CAPITULO VI: EL METAMORFISMO REGIONAL l.- INTRODUCCIÓN.- El metamorfismo regional puede incluir la mayoría de los tipos de metamorfismo, considerándose más bien, como variaciones locales. Es decir, incluir los casos del metamorfismo dinamotérmico, dinámico, geotérmico, retrogresivo y plutónico. Estas variaciones del metamorfismo regional, tienen un lugar sobre grandes áreas bajo la influencia combinada de presión de confinamiento variable, presión dirigida y temperatura elevada, variando en un amplio intervalo de intensidad con productos de gran diversidad de rocas metamórficas. La reconstitución profunda estructural y mineralógica de las rocas sobre grandes áreas motivada por movimientos orogénicos de la corteza, caracteriza al metamorfismo regional. un!ue la presión dirigida o desviatoria es el factor principal !ue determina la estructura de las rocas !ue "an sufrido metamorfismo de este tipo. El agrupamiento mineral es más influido por la temperatura !ue por cual!uier otro factor metamórfico. Es la temperatura la !ue determina si un sedimento arcilloso cristaliza como es!uisto de sericita-clorita-cuarzo o como roca gnéisica compuesta de granate, biotita, sillimanita, feldespato y cuarzo durante el proceso de metamorfismo regional. #or otro lado, las rocas pueden "aber sufrido un ajuste metamórfico en más de un episodio denominado $polimetamorfismo%. En algunos casos, el polimetamorfismo tiene lugar durante la deformación producida por el movimiento orogénico en condiciones de metamo metamorfi rfismo smo dinámi dinámico, co, seguid seguido o subse subsecue cuente ntemen mente te por intrus intrusion iones es granít granítica icass !ue motivan metamorfismo de contacto. &ada episodio es regido por condiciones físicas y !uímicas diferentes' como resultado la roca esta compuesta por una mezcla de dos agrupamientos diversos. #or ejemplo, en el es!uisto micáseo pelítico polimetamórfico, es com(n encontrar un agrupamiento mineral como el de granate y estaurolita $condiciones de esfuerzo%, asociado con otro como de andalucita y cordierita $condiciones estáticas% #or #or eso, eso, al meta metamo morf rfis ismo mo regi region onal al se le atri atribu buyye las las sigu siguie ient ntes es caus causas as o sus sus combinaciones en forma resumida) *nvasión general de rocas por un magma granítico. +eformación general bajo una presión dirigida en zonas de plegamiento y fallamiento e!uivalente a metamorfismo dinámico. +eformación bajo el efecto de la presión litostática, resultante de un soterramiento profundo, metamorfismo regional e!uivalente a metamorfismo de presión. ecristalización estática a elevadas temperaturas, resultantes de un soterramiento prof profun undo do $met $metam amor orfifism smo o regi region onal al,, e!ui e!uiva vale lent nte e a meta metamo morf rfis ismo mo geot geotér érmi mico co%% . etasomatismo regional debido a olas de fluidos !uímicamente activos epulsados de una zona de rocas !ue están sufriendo intercambio iónico y !ue se desarrolla en una sucesión de /frentes/ !ue avanzan lentamente y !ue a"ora están reflejados en las correspondientes zonas de metamorfismo progresivo. Entonces, Entonces, el metamorfis metamorfismo mo regional regional produce, produce, caracterís característicame ticamente nte una reconstitu reconstitución ción minera mineralóg lógica ica compl completa eta y el desarr desarroll ollo o de una estruc estructur tura a marcad marcadame amente nte es!uis es!uistos tosa a $foliación metamórfica%. #ero, para eplicar el metamorfismo regional, se debe tener en cuenta cuenta las eleva elevadas das temper temperatu aturas ras !ue puede pueden n ser deduc deducida idass de las asoci asociac acion iones es obse observ rvad adas as de mine minera rale less meta metamó mórf rfic icos os y al mismo mismo tiem tiempo po,, tene tenerr !ue !ue epl eplic icar ar la construcción de un sistema de tensiones. En realidad, las temperaturas y las presiones "an actuado simultáneamente como factores individuales en una serie de condiciones metamórficas. • •
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2.- TIPOS DE METAMORFISMO METAMORFISMO REGIONAL . 2.1. META METAMORFISMO MORFISMO DE ENTERRA ENTERRAMIENTO MIENTO.- #rodu #roduci cido do en la base base de pote potent ntes es secue secuenci ncias as sedime sedimenta ntaria riass y volca volcanono-sed sedime imenta ntaria riass por subsid subsidenc encia ia en las cuenca cuencass sedimentarias. 0e alcanzan condiciones de metamorfismo bajo y muy bajo, pero en este caso sin deformación ni plegamiento asociado. 1*#20 +E #E0*23E0
E124*02 +*321E*&2
2.2. METAMORFISMO DE DORSAL OCEÁNICA.- 0e produce en la corteza oceánica, con etensiones de varios miles de 5ilómetros cuadrados, en un régimen principalmente estático, estático, con algo de fracturación fracturación,, pero !ue desarrolla desarrolla una foliación foliación penetrativa penetrativa por el calor proporcionado por el material m aterial ascendente en las dorsales oceánicas, combinado con la circulación de agua de mar en las rocas fracturadas todavía calientes. 0us productos por ecelencia son metabasaltos, metagabros, serpentinitas, con la tetura original a(n conservada. 2.3. METAMORFISMO METAMORFISMO OROGENICO O DINAMOTERMICO.- .sociado a la subducción y seguido de relajación térmica, lo !ue denota un régimen dinámico, por el engrosamiento
litosférico, compresión y calentamiento en etensiones de varios miles de 5ilómetros cuadrados, y por ende con gran campo de variabilidad de temperaturas y presiones $67866889& y : -;8
Produ!o" d#l $#!%$or&'"$o oro()*'o
3.- GRADIENTE CON+UGADO DE TEMPERATURA , PRESION.- 0eg(n iyas"iro, cada serie metamórfica está caracterizada por una serie de facies !ue dependen esencialmente del crecimiento conjugado de la presión y de la temperatura. &ada serie puede ser representada por su curva de evolución en un diagrama presión- temperatura, como se puede ver en las tres series de facies metamórficas) Las facies tipos andalucitasillimanita, distena sillimanita y jadeíta-glaucófana. 0E*E0 E1=4*&0 0E>?3 iyas"iro
