Tema 6 Metamorfismo y rocas metamórficas - José Santiago Alvarez Gonzalez

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Geología 2º Bachillerato Metamorfismo y rocas metamórficas 
 
1 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 
UNIDAD 6. METAMORFISMO Y ROCAS METAMÓRFICAS 
 
 
1. INTRODUCCIÓN. 
 
Como hemos estudiado previamente, los 
minerales, formados en ciertas condiciones de 
presión y temperatura, se modifican en cuanto a 
composición y/o estructura para adaptarse a las 
nuevas condiciones, formándose nuevos 
minerales y nuevas rocas: es lo que se conoce 
como CICLO DE LAS ROCAS. Con carácter 
general, existen tres ambientes en la génesis y 
evolución de minerales y rocas: ígneo o 
magmático, metamórfico y sedimentario. 
 
Los procesos metamórficos son una consecuencia de la energía interna del planeta que, en este 
caso, provoca la transformación de unos minerales en otros y por tanto la aparición de rocas nuevas 
sin que se alcance la fusión de ningún mineral. 
 
 
2. EL METAMORFISMO GEOLÓGICO. 
 
Se denomina metamorfismo a la transformación —sin cambio de estado, de estructura o de la 
composición química o mineral— de una roca cuando queda sometida a condiciones de 
temperatura, presión o fluidos distintas de las que la originaron. 
 
La condición esencial es que estas nuevas condiciones no lleguen a fundir la roca. Dejando a un lado 
esta condición, la separación entre rocas sedimentarias y metamórficas, y entre las metamórficas y 
magmáticas no es nítida, ya que las transformaciones de una roca a otra tienen lugar a través de 
procesos graduales y progresivos que dependen de los factores que intervienen. 
 
Las rocas metamórficas son el resultado de la transformación de una roca o protolito como resultado 
de la adaptación a unas nuevas condiciones ambientales, que son diferentes de las existentes 
durante el periodo de formación de la roca premetamórfica. Se trata de un proceso isoquímico en el 
que se producen transformaciones mineralógicas y donde, salvo excepciones, las rocas no ganan ni 
pierden elementos químicos. La modificación del protolito (roca que sufrirá el metamorfismo) tiene 
lugar esencialmente en estado sólido y consiste en recristalizaciones, reacciones entre minerales, 
cambios estructurales, transformaciones polimórficas, etc., asistidas por una fase fluida 
intergranular. 
 
La diferenciación precisa de una roca metamórfica, en relación a otras que no lo son, puede 
realizarse ateniéndonos a la definición de los límites del metamorfismo. El límite superior está en la 
fusión y aparición de una fase fundida, existiendo rocas híbridas llamadas migmatitas que presentan 
porciones resultantes de la cristalización de dicha fase fundida juntos con restos de la roca 
metamórfica. El límite inferior del metamorfismo, es decir el tránsito de la diagénesis (procesos 
sedimentarios de compactación y cementación) al metamorfismo no está claro. Se ha establecido 
que se entra en los procesos metamórficos cuando existe la presencia de minerales que no se 
formarían en ambientes sedimentarios, como la glaucofana o la pirofilita. 
 
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2.1 Factores del metamorfismo. 
 
Los factores que desencadenan el proceso metamórfico son fundamentalmente: 
 
 Temperatura. Es el factor más importante en procesos metamórficos, puesto que la mayoría de 
las reacciones metamórficas se deben a variaciones de la temperatura. Dichas variaciones hacen 
necesario un aporte de calor a la roca. Como se sabe, con carácter general el gradiente 
geotérmico terrestre es de unos 33ºC por kilómetro de profundidad. También conocemos que, a 
partir de ciertas profundidades, el gradiente aumenta más lentamente. La fuente de calor puede 
ser un cuerpo intrusivo cercano, un arco magmático relacionado con una zona de subducción o 
una fuente regional profunda como el calor derivado del manto. Para que haya metamorfismo, la 
temperatura debe estar situada entre los siguientes límites: 
 Límite inferior. Se sitúa a unos 150 ºC. Por debajo de esta temperatura ya no se hablaría de 
metamorfismo, sino de diagénesis, es decir, de los cambios que experimenta un material a 
medida que es enterrado hasta convertirse en una roca sedimentaria. 
 Límite superior. Corresponde a la temperatura a la que da comienzo la fusión de las rocas 
(típicamente entre 700 y 900 ºC), ya que a partir de este punto se originaría una roca 
magmática, no metamórfica. 
 
