas a la superficie es la causa principal que da cuenta de la curvatura de las geotermas de la figura 2.1. La geoterma representada en la figura 2.1 es caracterstica de las regiones continentales estables. Se trata de una geoterma estacionaria (es decir, que su forma no varan con el tiempo, parte superior de la figura 2.2) y representa el flujo trmico en zonas donde hace tiempo que no existen perturbaciones tectnicas o gneas. En reas tectnicamente activas, que es donde se

Figura 2.2. Geoterma estacionaria (parte superior) y geoterma transitoria (parte inferior). En este esquema se muestran dos geotermas diferentes en cuatro instantes de tiempo. La geoterma de la parte superior no cambia su forma con el tiempo y por lo tanto es una geoterma estacionaria. La de la parte inferior, por el contrario, es distinta en cada fotografa, lo que quiere decir que la temperatura a una profundidad particular est cambiando con el tiempo. Se trata de una geoterma estacionaria

13

Tema 2: Factores del metamorfismo

Metamorfismo

produce el metamorfismo, las variaciones de la temperatura con la profundidad son ms complejas y variables tanto en el espacio como en el tiempo, dando lugar a geotermas transitorias (parte inferior de la figura 2.2). Las geotermas transitorias describen la relacin temperaturaprofundidad para una localidad determinada en un instante de tiempo determinado. Una geoterma estacionaria conserva su forma con el tiempo, mientras que una geoterma transitoria la modifica paulatinamente hasta que desaparecen los efectos de la perturbacin que ha producido las modificaciones. Esto es lo que se quiere poner de manifiesto de forma esquemtica en la figura 2.2. Por motivos de conveniencia, es usual representar las geotermas en grficos presintemperatura (P-T) en lugar de en grficos profundidad-temperatura como los mostrados aqu.

2.2. La presinLa presin en el interior de la Tierra mide la fuerza por unidad de superficie a la que una roca est sometida; depende del peso del material suprayacente y, por tanto, de la profundidad. La unidad de presin ms utilizada en geologa es el kilobar (kbar), 1 bar = 0.987 atmsferas. En el Sistema Internacional la presin se mide en pascales (Pa) y la tendencia en geologa es a usar esta unidad de presin en lugar del kbar. Afortunadamente la conversin es muy sencilla: 1 bar = 105 Pa, 1 kbar = 108 Pa = 0.1 Gpa (gigapascales). 2.2.1. Presin litosttica La presin total ejercida sobre un punto en el interior de la corteza terrestre debida al peso del material suprayacente recibe el nombre de presin litosttica y es igual a gh, donde (kg/m3) es la densidad media de las rocas situadas por encima, h (m) es la profundidad y g ( 10 m/s2) la aceleracin de la gravedad. En la mayor parte de los ambientes metamrficos (pero no en todos) la fuerza por unidad de rea sobre un punto es aproximadamente uniforme en todas las direcciones e igual a la presin litosttica. La razn ltima para suponer esto es que si una roca se somete a un esfuerzo1 mayor en una direccin que en otra y esta diferencia es mayor que la resistencia del material, la roca "cede" (se fractura si la deformacin es frgil o fluye si la deformacin es dctil). Por tanto, la resistencia de las rocas pone un lmite superior a la magnitud de los esfuerzos desviatorios que pueden actuar en la corteza. Los experimentos de laboratorio muestran que en condiciones metamrficas (velocidades de deformacin bajas, temperaturas de moderadas a altas y presencia de un fluido), las rocas tienen una resistencia baja y slo pueden soportar diferencias de presin de unas pocas decenas (centenares a lo sumo) de bares, que es un valor muy pequeo si lo comparamos con las presiones litostticas tpicas, del orden de varios kilobares. Es decir, la presin horizontal soportada por las rocas a varios kilmetros de profundidad debe ser muy similar a la soportada verticalmente y es por ello que usamos el valor de la presin litosttica para aproximar el valor de la presin confinante total a la que la roca est sometida. Como gua aproximada, la presin ejercida por una columna de roca de 10 km de altura est en el rango 2.6-3.2 kbar, dependiendo de su densidad. 2.2.2. Esfuerzo desviatorio La presin litosttica (homognea en todas las direcciones por definicin) no provoca deformacin, por grande que sea. La deformacin es el resultado de la actuacin de esfuerzos desiguales sobre una roca. Si colocamos un helado en el fondo de un cubo lleno de agua fra (el que el agua est fra es slo para que no se derrita el helado), dicho helado no se deformar, a pesar de estar soportando el peso de toda el agua, porque el aumento de presin es igual en todas lasNormalmente se utiliza el trmino presin (smbolo p) cuando hacemos referencia a una fuerza por unidad de rea igual en todas las direcciones y reservamos el trmino esfuerzo (smbolo ) cuando esta fuerza por unidad de rea es distinta segn la direccin en la que se mide. Presin dirigida y esfuerzo desviatorio son otros trminos que se usan en este contexto de fuerzas por unidad de superficie que varan con la direccin.1