.- FACIES DEL METAMORFISMO REGIONAL .1. FACIES EOLITICA $etamorfismo muy débil%.- +ebe eistir una transición al aumentar la profundidad entre la diagénesis y el metamorfismo regional, aun!ue son comunes a los : fenómenos muc"os cambios !ue se dan' por ejemplo la reconstitución de las arcillas, la cristalización del cuarzo y de los feldespatos alcalinos, la destrucción de minerales de alta temperatura y la precipitación de carbonatos. &uando el conjunto de una roca, es afectado sustancialmente, el proceso puede ser llamado metamórfico con toda propiedad. @n dato corriente !ue indica un metamorfismo incipiente es la aparición de la es!uistosidad por ser el resultado de una deformación debido a rotura, !ue disminuye el tamaAo de los granos y acelera las reacciones a(n a temperaturas relativamente bajas. Ecepcionalmente y aun sin ayuda de una deformación, las rocas !uímicamente inestables pueden llegar a ser totalmente convertidas en asociaciones de baja temperatura, ricas en zeolitas, con aumento de los productos de la diagénesis. Las zeolitas se desarrollan a epensas de las fases calcoferromagnesianas a bajas temperaturas y presiones, es decir a presiones de : á ;
Clorita
Actinolita
Zeolita (Laumontita; Heulandita,; Analcima
Prehnita
Pumpellyita
.2. FACIES DE LOS ES/UISTOS VERDES La facies de los es!uistos verdes comprende los productos comunes del metamorfismo regional de grado débil y de dislocación. Los es!uistos verdes se caracterizan por la abundancia de los minerales de color verde, clorita, epidota y actinolita. La asociación !ue sirve de diagnóstico para distinguirlos de las anfibolitas de grado elevado $facies de las anfibolitas almandínicas% es la de cuarzo-albita-epidota !ue también es dominante en los es!uistos asociados cuarzo-feldespáticos y pelíticos. medida !ue avanza el grado de metamorfismo dentro de la zona del almandino, tal como se define para las rocas pelíticas, "ay un cambio repentino en la composición de la plagioclasa asociada a la epidota, desde la albita $n8-D% a la oligoclasa o andesina $n67-;8%. Este cambio es reconocible al microscopio y constituye un "ito conveniente para trazar la frontera de alta temperatura de la facies de los es!uistos verdes inerales característicos. Las cloritas corrientes en la facies de los es!uistos verdes, son procloritas aluminosas con 4e2g2 de 8,D a 8,F aproimadamente. Las cloritas magnesianas, con bajo contenido en l :8;, especialmente la antigorita, se encuentran principalmente en las serpentinitas metamorfizadas. El cloritoide !ue sólo se encuentra en rocas ricas en 4e2 y l :8; y pobres en < :8, eiste solamente en esta facies. La principal mica blanca es la moscovita $identificada por rayos G como el polimorfo :% y con ello, puede estar asociada la paragonita en las rocas muy aluminosas. 0on escasas las noticias relativas a la presencia de este mineral en la facies de los es!uistos verdes, debido en parte a !ue todo el eceso de l :8; de la mayoría de las rocas pelíticas, es absorbido por la moscovita, clorita y cloritoide. 0in embargo, los datos eperimentales del sistema con déficit de sílice, formado por ortosa-albita-corindón, parecen indicar !ue a presiones del agua superiores a :888 bars, la reacción. lbita H silicato de al(mina H I :8
paragonita H sílice
se desarrolla de iz!uierda a derec"a "asta temperaturas de unos J889 &. 1ambién es evidente, seg(n los eperimentos, !ue la fase estable del silicato de al(mina, en los grados bajos de la facies de los es!uistos verdes, es la pirofilita, rara vez citada en las descripciones petrográficas, debido tal vez, en parte, a su semejanza óptica con la moscovita. Los anfíboles característicos de la facies de los es!uistos verdes, eceptuando la zona del almandino, son la tremolita y la actinolita. Esta (ltima puede ser la variedad verde azulada obscura, no distinguible ópticamente de la "ornblenda y !ue sólo se encuentra más allá de la isograda del almandino, pero !ue tiene un bajo contenido en l :8;. &asi siempre se encuentra un mineral de la serie clinozoisitaepidota. La estilpnomelana está limitada a esta facies y a la de los es!uistos glaucofánicos, igual !ue la pumpelleyita !ue substituye a la epidota en las rocas básicas incompletamente metamorfizadas de la zona de la clorita. Los carbonatos y la esfena son muy abundantes. Su0&%'#" o*d''o*#" d#l $#!%$or&'"$o. Los cambios mineralógicos !ue tienen lugar en los es!uistos pelíticos en las isogradas clásicas de la biotita y el almandino, son utilizadas para dividir la facies de los es!uistos verdes, en tres subfacies definidas por las asociaciones) a% &uarzo-albita-moscovita-clorita. b% &uarzo-albita-epidota-biotita c% &uarzo-albita-epidota-almandino Los cálculos referentes a las temperaturas y presiones en el metamorfismo regional de grado bajo, son poco más !ue una conjetura. El margen posible compatible con los datos eperimentales sobre la estabilidad de los minerales de los es!uistos verdes y teniendo en cuenta la falta general de metamorfismo en muc"os geosinclinales con
grandes espesores de sedimentos, es de ;889 a 7889 & y # I:8 K ; a F
.2.1. Su0&%'#" u%ro-%l0'!%-$o"o'!%-lor'!% . El límite de baja temperatura de *a facies de las es!uistos verdes. Está determinado en gran medida por la cinética de las reacciones. ajo el estímulo acelerador de la deformación y de los fluidos intersticiales, a una temperatura !ue puede oscilar alrededor de los ;88 9 &, se "acen apreciables las velocidades de algunas reacciones y empieza el metamorfismo. Las arcillas, las micas los polimorfos $como la illita y la /sericita/% y las /cloritas/ $celadonita y glauconita% de los sedimentos, empiezan a reorganizarse pasando
4ig.F:. 4acies de los es!uistos verdes subfacies cuarzo albita-moscovita-clorita) +iagrama &4 para rocas eceso de 0i2:.