 Presión. A diferencia de lo que ocurre con la temperatura, la presión aumenta con la 
profundidad de forma paulatina y constante hasta la base del manto; a partir de aquí el 
gradiente es algo mayor, y luego vuelve a disminuir en el núcleo interno. Podemos hablar de 
diferentes tipos de presiones: 
 
- Litostática o presión de carga: Se debe al peso de los materiales suprayacentes 
(principalmente otras rocas y agua) que soporta cualquier masa rocosa; esta presión se 
ejerce en todas las direcciones. 
- De fluidos: En muchos casos hay que añadir la presión de fluidos ejercida por el dióxido de 
carbono y el agua que rellenan los poros de las rocas y que es especialmente notable cuando 
se produce un aumento de temperatura. 
- De confinamiento: Es consecuencia de la acción conjunta de la presión litostática y de 
fluidos. 
- Presión dirigida: se produce en los bordes convergentes de placas, y que es consecuencia 
directa de los desplazamientos de las placas tectónicas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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 Fluidos hidrotermales. Metasomatismo. Los fluidos, como el CO2 y H2O, que rellenan los poros 
de las rocas están sometidos a la misma presión que los minerales: la presión de carga. Pero ellos 
mismos ejercen presión contra los minerales. Esta presión es igual a la presión de carga, pero si 
se produce un incremento de temperaturas favorece reacciones con desprendimientos de agua y 
de CO2; se crea una sobrepresión interna en la roca, a no ser que los gases escapan por las grietas 
de las rocas. El límite de esta sobrepresión bien dado por la resistencia de la roca; al superarlo, se 
fractura y los gases escapan. 
 
La presencia de fluidos puede tener un efecto colateral: aunque el metamorfismo es un proceso 
isoquímico, esto es, sin intercambio de materia con el entorno, a veces algunos átomos de la 
roca son sustituidos por átomos de tamaño similar que se hallan en fluidos aportados por los 
magmas. Así, si el calcio es sustituido por hierro, y la calcita (CaCO3) se convierte en siderita 
(FeCO3). Este fenómeno es el metasomatismo. Este proceso afecta principalmente a rocas muy 
solubles (calizas, mármoles) y origina un nuevo tipo de roca llamada skarns. 
 
 Tiempo. Como la mayoría de los procesos geológicos, el metamorfismo requiere un periodo más 
o menos largo para que se produzca. 
 
 
2.2. Físico-química del metamorfismo. 
 
Cualquier sistema constituido por una o varias sustancias químicas tiende a mantener o alcanzar el 
estado de equilibrio termodinámico, el cual equivale a la configuración más estable posible que 
adquieren los átomos para unos determinados valores de presión y temperatura. Un mismo 
compuesto a distintas condiciones de presión y temperatura puede presentarse en distintas formas o 
estados. Al cambiar las condiciones físicas, el material rocoso pasa a encontrarse alejado del 
equilibrio termodinámico y tenderá, en cuanto obtenga energía para realizar la transición, a 
evolucionar hacia un estado distinto, en equilibrio con las nuevas condiciones. Como resultado de 
esta transformación se forman las rocas metamórficas. Estos estados así como sus condiciones de 
presión y temperatura e intervalos de estabilidad se representanen un diagrama de fases, siendo las 
fases cada una de las distintas formas en las que se presenta el mismo compuesto o cada compuesto 
distinto en un mismo sistema químico. Las reacciones metamórficas se rigen por la regla de las fases 
de Gibbs (1870) pueden agruparse en: 
 
 Reacciones sólido-sólido. A partir de una roca, con una 
composición química y mineralógica determinada, a 
presiones y temperaturas diferentes, se pueden formar 
minerales distintos a los originales, que tendrán diferente 
estructura que el mineral origen, pero la composición química 
de la roca no varía. En este caso, cada mineral es una fase. En 
la figura de la derecha se representan las fases minerales del 
silicato de aluminio Al3SiO5. Se trata de un caso de 
polimorfismo. El mineral estable a bajas presiones es la 
andalucita. Si aumentamos la presión, se convierte en 
distena. Si aumentamos la temperatura se transforma en 
sillimanita 
 
En rocas monominerales, como las areniscas cuarcíferas y las calizas puras, los minerales son 
estables en un amplio margen de temperatura. 
 
Otro ejemplo sería la transformación a altas presiones de la albita en jadeíta y cuarzo. 
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 Reacciones en fase fluida: distinguiremos en primer lugar las reacciones de deshidratación 
(liberación de moléculas de agua o pérdidas de grupos hidroxilo): 
 
 
 
 
 
 
En las rocas carbonatadas tendrán lugar reacciones de descarbonatación: 
 
 
 
 
 
Las reacciones de oxidación-reducción ocurrirán principalmente en presencia de compuestos con 
hierro. 
 