14

Metamorfismo

Tema 2: Factores del metamorfismo

direcciones (presin hidrosttica). Pero si colocamos el helado sobre una mesa y le ponemos el cubo lleno de agua encima, el helado se aplastar. En este caso la presin vertical sobre el helado es la misma que en el caso anterior (es decir, el peso del agua, si suponemos que el cubo es de plstico y pesa poco en comparacin) pero la presin horizontal es diferente, ya que se mantiene igual a la presin atmosfrica. Es esta diferencia de presiones la que provoca la deformacin del helado. Una roca que experimenta esfuerzos diferentes en direcciones diferentes se dice que est sometida a un esfuerzo desviatorio. Si llamamos A al esfuerzo vertical y B al horizontal (parte a de la figura 2.3), la roca se deformar visiblemente slo cuando AB. Cuando A=B, es decir, cuando la presin es litosttica, la deformacin es nula. Por consiguiente, la deformacin resultante de la actuacin de esfuerzos desviatorios determina de manera fundamental las caractersticas texturales de las rocas metamrficas, pero no influye en los minerales que se forman (salvo cuando esos esfuerzos desviatorios catalizan determinadas reacciones metamrficas o facilitan la circulacin de fluidos). 2.2.3. Presin de fluidos Otra variable de presin muy importante en el metamorfismo es la presin de los fluidos que ocupan los poros, los lmites de grano y las fracturas de la roca (presin de fluido, smbolo Pf, parte b de la figura 2.3). Cuando la roca est "seca", la presin de fluidos es cero y la presin litosttica acta a travs de los contactos entre los granos de la matriz slida de la roca, mantenindolos unidos. Pero si en los poros existe un fluido, la presin de fluidos acta en la direccin opuesta, reduciendo la presin efectiva Pe (presin litosttica menos presin de fluido) que soportan los contactos entre granos, favoreciendo la deformacin de la roca (frgil o dctil) si existen esfuerzos desviatorios. Los procesos de compactacin, junto con los de expansin trmica de los granos y la liberacin de fluidos en reacciones de deshidratacin (metamorfismo progrado) provocan la generacin de presiones de fluido prximas a la presin litosttica (es decir, presiones efectivas muy bajas). Si la presin de fluido se hace mayor que la presin litosttica, la roca pasa de un estado compresivo a un estado distensivo y si esta distensin supera la resistencia de la roca a la traccin, se produce su fractura por el mecanismo denominado fracturacin hidrulica. Durante el proceso, el fluido escapa a travs de las fracturas producidas, disminuyendo as el valor de la

Figura 2.3. Resumen esquemtico de los esfuerzos que actan sobre una roca durante el metamorfismo. (a) Corte de una roca metamrfica en el que se muestra A, el esfuerzo normal debido al peso del material suprayacente y B, el esfuerzo normal horizontal. Si A B, la roca est sometida a un esfuerzo desviatorio, pero la diferencia (AB) est limitada por la resistencia de la roca. En una primera aproximacin podemos considerar que la presin litosttica vale Pl =A =B. (b) Interaccin entre la presin de fluidos (Pf), debida a la presencia de fluidos intersticiales, y la presin litosttica (Pl) en una roca para la que A =B. La presin litosttica Pl mantiene los granos unidos, mientras que la presin de fluidos tiende a separarlos. Si la presin efectiva (Pe=Pl Pf) se hace negativa, el fluido tender a provocar la ruptura de la roca por fracturacin hidrulica.

15

Tema 2: Factores del metamorfismo presin de fluidos y retornando la roca a un estado compresivo.

Metamorfismo

Conforme una roca metamrfica se enfra (metamorfismo retrgrado), la presin de fluidos disminuye hasta valores muy bajos, tanto por escape de los fluidos durante la fase prograda anterior, como por la incorporacin del poco fluido restante en minerales hidratados (reacciones de hidratacin).

2.3. Fluidos metamrficosLos fluidos son muy importantes en el metamorfismo. Existen evidencias de que la mayor parte de los procesos metamrficos se realizan en presencia de una fase fluida intergranular. Podemos resumir estas evidencias en dos principales: (1) Muchas rocas metamrficas contienen minerales hidratados como micas y anfboles, formados a temperaturas relativamente altas, lo que implica la presencia de agua (intersticial, absorbida, adsorbida, etc.) en el momento de su formacin. Adems, los voltiles (como H2O o CO2) desprendidos en las reacciones de deshidratacin y de descarbonatacin permanecen en contacto con la roca, aunque sea por breves periodos de tiempo, antes de ser expelidos, lo que incrementa en inventario de fluidos potencialmente presentes. (2) Las inclusiones fluidas conservadas en minerales metamrficos proporcionan una muestra directa de los fluidos existentes en el momento de la formacin del mineral que las incluye. En las inclusiones fluidas en minerales metamrficos se ha encontrado principalmente H2O, en menor proporcin CO2 y CH4 y, mucho ms raramente, N2. Dado que los fluidos son una parte fundamental del metamorfismo, es esencial comprender su comportamiento a las presiones y temperaturas propias de los procesos metamrficos (entre 100 y 1000 C de temperatura y entre 1 y 10 kbar de presin para las rocas metamrficas ms habituales). Es ampliamente conocido que el agua sufre un cambio de fase de lquido a vapor (ebullicin) cuando la temperatura alcanza 100 C a una atmsfera de presin y que este punto de ebullicin aumenta al aumentar la presin. Esto se muestra de forma grfica en la figura 2.4 (lnea negra gruesa), donde se observa con claridad el incremento de la temperatura de ebulli250 200 10 presin (bar) 150 100 50 0 0 50 100 150 200 250 300 350 400 101 5

Volumen molar del lquido Volumen molar del vapor

punto crtico

10

6

volumen molar (cm /mol)

lq u v a id o po r

10

4

10 curva de ebullicin

3

3

10

2

temperatura (C)Figura 2.4. Curva de ebullicin y variacin del volumen molar del agua (en cm3/mol) con la presin y la temperatura. Los valores del volumen molar que se dan no corresponden a una isobara, sino los que tiene el agua justo por encima y justo por debajo de la curva de ebullicin, es decir, para pares (P,T) sobre la curva de ebullicin.