con
a moscovita, paragonita, y clorita aluminosa' las zeolitas cálcicas dan origen a la clinozoisita y epidota y las zeolitas sódicas a la albita. inerales de alta temperatura como las plagioclasas, augita y "ornblenda, son reemplazadas por combinaciones apropiadas como las de albita-epidota y clorita, actinolita-esfena y calcita. Los minerales así formados, originan asociaciones !ue definen la subfacies cuarzoalbita-moscovita-clorita, !ue permanecen estables en un campo de temperaturas cuyo límite superior $en la isograda de la biotita% está seAalado por diversas reacciones !ue parece tengan lugar en una gran parte del mismo intervalo de temperatura y presión) oscovita H clorita biotita H clorita. &lorita H calcita H cuarzo actinolita H I 2 2 H &2 2 . +olomita H cuarzo H I 2 2 tremolita H calcita H &8:
4ig.F; 4acies de los es!uistos verdes, subfacies cuarzo albita-moscovita-clorita) +iagrama &4 para rocas con eceso de 0i2: y # co: considerable. El cuarzo y la albita son miembros posibles
&omo estas reacciones son diferentemente afectadas por las #I :2 y #&2: "ay algo de solapamiento entre las asociaciones de los lados opuestos de la isograda de la biotita. Las asociaciones minerales típicas de la subfacies $fig. F: a FB% son)
A4 E"5u'"!o" 6#l7!'o": 6. &uarzo-moscovita-clorita-albita $-epidota-turmalina%' con cloritoide en las rocas pobres en < :2 y ricas en l :2;. 84 E"5u'"!o" u%ro-&#ld#"69!'o": 6. &uarzo-albita-moscovita $-epidota%' el feldespato potásico es un miembro posible pero no frecuente. C4 E"5u'"!o" %l9r#o": :. &alcita-epidota-tremolita-cuarzo $-clorita%. ;. &alcita-dolomita-clorita-tremolita. B. &alcita-estilpnomelana $-esfena%. D4 E"5u'"!o" 09"'o": 7. lbita-epidota-clorita-esfena $-estilpnomelana-cuarzo%. J. lbita-epidota-clorita-calcita-esfena $-estilpnomelana-cuarzo%. E4 E"5u'"!o" $%(*#"'%*o": D. &lorita-tremolita. F. 1alco-tremolita $-clorita-cuarzo%
FIG. FB. 4acies de los es!uistos verdes, subfacies cuarzo albita-moscovita-clorita) +iagrama AKF para rocas con
eceso de 0i2 : y l:2, $&o, 6, figs. F:, F;%. Mrea pun teada K es!uistos no micáceos.
F. 1alco-serpentina-tremolita. N. 1alco-magnesita $-dolomita%.
F4 E"5u'"!o" r'o" #* '#rro $%*(%*#"o: 68.&uarzo-moscovita-piedmontita-espesartita $-turmalina-baritina%. 68. &uarzo-espesartina-estilpnomelana. 68. agnetita-espesartita-estilpnomelana. 68. agnetita-epidota-clorita-estilpnomelana. odonita-rodocrosita-espesartita. .2.2. Su0&%'#" u%ro-%l0'!%-#6'do!%-0'o!'!%. #ertenecen a esta facies las rocas de la zona de la biotita tal como "an sido definidas para los es!uistos pelíticos. Las asociaciones minerales en las rocas con eceso de sílice $figs. F7, FJ% son las siguientes) A4 E"5u'"!o" 6#l7!'o": 6. iotita-moscovita-cuarzo $-albita-epidota%.
4*>. F7. 4acies de los es!uistos verdes, subfacies cuarzoalbita-epidotabiotita) +iagrama ACF para rocas con eceso de 0i2 :. Las líneas de trazos y los n(meros dentro de un círculo, se refieren a asociaciones con déficit de <:2 $es decir, con falta de feldespato potásico%. El cuarzo la albita, son miembros posibles de cada asociación
:. oscovita-cloritoide-cuarzo $-albita-epidota%. ; moscovita -cloritoide-clorita-cuarzo $-albita-epidota%. B. iotita-moscovita-clorita-cuarzo $-albita-epidota%.
84 E"5u'"!o" u%ro-&#ld#"69!'o": 7. &uarzo-albita-microclina $-biotita-moscovita-epidota%. J. &uarzo-albita-microclina-biotita $-epidota%. C4 E"5u'"!o" 09"'o": D. ctinolita-epidota-albita-clorita-esfena $-cuarzo-biotita% F. Epidota-albita-clorita $cuarzo-biotita-esfena%. 66. lbita-epidota-actinolita $-cuarzo-microclina-biotita%. D4 E"5u'"!o" $%(*#"'%*o": N. 1alco-actinolita-clorita $-cuarzo%. N. 0erpentina $-talco-actinolita%.
4in. FJ. 4acies de los es!uistos verdes' subfacies cuarzo albita-epidota-biotita) +iagrama AKF para rocas con e ceso de 0i8 : y l:8;. (Según N. I. Snelling
E4 E"5u'"!o"-%l9r#o": 68. &alcita-epidota-tremolita $-cuarzo%. 66. lbita-epidota-actinolita $-cuarzo-microclina-biotita%. .2.3. Su0&%'#" u%ro-%l0'!%-#6'do!%-%l$%*d'*o. Esta subfacies se distingue de las de grado inferior por la presencia del almandino $en lugar de la clorita ferrífera% en las rocas pelíticas y de la "ornblenda, en lugar de actinolita no al(minas, en las rocas básicas. La clorita magnesiana puede acompaAar a las fases esencialmente ferríferas, almandino y cloritoide, en rocas demasiado bajas en potasa para !ue el magnesio pueda ser totalmente absorbido por la biotita. La distena aun!ue no sea un mineral corriente, "a sido encontrado con suficiente frecuencia en rocas muy aluminosas como
FIG. 87. 4acies de los es!uistos verdes, subfacies cuarzo albita-epidota-almandino) +iagrama ACF para rocas con eceso de 0i2:. Las líneas de trazos y los n(meros dentro de círculos se refieren a asociaciones con déficit de <:2. El cuarzo y la albita son fases adicionales en todas las asociaciones) la microclina sólo en asociaciones faltas de distena, cloritoide-almandino y talco. La presencia de calcita supone una #&8: considerable.
para indicar !ue, mejor !ue la pirofilita, es a"ora el silicato de al(mina estable. El
cloritoide aparece asociado a la moscovita yo almandino $pero no a la biotita% en rocas ricas a la vez en aluminio y "ierro. @na substitución retrógrada etensa del almandino y la biotita por el cloritoide, "a sido citada por 0e5i en el Oapón, como prueba de !ue el cloritoide es inestable en esta subfacíes y sólo estable en la zona de la clorita. Las asociaciones minerales características $figs. FD, FF% son las siguientes) A4 E"5u'"!o" 6#l7!'o": 6. iotita-moscovita-almandino-cuarzo-albita $-epidota%. D. iotita-moscovita-cuarzo-albita $-epidota-microclina%. :. oscovita-cloritoide-almandino-cuarzo $-albita-epidota-clorita%. ;. oscovita-cloritoide-cuarzo $-clorita%. ;a. oscovita-cloritoide-distena-cuarzo $-clorita%.
84 E"5u'"!o" u%ro-&#ld#"69!'o": D. &uarzo-albita-microclina $-epidota-almandino-moscovita-biotita%.
FIG. 88. 4acies de los es!uistos verdes, subfacies cuarzo albita-epidota-almandino) +iagrama AKF para rocas con
eceso de 0i2 : y *:2; $fig. FD, triángulo D%.
C4 A*&'0ol'!%" ;#"5u'"!o" 09"'o"4 B. Iornblenda-albita-epidota-almandino $-biotita-cuarzo%. F. Iornblenda-albita-epidota $-biotita-cuarzo%. D4 E"5u'"!o" $%(*#"'%*o": 7. Iornblenda $-tremolita%-clorita-almandino. J. 1alco-tremolita-clorita. E4 E"5u'"!o" %l9r#o". N. &alcita-epidota-tremolita-cuarzo. .3. FACIES DE LAS ANFI8OLICAS ALMANDINICAS Las asociaciones mineralógicas !ue sirven de diagnóstico, limitadas a las facies del metamorfismo regional, son las de la "ornblenda- plagioclasa-almandino y "ornblenda P plagioclasa-epidota y de acuerdo con esto, la facies se denomina de las anfibolitas almandínicas. La abundancia de cordierita y andalucita, distinguen las asociaciones pelíticas de la facies de las anfibolitas almandínicas de las corneanas "orbléndicas de metamorfismo de contacto. Las subfacies en orden de grado creciente son) - Estaurolita P lmandino - +istena P almandino P moscovita
-
0illimanita P almandino P moscovita 0illimanita P almandino -ortosa
.3.1. SU8FACIES ESTAUROLITA
4ig. FN. 4acies de las anfibolitas almandínicas, subfacies es taurolita-almandino) +iagrama ACF para rocas con eceso de 0i2:. El cuarzo y la plagioclasa son fases adicionales po sibles' la microclina sólo en asociaciones faltas de distena, estaurolita o almandino.
La estaurolita, !ue e!uivale !uímicamente al cloritoide de la facies de los es!uistos verdes, se presenta en rocas ricas en l 2 83 y 4e2 y deficitarias en < 2 8. L%" %"o'%'o*#" 6#l7!'%" !76'%" "o*: •
:. &uarzo-estaurolita-almandino-moscovita-plagioclasa $-biotita% ;. &uarzo-almandino-moscovita-biotita-plagioclasa $-epidota%
FIG. N8. $a% 4acies de las anfibolitas almandínicas' subfacies estaurolita lmandino) +iagrama AKF para rocas con eceso de 0i2: y l:8; El cuarzo, plagioclasa y epidota son posibles fases adicionales. (b) 4acies de las anfibolitas almandínicas, subfacies distena-almandino-moscovita) +iagrama ACF para rocas con eceso de 0i2 : y l:8; El
cuarzo y la plagioclasa son posibles fases adicionales.