16

Metamorfismo

Tema 2: Factores del metamorfismo

cin al aumentar la presin (este es el principio de las ollas a presin, donde los alimentos se cuecen antes al estar sometidos a temperaturas mayores de 100 C sin que el agua hierva). En la figura se ha representado tambin el volumen que ocupa un mol, 18.015 g, de agua lquida (crculos) y un mol de vapor de agua (cuadrados) a las presiones y temperaturas correspondientes a la curva de ebullicin (el volumen de un mol de cualquier sustancia recibe el nombre de volumen molar). Se aprecia que el volumen molar del agua lquida aumenta conforme recorremos la curva de ebullicin de izquierda a derecha, mientras que el volumen molar del vapor de agua disminuye mucho (ntese que la escala del volumen molar es logartmica). A una temperatura de 374 C y una presin de 220 bar los volmenes molares del agua lquida y del vapor de agua se hacen iguales, es decir, deja de haber un cambio de densidad al pasar de una fase a otra. Este punto recibe el nombre de punto crtico y por encima de l ya no existe una discontinuidad brusca en el volumen molar del agua al pasar de la fase lquida a la gaseosa. En el diagrama de fases, la curva de ebullicin simplemente termina en ese punto (crculo gris). Si tenemos agua lquida a una presin mayor de 220 bar, no la podremos hacer hervir, independientemente de lo que subamos la temperatura, aunque s que existir un rango estrecho de temperaturas entre las cuales el volumen molar del agua cambia rpidamente. El agua a presiones mayores de 220 bar o a temperaturas mayores de 375 C recibe el nombre de fluido supercrtico (se utiliza el trmino fluido para poner de manifiesto que no se trata ni de un lquido ni de un gas). Ntese que la presin crtica (la presin del punto crtico, 220 bar), que corresponde a una profundidad de algo ms de medio kilmetro, es muy baja comparada con las presiones tpicas del metamorfismo1. A profundidades mayores de unos 7 km en la corteza, el volumen molar del agua supercrtica es comparable al del agua lquida en la superficie, incluso a temperaturas elevadas. Esto es importante recordarlo, y la figura 2.5 lo pone claramente de manifiesto.curva de ebullicin punto crtico

Vapor

1000180 140 10 0 80

1 2 Profundidad (km) 3 4 5 6 7 8

0.5 Presin (kbar) 1.0 1.5 2.0 2.5

Agua lquida

Fluido supercrtico

40 20

Figura 2.5. Variacin del volumen molar del H2O (en cm3/mol) con la presin y la temperatura. La escala de la derecha muestra la profundidad aproximada (asumiendo que la presin de fluidos es igual a la presin litosttica). La curva de ebullicin del agua termina en el punto crtico. Las lneas que parten de ella son lneas de volumen molar constante y estn numeradas con el volumen molar en centmetros cbicos por mol de agua. Tambin se muestran dos lneas con gradientes geotrmicos de 10 C/km y 30 C/km, que ilustran que en condiciones metamrficas slo son esperables pequeas variaciones en el volumen molar del agua (tomado de Yardley, 1989, pg. 20).

Para ilustrar la importancia del volumen molar relativamente pequeo del agua en la mayor parte de la corteza, consideremos el efecto de intruir un magma (aproximadamente a 900Es incluso ms baja que la presin en el fondo de los ocanos, por lo que all el agua tampoco hierve si se aumentara su temperatura. Con una densidad de 1g/cm3 para el agua, la presin crtica se alcanza a una profundidad de 2200 m.1

/km 30 C 10 C/km

60

100

300

500

700

900

Temperatura C

17

Tema 2: Factores del metamorfismo

Metamorfismo

C) en sedimentos saturados de agua a dos profundidades distintas (ver la figura 2.5): (a) a menos de un kilmetros de profundidad y (b) en condiciones metamrficas, a 7 kilmetros de profundidad. En el primer caso, el agua se expandir rpidamente por ebullicin, al menos en un factor 25, desde un volumen molar de algo menos de 20 cm3/mol a un volumen molar de unos 500 cm3/mol, como se puede leer en la lnea horizontal a 1 km de profundidad en la figura 2.5. Esta expansin repentina producir con toda seguridad la fragmentacin explosiva de la roca. Incluso en el caso de que el vapor resultante permanezca en los poros y las fracturas, la masa total de agua ser insignificante y la roca habr sido literalmente "deshidratada". Por el contrario, en el segundo caso, el calentamiento del agua hasta temperaturas magmticas no produce ebullicin y el aumento de volumen es relativamente pequeo (en un factor 2.5 a lo sumo, de 20 cm3/mol a 50 cm3/mol, como se aprecia en la lnea horizontal a 7 km de profundidad en la figura). Esto implica que una gran cantidad de agua permanecer en los poros y las fracturas de la roca incluso a altas temperaturas, favoreciendo la recristalizacin de los minerales de la roca e influyendo de manera decisiva en el estilo de la deformacin. La composicin y el comportamiento de los fluidos metamrficos son actualmente dos temas de intensa actividad cientfica.

Propiedades sorprendentes del agua en condiciones metamrficas Entendemos por condiciones metamrficas aquellas que se dan en el metamorfismo regional de grado medio; es decir, unos 5 kbar de presin (15 km de profundidad) y unos 500 C de temperatura. Pues bien, en esas condiciones: El agua no hierve (es un fluido supercrtico). El volumen molar del agua es muy similar al que tiene el agua lquida en superficie; es decir, la densidad del agua en estas condiciones es ms comparable a la de un lquido que a la de un gas. La viscosidad del agua es muy baja. Por ejemplo, a una profundidad de 5 12 km (3 kbar) y 800 C, la viscosidad del agua es de 710 Pas, -3 comparada con 10 en superficie (20 C y 1 atm). En condiciones metamrficas, la viscosidad del agua es ms parecida a la de un gas que a la de un lquido. La difusividad del agua es similar a la de un gas. El agua se comporta de manera muy poco ideal en la mayor parte de las condiciones metamrficas (su actividad en menor mucho menor- que uno en esos casos). La constante dielctrica del agua es mucho menor que en superficie, lo que hace que su comportamiento como disolvente cambie radicalmente, de polar a no polar (es decir, de ser buen disolvente de sustancias inorgnicas a ser buen disolvente de sustancias orgnicas). La constante de disociacin del agua no vale 10 en condiciones -18 metamrficas, sino que tiene un valor cercano a 10 , lo que significa que pH=7 no implica neutralidad en esas condiciones, sino condiciones bastante cidas (pH=9 es el pH neutro).-14

2.4. El tiempo como variable en el metamorfismo: trayectorias P-T-tDurante las perturbaciones tectnicas (relacionadas con orogenias), cada volumen de roca sigue una historia individual y nica en el espacio y en el tiempo. Cada volumen de roca puede experimentar prdidas o ganancias de calor y los cambios en su profundidad implican cambios en la presin litosttica soportada. La figura 2.6 muestra un modelo muy simplificado de una zona de colisin continental, con formacin de una corteza de espesor doble del normal (70 km en lugar de los 35 km de la corteza continental normal). Vamos a seguir la evolucin temporal de

18

Metamorfismo

Tema 2: Factores del metamorfismo

la roca 3, marcada por una serie de cuadrados blancos, que comienza en la parte derecha del diagrama en t1=0 millones de aos. En la parte inferior de la figura hay cuatro diagramas P-T esquemticos que muestran la posicin de la roca durante su evolucin temporal. Los instantes de tiempo representados, aunque inventados, se han hecho corresponder con la duracin caracterstica de un episodio orognico alpino. La roca 3 en el instante t1 est sobre una geoterma estacionaria. En el instante t2 (10 Ma) el transporte tectnico ha movido la corteza (y nuestra roca) por debajo de otro bloque de corteza continental de espesor normal (35 km). El aumento de profundidad de la roca viene acompaado, por supuesto, por un aumento de la presin litosttica. Al mismo tiempo, esta roca comienza a recibir ms calor que en su posicin anterior. Sin embargo, como el transporte de calor es ms lento que el transporte tectnico (recordar que las rocas son muy malas conductoras del calor), la geoterma en este momento se hace ms pendiente, ya que a una profundidad (presin) mayor que en t1 le corresponde una temperatura muy similar. Por eso el camino seguido en el diagrama P-T es hacia arriba (aumento de la presin) y un poco hacia la derecha (ligero aumento de la temperatura), a la izquierda de la geoterma estacionaria, tal y como se muestra en el diagrama B. Nuestra roca se encuentra ahora sobre una geoterma que cambia de forma al avanzar el tiempo, es decir, una geoterma transitoria. En el tiempo t3 la corteza ha doblado su espesor, alcanzando los 70 km y la roca ha alcanzado su mxima profundidad y, por consiguiente, su

t6 t5 t4

tiempo 30 Ma

t1 t2 t3tiempo=10 Ma tiempo=0 Ma

roca 1 roca 2 roca 3 roca 4

tiempo=20 Ma

D

C

B

Ageoterma estacionaria geoterma transitoria

Presin

t5 t6Mxima temperatura

t4

t3 t2

Mxima presin

t1

TemperaturaFigura 2.6. Diagrama esquemtico que muestra la posicin de un volumen de roca, la roca 3, en funcin del tiempo durante una colisin continental, junto con los diagramas P-T (parte inferior) en cuatro instantes seleccionados de las condiciones de presin y temperatura alcanzados por dicho volumen de roca. Explicacin en el texto. Las lneas de puntos en el bloque cortical inferior marcan el frente de avance en cada uno de los cuatro primeros instantes de tiempo (de t1 a t4) (Tomado de Bucher y Frey, 1994, pg. 66).

mxima presin (como se indica en el diagrama B). La base de una corteza engrosada, de espe-