El cloritoide puede acompaAar o substituir a la estaurolita en la zona del almandino. E* l%" ro%" $u %lu$'*o"%"= l% 6%r%()*#"'" #": •
6. &uarzo-distena-estaurolita-moscovita-plagioclasa $-biotita-paragonita% •
E* l%" ro%" u%ro-&#ld#"69!'%"= l% 6%r%()*#"'" #" D. &uarzo-microclina-plagioclasa-biotita $-moscovita-epidota%
Las anfibolitas, muc"as de ellas granatíferas, derivan de las ro%" 7(*#%" 09"'%". En
estas rocas es frecuente la coeistencia de una plagioclasa intermedia $ n :7 a nB7% con la epidota, lo !ue indica una presión de carga elevada, aumentada a veces localmente por la tensión. Las rocas ricas en g2 pueden contener cummingtonita o antofilita. Las asociaciones típicas son) B. Iornblenda-plagioclasa-almandino-epidota $-cuarzo-biotita% Ba. Iornblenda-plagioclasa-epidota $-cuarzo-biotita% 66. Iornblenda-plagioclasa $-diópsido% •
E* l%" %"o'%'o*#" $%(*#"'%*%" , la antofilita, su correspondiente análogo alumínico $la gedrita% o la cummingtonita, desempeAan un papel similar al de las cloritas y al talco en las facies de los es!uistos verdes. lgunas asociaciones típicas son) 7. &ummingtonita $o antofilita%-"ornblenda-almandino J. &ummingtonita $o antofilita%-tremolita
La paragénesis gedrita-estaurolita "a sido observada en rocas relativamente ricas en l:8; y faltas de < :8. E* l%" ro%" %l9r#%" , debido probablemente a elevadas presiones, no son estables ni la Qollastonita ni la periclasa. Las asociaciones corrientes son) F. &alcita-diópsido-epidota $-plagioclasa-cuarzo% N. &alcita-diópsido-grosularia $-cuarzo% 68. &alcita-diópsido-flogopita 68, 6:. &alcita-diópsido-tremolita 66. &alcita-"ornblenda-epidota +iópsido-forsterita-calcita 4orsterita-dolomita-calcita con déficit de 0ílice •
La epidota puede ir acompaAada de plagioclasa sódica o intermedia $n :7 a nB7 en la mayoría de los casos%. En algunas rocas aparece la escapolita en lugar de la plagioclasa.
.3.2. Su0&%'#" d'"!#*%-%l$%*d'*o-$o"o'!%. En la isograda de la distena de la secuencia de arroQ, la estaurolita se convierte en inestable y la pareja distenaalmandino, ocupa su lugar en las rocas pelíticas $fig. 90b). !" l! demás, las rocas de la zona de la distena se parecen a las de la zona de la estaurolita $subfacies estaurolita-almandino%. 0in embargo, los es!uistos pelíticos son tan abundantes, y la zona de la distena es tan claramente reconocible, !ue está justificado el establecimiento de una nueva subfacies. L%" %"o'%'o*#" 6#l7!'%" %r%!#r7"!'%" "o* ) $véase la fig. 90b). 6. &uarzo-distena-moscovita-almandino-plagioclasa $-biotita% :. &uarzo-almandino-moscovita-biotita-plagioclasa $-epidota% 2tras asociaciones son muy parecidas a las de las subfacies anteriores.
.3.3. Su0&%'#" S'll'$%*'!%-%l$%*d'*o-$o"o'!%. La primera aparición de la sillimanita en algunas provincias metamórficas americanas es atribuida a la reacción Estaurolita H cuarzo R--C sillimanita H almandino H I :2 La reacción e!uivalente a presiones más elevadas, daría distena en lugar de sillimanita, como sucede en la isograda de la distena en las Iig"lands de Escocia. #ara
incluir a las asociaciones con sillimanita !ue se desarrollan en esta etapa, es decir, a /la primera isograda de la sillimanita/, se establece a!uí una subfacies separada llamada de la sillimanita-almandino-moscovita teniendo en cuenta la asociación !ue sirve de diagnóstico. Las asociaciones pelíticas típicas son) 6. &uarzo-sillimanita-moscovita-almandino-plagioclasa $-biotita% :. &uarzo-almandino-moscovita-biotita-plagioclasa La plagioclasa es oligoclasa-andesina en los es!uistos pelíticos, andesina a labradorita en las anfibolitas y anortita en las granulitas cálcicas. La epidota está ausente o es despreciable. Ecepto por esto y por la presencia de la sillimanita en lugar de la distena, esta subfacies es similar, en general, a la de distena-almandino-moscovita
.3.. Su0&%'#" "'ll'$%*'!%-%l$%*d'*o-or!o"% La paragénesis de esta subfacies está ilustrada en las figuras N6 y N:. continuación se enumeran algunas asociaciones típicas. A4 P#l7!'%" u%ro-&#ld#"69!'%": 6. &uarzo-sillimanita-almandino-ortosa $-plagioclasa-biotita% 6a. &uarzo-ortosa-plagioclasa-almandino-biotita F. &uarzo-ortosa-plagioclasa-biotita
FIG. N6. 4acies de las anfibolitas almandínicas, subfacies sillimanita-almandino-ortosa) +iagrama ACF para rocas con
eceso de 0i2 : y < :2. El cuarzo y el feldespato potásico son posibles fases adicionales.