19

Tema 2: Factores del metamorfismo

Metamorfismo

sor doble que una corteza normal, est a una presin de unos 20 kbar. El transporte tectnico posterior ya no produce aumento del espesor de la corteza, lo que hace que la presin se mantenga constante mientras dura la colisin continental. Pero el calor sigue fluyendo hacia la base de esta corteza, haciendo que aumente la temperatura de la roca 3, a presin constante, tal y como muestra el diagrama C. A partir de este momento, varios mecanismos pueden controlar la trayectoria posterior de nuestra volumen de roca. El ms simple de ellos es que la convergencia cese despus de un periodo de tiempo. En ese momento, la corteza engrosada, ms ligera que el material circundante (el manto), tiende a ascender isostticamente a la vez que en superficie la erosin elimina material, devolviendo paulatinamente la corteza a su espesor normal. Por este mecanismo el volumen de roca que hemos seguido puede regresar a su profundidad original y, dado el tiempo suficiente, a un estado de geoterma estacionaria idntico al de partida. La trayectoria entre t4 y t5 se caracteriza por una descompresin acompaada de un aumento de temperatura (si la velocidad de levantamiento es mayor que la velocidad de enfriamiento de la roca, que es lo normal). Sin embargo, en algn momento durante el ascenso, la roca comienza a perder ms calor por conduccin hacia la superficie del que recibe desde abajo, con lo que comienza el enfriamiento. El punto t5 en el diagrama D marca la temperatura mxima alcanzada por la roca. En t6 la roca ha vuelto a su profundidad original sobre la geoterma estacionaria de partida. Los cambios mostrados en los diagramas P-T sucesivos de la figura 2.6 se pueden representar sobre un solo diagrama presin-temperatura en forma de una trayectoria como la mostrada en la figura 2.7. Cada punto sobre esta trayectoria representa la presin y la temperatura a las que un volumen particular de roca estuvo sometido en un instante particular de tiempo y por

20

geotermas transitorias durante el metamorfismo mxima presin g1

g3 g2 g6

g4 g5

Presin (kbar)

15trayectoria P-T-t de la roca 3

t2

t3

t4 t5mxima temperatura

10

t1 t0 t6geoterma estacionaria al comienzo del metamorfismo

5

0

0

200

400

600

800

1000

Temperatura (C)Figura 2.7. Trayectoria P-T-t para una roca hipottica, la roca 3 de la figura 2.6. En el instante inicial t0, justo antes de producirse la perturbacin trmica que pone en marcha el metamorfismo, la roca est sobre la geoterma estacionaria a una profundidad equivalente a 4 kbar (unos 12 km). A partir de ese momento el transporte tectnico hace que la geoterma se modifique con el tiempo (geoterma transitoria) y aqu se muestran 6 fotografas de la evolucin de la geoterma en 6 instantes de tiempo distintos (t1 a t6 para las geotermas g1 a g6, respectivamente), que se corresponden con los mismos instantes temporales de la figura 2.6. Al mismo tiempo, la roca esta siendo transportada, primero hacia profundidades mayores (hasta el tiempo t3, que corresponde al de mxima presin y, por tanto, a la mayor profundidad) y luego hacia profundidades menores (de t3 a t6). Los cambios de posicin de la roca junto con los cambios en la geoterma hacen que la roca describa una trayectoria sobre un diagrama presin-temperatura como la que se muestra en trazo grueso. Como cada punto sobre esta trayectoria corresponde a un tiempo distinto, es por ello que recibe el nombre de trayectoria presin-temperatura-tiempo o trayectoria P-T-t. La mayor parte de las trayectorias P-T-t del metamorfismo regional orognico tienen una forma similar al bucle mostrado aqu, que se recorre en el sentido de las agujas del reloj.

20

Metamorfismo

Tema 2: Factores del metamorfismo

ello estas curvas reciben el nombre de trayectorias presin-temperatura-tiempo o trayectorias P-T-t. La forma de la trayectoria mostrada en esta figura no es la nica posible, pero es la ms caracterstica del metamorfismo regional orognico y consiste en un bucle que se recorre en el sentido de las agujas del reloj, con una primera fase de aumento rpido de la presin a tempe-

20

presin (kbar)

15

10

5

0 10 T ie mp 20 o( ma ) 600 400 30 40 0 200 800

Figura 2.8. Aspecto real de la trayectoria P-T-t de la figura 2.7 cuando se representa en un diagrama tridimensional presintemperatura-tiempo. Sobre la trayectoria se han marcado los puntos de mxima presin y de mxima temperatura y se observa claramente que son asncronos, alcanzndose antes la presin mxima que la temperatura mxima. La duracin total del episodio metamrfico es de unos 40 millones de aos, la presin mxima es de 15 kbar y la temperatura mxima de 800 C.

tem

ra atu per

) (C

ratura casi constante, seguido de un calentamiento prcticamente isobrico (a presin constante) y terminado con una descompresin paulatina con aumento de la temperatura en la primera parte de este recorrido y un descenso en la segunda, hasta alcanzar la presin y la temperatura del punto de partida. La parte de la trayectoria entre t0 y t5 corresponde a un metamorfismo progrado, donde las asociaciones minerales de menor temperatura van siendo sustituidas por asociaciones de mayor temperatura. La parte entre t5 y t6 corresponde a un metamorfismo retrgrado. De toda la trayectoria, una roca suele retener la asociacin de minerales que corresponde al momento en el que se alcanza la temperatura mxima dentro de la curva y esta caracterstica es la que permite reconocer que rocas diferentes han sufrido presiones y temperaturas diferentes durante su historia metamrfica. La figura 2.8 pone de manifiesto la verdadera geometra de la trayectoria P-T-t de la figura 2.7 en un diagrama tridimensional presin-temperatura-tiempo. La figura 2.9 muestra las trayectorias P-T-t para las cuatro rocas de la figura 2.6, que pertenecen a una misma rea de metamorfismo regional. Antes del episodio metamrfico, las cua20geoterma estacionaria al comienzo del metamorfismo roca 4

15

roca 3 trayectoria P-T-t de la roca 1 roca 2 tTmax4 tTmax3 tTmax2 tTmax1 geoterma metamrfica

10

5

0

Figura 2.9. Trayectorias P-T-t de las cuatro rocas de la figura 2.6. Los crculos negros sealan la posicin del clmax metamrfico (mxima temperatura alcanzada durante el metamorfismo) para cada roca. La lnea que une estos puntos es la geoterma metamrfica, lnea piezotrmica o gradiente geotrmico de campo. Cada roca alcanza su clmax metamrfico en un instante de tiempo diferente (tTmax1, tTmax2, tTmax3 y tTmax4 para las rocas 1, 2, 3 y 4, respectivamente), por lo que la geoterma metamrfica no es una geoterma en sentido estricto, sino una geoterma aparente.

Presin (kbar)

0

200

400

600

800

1000

Temperatura (C)

21

Tema 2: Factores del metamorfismo

Metamorfismo

tro rocas ocupan profundidades distintas, marcadas en la figura por la coordenada vertical de cada uno de los cuadrados que representan la posicin de las cuatro rocas en el instante t0. Cada trayectoria corresponde a una roca que ha alcanzado un grado metamrfico diferente y que hoy vemos que pertenece a una zona metamrfica diferente, pues conserva una asociacin mineral particular que corresponde al momento de mxima temperatura. Este momento se denomina pico trmico o clmax metamrfico (crculo negro sobre cada trayectoria en la figura 2.9) y cada roca en un terreno metamrfico lo alcanza en un instante de tiempo diferente (tTmax1 para la roca 1, tTmax2 para la roca 2, etc.). La unin de todos los puntos de clmax metamrfico para las rocas de un rea define una lnea sobre un diagrama P-T que recibe el nombre de geoterma metamrfica (Yardley, 1989, pg 199), lnea piezo-trmica (Bucher y Frey, 1994, pg. 67) o gradiente geotrmico de campo y es aquella que resulta de representar sobre un diagrama P-T las condiciones de presin y temperatura deducidas de las asociaciones minerales preservadas en las rocas metamrficas de un rea (siempre que dichas rocas no conserven evidencias de metamorfismo retrgrado). De los tres nombres, el de geoterma metamrfica es el menos afortunado, ya que no se trata de una geoterma en el sentido convencional del trmino. La geoterma metamrfica une puntos cuya coordenada temporal es diferente (tTmax1, tTmax2, tTmax3, tTmax4 en la figura 2.9), mientras que una geoterma, estacionaria o transitoria, une puntos con la misma coordenada temporal (es decir, se definen para un instante de tiempo determinado y nico). La geoterma metamrfica es, por tanto, una geoterma aparente ya que los puntos que conecta no representan condiciones PT obtenidas simultneamente en la corteza. Es por ello que los nombres de lnea piezo-trmica y gradiente geotrmico de campo son ms adecuados.

BibliografaReferencias bsicas Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Captulo 3, secciones 3.2 a 3.5]. Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Captulos 1 y 7, este ltimo para las tayectorias P-T-t]. Otras referencias Barker (1998), Introduction to metamorphic textures and microstructures, Stanley Thornes. [Trayectorias P-T-t: captulo 11]. Kornprobst, J. (1996). Manual de Petrologa metamrfica y su contexto geodinmico, Masson. [Captulo 1]. Mason, R. (1990, 2 edicin). Petrology of the Metamorphic Rocks, Unwin-Hyman. [Trayectorias PT-t: Captulo 1].

22

TEMA

3

Rocas metamrficas: tipos y texturas

Este tema trata de la caracterizacin descriptiva del producto final de la actuacin de los procesos metamrficos: las rocas metamrficas. Sobre ellas se hacen la inmensa mayora de los estudios sobre metamorfismo y es necesario tener un conocimiento bsico sobre su composicin qumica, mineraloga y textura, as como de la manera de nombrarlas y clasificarlas. La composicin qumica global de una roca metamrfica informa sobre el tipo de material de partida, la mineraloga resultante nos da claves para conocer las condiciones de P y T alcanzadas por la roca durante el metamorfismo y las texturas nos desvelan el camino seguido por la roca desde su punto de partida a su punto de destino (por "camino" entendemos la trayectoria descrita en un grfico tridimensional presin-temperatura-tiempo como los descritos en el tema anterior). Es decir, la composicin qumica, la mineraloga y la textura nos proporcionan informacin sobre aspectos muy diferentes de las rocas metamrficas y de su evolucin. Las rocas metamrficas derivan siempre de rocas previas (gneas, sedimentarias u otras rocas metamrficas anteriores). La composicin qumica de este material previo, denominado protolito, controla en gran medida la composicin qumica y la mineraloga de la roca metamrfica resultante. La variedad qumica del protolito junto con la mineraloga esperable en cada grupo composicional se trata en la seccin 3.1. La textura de las rocas metamrficas puede estar controlada, en parte, por la textura del material precursor. Es tpico, por ejemplo, encontrar laminacin o estratificacin cruzada en rocas sedimentarias que han sufrido un metamorfismo de bajo grado; o encontrar preservada en rocas metamrficas mficas la textura oftica tpica de muchas rocas gabroicas; o reconocerse todava en terrenos metamrficos de grado alto o muy alto las texturas de grano grueso y muy grueso de origen gneo. Sin embargo, la mayor parte de las rocas metamrficas lo anterior son excepciones muestran texturas que son indudablemente de origen metamrfico. La terminologa descriptiva de estas texturas tpicamente metamrficas se trata en la seccin 3.2. Finalmente la seccin 3.3. se dedica a la nomenclatura y clasificacin de rocas metamrficas. El estudio de los procesos a escala atmica que dan lugar a las texturas metamrficas se pospone hasta el tema 7 (Procesos metamrficos II: gnesis de texturas).