84 C%l9r#%": :. nortita-diópsido-granate-cuarzo ;. &alcita-diópsido-granate-cuarzo B. nortita-diópsido-"ornblenda-cuarzo D. &alcita-diópsido-tremolita C4 89"'%": B. Iomblenda-plagioclasa $-diópsido-cuarzo% 7. Iornblenda-plagioclasa-almandino $-cuarzo% D4 M%(*#"'%*%": J. &ummingtonita $- o gedrita%-"ornblenda-almandino $-plagioclasa% D. &ummingtonita-tremolita 2livino-"ornblenda-pleonasto
4ig. N:. 4acies de las anfibolitas almandínicas, subfacies sillimanita-almandino-ortosa) +iagrama AKF para rocas con eceso de 0i2 : y ls2F. El cuarzo y la plagioclasa son posibles fases adicionales.
R#l%'o*#" $u!u%" d# l%" u%!ro "u0&%'#" La subfacies estaurolita-almandino corresponde, en todos los lugares, al grado más bajo de metamorfismo dentro de la facies de las anfibolitas almandínicas. lgunas de las reacciones !ue marcan el metamorfismo progresivo de las rocas peliticas, más allá de la zona de la estaurolita son) 6. Estaurolita H cuarzo R distena H almandino H I:2 :. Estaurolita H cuarzo R sillimanita H almandino H I :2 ;. +istena R-C sillimanita B. oscovita H cuarzo R sillimanita H ortosa H I :2 &ada una de ellas tiene una curva propia de e!uilibrio invariante en un diagrama de presión-temperatura. La importancia física de la isograda de la sillimanita en cual!uier provincia en particular, dependerá de cuál de las curvas correspondientes a las reacciones ; a B es la primera !ue se encuentra a lo largo del gradiente de presión-temperatura dominante en el metamorfismo. En la secuencia arroviense de Escocia, la reacción 6 seAala la isograda de la distena. La isograda de la sillimanita viene definida por la reacción ; seguida muy de cerca por la B. sí, pues, la secuencia del metamorfismo progresivo irá desde la subfacies estaurolita-almandino a la distena-almandinomoscovita y a la silimanita-almandino-ortosa $ a en la fig. N;%. En 3eQ Iamps"ire, la reacciSn : va seguida por la B, de modo !ue la secuencia zonal de subfacies es) 6.8, estaurolita-almandino' :T ., sillimanita-almandino-moscovita, y ;.9, sillimanita-almandino-ortosa (C a # de la fig. N;%. Las asociaciones minerales de la zona de la sillimanita, y en general las de las facies de grado elevado, tienden a ser complicadas y a estar parcialmente obscurecidas por reacciones !ue tienen lugar en respuesta a) 6%, descenso de la temperatura $durante la pérdida de carga%
4ig.N;. 4acies de las anfibolitas almandínicas' curvas "ipoté ticas de e!uilibrio univariante para reacciones conducentes a la aparición de la sillimanita. A$ K supuesto gradiente de tem peratura en las Iig"lands de Escocia' C# K supuesto gradiente en 3eQ Iamps"ire.
y :%, fluctuaciones en la presión del agua relacionadas con la fusión y enfriamiento de un componente granítico magmático en las áreas migmatíticas. sí, pues, la sillimanita, moscovita y feldespato potásico, pueden estar asociados en una roca y la tetura puede indicar una substitución parcial de una mica antigua por la silimanita o una /sericitación/ tardía de la distena o de la silimanita después de alcanzada la máima temperatura de metamorfismo. Esta mezcla de fases no invalida en modo alguno el reconocimiento de las subfacies sillimanita-almandino-moscovita y sillimanita-almandinoortosa como entidades distintas en provincias donde las asociaciones de grado elevado "an permanecido sin modificación durante la pérdida de carga siguiente al máimo del metamorfismo. Las dos subfacies sillimaníticas, deben ser estables durante un amplio campo de presiones' sus respectivos campos de estabilidad están separados $véase la figura N;% por la curva de e!uilibrio invariante de la reacción oscovita H cuarzo
sillimanita
H feldespato potásico H I :2
En el campo de presiones bajas, debe "aber una zona de transición "acia la facies de las corneanas "ornbléndicas' a esta zona pertenecen rocas en las !ue aparece cordierita en las asociaciones pelíticas sillimaníticas y almandínicas del metamorfismo regional. Co*d''o*#" d#l $#!%$or&'"$o. 1eniendo en cuenta las relaciones de campo y los datos mineralógicos, las temperaturas deben, en general, ser mayores en la facies de las anfibolitas almandínicas !ue en la de los es!uistos verdes. El límite superior puede estar cerca de los D889-D78 9 & por!ue en los complejos migmatíticos los grados más altos solapan la temperatura de fusión del granito. menos !ue la pirofilita "aya sido muc"as veces identificada erróneamente como moscovita, la facies de las
anfibolitas-almandínicas debe caer, en una gran parte, en el campo de estabilidad de uno de los polimorfos de l :0i2;. +e acuerdo con los datos eperimentales de
.. FACIES DE LAS GRANULITAS Entre los productos del metamorfismo regional profundo, de grado elevado, "ay un grupo de rocas gneísicas $denominadas granulitas por los petrólogos alemanes y finlandeses% !ue están dotadas de una estructura y unas peculiaridades mineralógicas tan características y lo suficientemente destacadas para formar con ellas una facies metamórfica distinta) la facies de las granulitas de Es5ola.. Las granulitas de 0ajonia, &eilán y Escandinavia son, principalmente, gneis cuarzo-feldespáticos con granate o piroeno, con poca o ninguna mica, en las cuales, el cuarzo se presenta en lentículas aplastadas, orientadas $por la forma del grano% paralelamente a la foliación.. La alternancia de bandas /ácidas/ claras y /básicas/ obscuras, es típica pero no esencial, siendo muy característicos la presencia simultánea de asociaciones "ipersténicas y diópsicas en rocas !ue contienen piropo-almandino y feldespato alcalino pertítico. ctualmente se "an reconocido dos subfacies) 6. La subfacies de las granulitas "ornbléndicas en la cual están presentes la "ornblenda yo la biotita en las asociaciones granatíferas y piroénicas. :. La subfacies de las granulitas piroénicas, faltas de "ornblenda y biotita. #ara una cierta presión del agua, esta segunda subfacies representa el campo de temperaturas más elevadas' pero como es la más típica de las granulitas, en comparación con la facies de las anfibolitas almandínicas, será estudiada primero.