Tema 3: Las rocas metamrficas

Metamorfismo

3.1. Materia prima del metamorfismo: categoras composicionalesEl metamorfismo se produce, como ya se ha dicho en varias ocasiones, por la adicin o eliminacin de calor y materia de zonas concretas de la corteza (o el manto) por la actuacin de procesos tectnicos, gneos o ambos. Por ello, el metamorfismo puede afectar a cualquier tipo de roca existente en la corteza (o en el manto) y durante un ciclo metamrfico pueden actuar como rocas precursoras de las futuras rocas metamrficas cualquier roca sedimentaria, gnea y metamrfica. Desde el punto de vista composicional, el metamorfismo se caracteriza por cambiar casi siempre la composicin qumica original del protolito. Como mnimo, la adicin de calor provoca la prdida de los voltiles (H2O, CO2, etc.) que estaban almacenados en la roca en forma de minerales hidratados (micas, anfboles, etc.), carbonatos, y otros minerales con componentes voltiles. Como consecuencia de ello, los productos del metamorfismo progrado estn empobrecidos en voltiles con respecto a su protolito. Este tipo de metamorfismo, que slo cambia el contenido de voltiles, recibe el nombre, algo paradjico, de metamorfismo isoqumico. Algunos procesos metamrficos cambian tambin la composicin catinica del protolito. Este tipo de metamorfismo se denomina metamorfismo aloqumico o metasomatismo. Por ejemplo, el agua de deshidratacin expelida durante el metamorfismo puede contener elementos disueltos que son transportados lejos, modificando la composicin de la roca original. Casi todos los fluidos metamrficos estn saturados en slice, por lo que el movimiento de esos fluidos por las fracturas y los poros de una roca subsaturada en slice (como las rocas ultramficas, o los mrmoles dolomticos) puede alterar drsticamente su composicin, generando rocas metamrficas de composiciones muy particulares. Los procesos metasomticos son un ejemplo de procesos de interaccin agua-roca, muy importantes tambin en medios diagenticos. La interaccin de una roca con un fluido de origen externo, con una composicin en voltiles que no est en equilibrio con la mineraloga de la roca, es otro proceso metasomtico habitual en ambientes metamrficos. El flujo de agua pura a elevada temperatura a travs de una roca puede producir su fusin parcial, la formacin de micas o anfboles a partir de piroxenos en rocas piroxnicas, o la produccin de wollastonita a partir de periclasa en mrmoles. De esta manera, el metasomatismo puede crear rocas con composiciones extremas que sirvan de protolito en ciclos metamrficos posteriores. Este tipo de rocas metasomticas son relativamente habituales en reas de metamorfismo regional y en aureolas de metamorfismo de contacto, pero su contribucin volumtrica es subordinada. Aunque son muy interesantes desde un punto de vista petrolgico, no se suelen tener en cuenta al discutir el metamorfismo progrado de las diferentes categoras composicionales. Las rocas metamrfica ms comunes tienen una composicin qumica muy parecida a la de sus precursores sedimentarios o gneos. As, por ejemplo, los esquistos verdes tienen esencialmente la misma composicin qumica que un basalto, un mrmol la misma que una caliza, una pizarra la misma que una lutita y muchos gneisses son qumicamente idnticos a determinados granitos y granodioritas. En general, pues, la composicin qumica de una roca metamrfica refleja bastante bien la naturaleza primaria del material que se ha metamorfizado, si exceptuamos, como ya hemos dicho, los elementos ms voltiles o solubles. Esta correspondencia qumica entre la roca metamrfica y su protolito es la que permite dividir aquellas en varias categoras composicionales, que nos informan del tipo de roca que particip en el metamorfismo. El nmero de categoras diferenciadas depende del autor consultado. Aqu vamos a distinguir ocho categoras composicionales, que son las siete que distinguen Bucher y Frey (1994) ms las rocas cuarcticas. Se describen por orden de complejidad qumica creciente. De estas categoras quedan excludas las rocas metasomticas.

24

Metamorfismo

Tema 3: Las rocas metamrficas

3.1.1. Rocas cuarcticas (silceas)Son rocas compuestas casi exclusivamente por SiO2 y su protolito corresponde a rocas sedimentarias de tipo cuarzoarenita o silexita que al metamorfizarse dan lugar a cuarcitas. El nico mineral abundante en estas rocas es el cuarzo, aunque pueden aparecer diferentes minerales accesorios (minerales pesados). En las rocas cuarcticas suelen aparecer intercalaciones lutticas, que dan lugar, durante el metamorfismo, a una mineraloga muy diferente (ver el epgrafe Rocas pelticas, ms abajo).