..1. Su0&%'#" (r%*ul'!%" 6'ro>)*'%". La paragénesis de las rocas satura das de sílice de la subfacies de las granulitas piroénicas, está ilustrada en
4ig. NB. 4acies de las granulitas, subfacies piroeno-granulita) +iagrama ACF para rocas con eceso de 0i :2 y <:2. El cuarzo y la pertita son posibles fases adicionales.
la figura NB. Las asociaciones siguientes, !ue también se presentan individualmente con pe!ueAas variaciones en otras facies de alta temperatura, constituyen colectivamente, una (nica y característica asociación) 6. &uarzo-pertita-granate $-plagioclasa-distena o sillimanita% #ertenecen a ella las 5"ondalitas de la *ndia y de &eilán, !ue son sedimentos aluminosos metamorfizados, formados principalmente por sillimanita, granate, pertita y cuarzo. :. &uarzo-pertita-"iperstena $-granate-plagioclasa% Esta es la asociación normal en las c"arnoc5itas, !ue son gneis graníticos "ipersténicos, algunos de los cuales son metamórficos y otros de origen magmático directo.. :. #lagioclasa-"iperstena-granate $-cuarzo-pertita% ;. #lagioclasa-"iperstena-diópsido $-cuarzo-ortosa% Estas dos (ltimas asociaciones se desarrollan en las granulitas piroénicas $1rappgranulitas% y en sus e!uivalentes mineralógicos, los miembros noríticos de la serie de las c"arnoc5itas de las rocas ígneas. ;a. #lagioclasa-"iperstena-diópsido-granate' asociación básica con déficit de sílice ;. +iópsido-plagioclasa-calcita-cuarzo' diópsido-escapolita-calcita-cuarzo. Las presiones son lo suficientemente elevadas para impedir !ue la reacción entre la calcita y el cuarzo de Qollastonita. Este punto "a sido tratado por
Los minerales individuales en las rocas de la facies de las granulitas presentan ciertas peculiaridades distintivas y persistentes. La "iperstena es fuertemente pleocroica, desde el verde al rosa intenso y al amarillo, teniendo al parecer poca relación la intensidad de la absorción de los colores con el contenido en "ierro) los análisis de "iperstena dan un elevado contenido en l :8; $J a N por ciento en peso%. Los granates tienen un campo de composición muc"o más amplio !ue el de los almandinos de la facies de las anfibolitas) son piropo-almandino similares a los de las eclogitas y a veces contienen "asta 77 por ciento de piropo y "asta :8 por ciento de grosularia. La estructura micropertítica es característica en el feldespato alcalino y análogamente, la plagioclasa tiende a ser antipertítica. La escapolita generalmente acompaAa o substituye a la plagioclasa. El rutilo es corriente en las asociaciones ácidas y la ilmenita en las básicas. La esfena falta invariablemente. Las rocas infrasaturadas de sílice, contienen olivino, corindón y espinela verde. Este (ltimo mineral $igual !ue la magnetita en rocas de otras facies metamórficas% puede presentarse incluso en rocas !ue contengan cuarzo libre.
Co*d''o*#" d#l $#!%$or&'"$o. En algunas regiones, las zonas sucesivas caracterizadas respectivamente por la facies de las anfibolitas almandínicas, la subfacies de las granulitas "ornbléndicas y las facies de las granulitas piroénicas, constituyen una secuencia progresiva de grado creciente. En otras partes, las asociaciones de las granulitas piroénicas y de las "ornbléndicas a la vista de los datos imperfectos de !ue se dispone parecen estar mezcladas en el campo. En otras partes, "ay un testimonio tetural $coronas y otras estructuras de substitución% de !ue las asociaciones de las granulitas piroénicas están sufriendo un proceso de metamorfismo retrógrado para convertirse en las asociaciones de las granulitas "ornbléndicas o de las anfibolitas almandínicas. Estas relaciones de campo y teturales están de acuerdo con la opinión muy etendida, de !ue la facies de las granulitas representa elevadas temperaturas de metamorfismo. Las asociaciones de la facies de las granulitas son esencialmente an"idras, lo !ue no implica necesariamente, una presión baja del agua o la falta de ésta en las rocas madres. Las temperaturas elevadas, por sí mismas, podrían eplicar el desarrollo de asociaciones an"idras incluso a presiones de agua elevadas. En realidad, sería difícil imaginar cual!uier otro mecanismo !ue no fuera el metamorfismo a elevada temperatura mediante el cual, las rocas pelíticas con un contenido de agua normal, pudieran convertirse en las asociaciones an"idras de las facies de las granulitas piroénicas. #arece probable !ue la facies de las granulitas cubra un etenso campo de presiones. La presencia de la distena y del rutilo en las granulitas típicas y el elevado contenido en aluminio de los piroenos de las granulitas, sugieren presiones muy elevadas. #ero la silimanita aparece en lugar de la distena en muc"as granulitas y la presencia de cordierita en otras, no se compagina con presiones superiores a unos cuantos miles de bars. &uando la distribución y paragénesis de las granulitas cordieritas sea mejor conocida, podrá ser necesario establecer una subfacies de las granulitas cordieríticas correspondientes a bajas presiones en la facies de las granulitas. 0e deduce !ue la facies de las granulitas representa temperaturas máimas en el metamorfismo regional, tal vez de orden de los D88 8 a F88 8 &. Las presiones son normalmente altas, pero en algunos casos bajan "asta unos pocos miles de bars. El descenso de temperatura, junto con una presión del agua sostenida o aumentada, sería causa de la transición a la facies de las anfibolitas almandínicas por intermedio de la subfacies de las granulitas "ornbléndicas. Esta subfacies está correlacionada con la
cristalización en las curvas de e!uilibrio univariante de las reacciones Iornblenda piroeno H agua iotita almandino HortosaH"iperstenaHagua @n sistema transformado en an"idro por cristalización en la facies de las granulitas piroénicas, podría enfriarse siguiendo estas curvas, si el agua fuera suministrada de modo continuo por el magma en vías de cristalización o por otra fuente, con tal de !ue la roca fuese suficientemente permeable a la difusión del fluido acuoso. El complejo juego del metamorfismo, fusión, inyección y cristalización magmática en los niveles profundos de la corteza, podrían ocasionar fluctuaciones de temperatura y de presión del agua en escala suficiente para eplicar las relaciones de campo observadas, entre las granulitas piroénicas, las granulitas "ornbléndicas y las rocas de la facies de las anfibolitas almandínicas.
.?. FACIES DE LAS ECLOGITAS La facies de las eclogitas está basada en la asociación muy característica onfacitagranate !ue se desarrolla en las rocas de composición gabroíca. uc"as eclogitas están compuestas totalmente por los dos minerales citados y en la mayoría falta totalmente el feldespato. El piroeno onfacita se diferencia notablemente de los piroenos de las rocas ígneas normales por su elevado contenido en 3a :8 y l :8 ; y por ser despreciable en él la cantidad de 1i8 :) puede ser considerado como una solución sólida diópsido-jadeíta, con algo de l adicional substituyendo al &a. *gualmente característica es la composición de los granates, los almandino-piropos calcíferos, con :7 a D8 por ciento de piropo y 6: a B8 por ciento de grosularia. La e!uivalencia !uímica del gabro olivínico con la eclogita, puede ser representada por la siguiente ecuación simplificada) ;&al:0i:8F H :3a*0i ;2F H ;g:0i2B H n&ag$0i8;%: K Labradorita 2livino +iópsido K ;&ag : l:$0i8 B%; H :3al$0i8 ;%: H n&ag$0i8;%: H :0i2 : >ranate 2nfacita +iópsido &uarzo La distena por una parte o la enstatita por otra, pueden figurar como constituyentes esenciales de eclogita con un eceso de l :8; o $g, 4e%2, respectivamente, sobre la cantidad !ue puede ser absorbida en la onfacita y el granate' el rutilo es un accesorio característico pero también se encuentra ilmenita. Las asociaciones típicas de la eclogita son, por lo tanto) onfacita-granate $-rutilo%, onfacita-granate-distena $-rutilo%, onfacitagranate-enstatita $-rutilo%. La presencia de "ornblenda primaria y zoisita en algunas eclogitas $eclogitas "ornbléndicas% sugiere unaU transición entre la facies de la eclogita y la de las anfibolitas almandínicas. La cristalización secundaria de la "ornblenda, plagioclasa y otros minerales a epensas de la onfacita y el granate, es muy frecuente en las eclogitas y puede ser atribuida a una acomodación !uímica incipiente de la roca al descenso de la temperatura y la presión, lo !ue es un ejemplo de metamorfismo retrógrado. En el campo, puede ser seguida la gradación completa desde la eclogita no alterada "asta las anfibolitas de composición normal, pasando por las anfibolitas eclogíticas con granate y onfacita residuales, junto con plagioclasa y "ornblenda de nueva generación. En algunos casos, entrecrecimientos de carácter mirme!uítico, entre diópsido y plagioclasa son los primeros !ue substituyen a la onfacita y después, pasan a su vez, a
la asociación anfíbol-plagioclasa, de la facies de las anfibolitas almandínicas. Es5ola enumera cuatro modos principales de presentación de las eclogitas) 6. *nclusiones en 5imberlitas, basaltos y brec"as basálticas, en donde van "abitualmente acompaAadas de /n(cleos de olivino/ $con la composición y estructura de la peridotita%, de es!uistos sillimaníticos, de rocas ultrabásicas granatíferas.y de otras cuya mineralogía indica un origen metamórfico o igneo a grandes profundidades. :. 4ajas y bandas incluidas en dunitas y sus e!uivalentes serpentinizados !ue pasan gradualmente a rocas !ue se apartan de la estricta definición de las eclogitas por!ue su piroeno es el diópsido cromático conteniendo poco o nada de sodio. ;. asas lenticulares incluidas en los gnesises migmatíticos' interpretados pSr Estola como fragmentos de masas de mayor tamaAo originadas en profundidad, ascendidas "asta los geosinclinales por las intrusiones graníticas ascendentes. B. andas asociadas con anfibolitas, es!uistos micáseos y análogos, en regiones de plegamiento alpino y deformación. Las rocas asociadas en muc"os de estos yacimientos pertenecen claramente a facies muy diferentes de la de las eclogitas La gran densidad de las eclogitas $;.;7 a ;.J%, sugieren la influencia de una presión muy alta. sí pues, "ay un acuerdo casi general de !ue las eclogitas cristalizan normalmente a profundidades de "asta por debajo de la corteza. Las condiciones reinantes a una profundidad de B8