3.1.2. Rocas ultramficasSon rocas muy ricas en magnesio (ms algo de hierro) y se derivan de rocas ultramficas gneas que carecen de feldespatos (peridotitas y piroxenitas fundamentalmente). Contienen los siguientes minerales:

flogopita talco serpentina antofilita forsterita enstatita magnesita, dolomita xidos de Fe-Ti cordierita brucita

KMg3AlSi3O10(OH)2 Mg3Si4O10(OH)2 Mg3Si2O5(OH)4 (Mg,Fe)7Si8O22(OH)2 (Mg,Fe)2SiO4 (Mg,Fe)SiO3 MgCO3, CaMg(CO3)2 Al3(Mg,Fe)2AlSi5O18 Mg(OH)2

3.1.3. Rocas calcreasEl protolito son rocas sedimentarias dominadas modalmente por carbonatos (calizas y dolomas). Qumicamente estn formadas, sobre todo, por Ca y CO2, con proporciones variables de Mg. Los minerales ms abundantes son calcita (CaCO3) y dolomita (CaMg(CO3)2).

3.1.4. Rocas pelticasSu protolito son rocas lutticas, que son las rocas sedimentarias ms abundantes. Qumicamente se caracterizan por tener elevados contenidos de Al, junto con cantidades importantes de K. Sus equivalentes metamrficos se denominan genricamente metapelitas (por ejemplo, esquistos y gneisses metapelticos). Suelen ser ricas en asociaciones minerales diagnsticas y son muy importantes en el estudio de terrenos y procesos metamrficos. Los minerales con elevado contenido en Ca estn ausentes, pero el cuarzo y las micas blancas estn casi siempre presentes. Los minerales ms tpicos son: cuarzo corindn cloritoide grafito andalucita/sillimanita/distena granate almandnico SiO2 Al2O3 (nunca con cuarzo) (Fe2+,Mg,Mn)2(Al,Fe3+)Al3O2(SiO4)2(OH)4 C Al2SiO5 (Fe,Mg,Mn)3Al2Si3O12

25

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

Metamorfismo

3.1.5. Rocas calcosilicatadasSu protolito son rocas lutticas con una proporcin importante de carbonatos (normalmente calcita) o, ms raramente, rocas carbonatadas metasomatizadas en una aureola de contacto. Ca, CO2 y una componente silicatada son los constituyentes qumicos principales de estas rocas. Los minerales ms caractersticos son: calcita/dolomita cuarzo plagioclasa clcica epidota granate grosularia-andradita vesuvianita dipsido-hedenbergita esfena wollastonita tremolita-actinolita CaCO3, CaMg(CO3)2 SiO2 (Ca,Na)(Al,Si)4O8 Ca2Fe3+Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH) Ca3(Al,Fe3+)2Si3O12 Ca10(Mg,Fe)2Al4(SiO4)5(Si2O7)2(OH)4 Ca(Mg,Fe)Si2O6 CaTiSiO5 CaSiO3 Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2

3.1.6. Rocas mficasSu protolito son rocas mficas gneas (sobre todo basaltos y, en menor grado, gabros) y a veces rocas sedimentarias dolomticas margosas. Los basaltos son las rocas volcnicas ms importantes, por lo que los metabasaltos son muy comunes en los terrenos metamrficos. Las asociaciones minerales de las rocas mficas se utilizan para definir la intensidad del metamorfismo mediante facies metamrficas (ver el epgrafe Facies metamrficas en el tema 5). Ejemplos de rocas metamrficas resultantes son esquistos y gneisses mficos, anfibolitas y esquistos verdes. Qumicamente estn dominadas por Mg, Fe y Ca y sus minerales ms importantes son:

epidota esfena calcita/dolomita clorita xidos de Fe-Ti anfboles (hornblenda, actinolita) plagioclasa prenhita pumpelliita piroxenos (augita, diopsido, onfacita) granate (piropo-almandino) serpentina talco

Ca2Fe3+Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH) CaTiSiO5 CaCO3, CaMg(CO3)2 (Mg,Fe,Al)6(SiAl)4O10(OH)8 NaCa2(Mg,Fe)5(Si,Al)8O22(OH)2 (Na,Ca)(Al,Si)4O8 Ca2Al(AlSi3O10)(OH)2 Ca4(Mg,Fe2+,Mn)(Al,Fe3+,Ti)5O(OH)3(Si2O7)2(SiO4)2 (Ca,Mg,Fe,Ti,Na)2 (Al,Si)2O6 (Fe,Mg)3Al2Si3O12 Mg3Si2O5(OH)4 Mg3Si4O10(OH)2

26

Metamorfismo

Tema 3: Las rocas metamrficas

3.1.7. Rocas cuarzofeldespticasSu protolito son rocas sedimentarias (arenitas y grauvacas) o gneas (granitos, granodioritas, tonalitas, monzonitas, sienitas, etc. y sus equivalentes volcnicos), dominadas modalmente por cuarzo y feldespatos. Los gneisses derivados de rocas gneas granticas pueden designarse como metagranitoides. Los minerales ms comunes son cuarzo y feldespatos, con menores proporciones de micas, anfboles y otros minerales accesorios. Desde el punto de vista qumico, Si