Como vemos, a medida que el metamorfismo va progresando, más minerales van siendo 
transformados unos en polimorfos de otros por reacciones químicas sólido-sólido o reacciones de 
disociación. Los minerales estables van creciendo a costa de las moléculas liberadas por los 
inestables, pues las pequeñas part culas tienen una mayor proporción de superficie de contacto que 
los minerales más inestables y, por lo tanto, reaccionan más fácilmente a medida que el sistema 
recibe más energía. Todas estas reacciones conllevan recristalización de la roca, en la cual los nuevos 
minerales pueden rodear relictos o restos de minerales primitivos. Así pues, el tamaño del grano 
aumenta con el metamorfismo (blastesis).. 
 
Los minerales estables dentro de unos márgenes de presión y temperatura forman una paragénesis 
mineral y proporcionan información sobre las condiciones de formación 
 
 
2.3. Procesos metamórficos. 
 
Como dijimos al principio del tema, a partir unos 150ºC comienzan los proceso metamórficos. En 
relación con los principales agentes del metamorfismo que son la presión y la temperatura, ocurren 
los siguientes procesos: 
 
 Brechificación, consecuencia de rozamientos debidos a deslizamientos (fallas y mantos de 
corrimiento). 
 Deshidratación, consecuencia del incremento de temperatura. 
 Recristalización, consecuencia del incremento de temperatura lo que puede originar cristales de 
mayor tamaño. 
 Cambios en la estructura cristalina, debido tanto a la temperatura como a la presión. Así, el 
incremento de la presión de confinamiento puede 
originar rocas más compactas y de mayor densidad al 
cerrarse los huecos entre los minerales. 
 Reorientación, disposición de materiales a reorientarse 
según la orientación de mínima resistencia a las fuerzas 
actuantes. Es consecuencia de presiones dirigidas. 
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 Reajustes mineralógicos, consecuencia del incremente de temperatura y presión. Un ejemplo es 
la descomposición del CO3Ca en CO2 y CaO, y su hidroxilación por el agua formando hidróxidos, 
que son minerales típicos de aureolas de contacto en intrusiones ígneas. 
 
 
3. TIPOS DE METAMORFISMO 
 
Hay varios modelos para clasificar los diferentes tipos de metamorfismo. Teniendo en cuanta la 
preponderancia de los parámetros metamórficos principales (presión y temperatura) se distinguen 
los metamorfismos dinámico, térmico y dinamotérmico. 
 
 
3.1 Metamorfismo dinámico o cataclástico (dinamometamorfismo). 
 
Este tipo de metamorfismo es provocado casi exclusivamente por efecto de la presión. Es típico de 
los planos de falla (fallas transformantes), en los que se produce desplazamiento relativo ente dos 
bloques y por eso se le llama también metamorfismo dinámico. 
 
Los efectos del dinamometamorfismo en las rocas son: en la superficie, a lo largo de las fallas, las 
rocas son fracturadas y pulverizadas, originando rocas poco consistentes llamadas brechas de falla. 
 
A mayor profundidad se forma material muy fino y poco consolidado: harina de falla. A gran 
profundidad hay una deformación dúctil de los minerales preexistentes, originando rocas con granos 
alargados y de aspecto fo- liado denominadas milonitas. 
 
 
3.2. Metamorfismo de contacto o térmico. 
 
Este tipo de metamorfismo es provocado casi exclusivamente por efecto de la elevación de la 
temperatura, lo cual ocurre cuando una bolsa de magma fundido entra en contacto con otra roca. 
Por eso a este metamorfismo se le llama también de contacto. El grado de metamorfismo aumenta 
con la temperatura y el volumen del magma intrusivo. Como la temperatura de la corteza superficial 
es de unos 150 ºC a los 5 km de profundidad y los magmas ascienden a temperaturas de 700 a 1200 
ºC, y es más alta en magmas básicos que en los ácidos, las transformaciones serán más intensas en el 
primer caso. 
 
El resultado del contacto del magma a altas 
temperaturas y la roca fría es la aparición de una 
serie de rocas distintas dispuestas en zonas 
concéntricas, alrededor del cuerpo magmático. Esta 
formación se denomina aureola metamórfica y se 
caracteriza por la presencia de diferentes minerales 
índice (minerales estables a determinada 
temperatura), formados a temperaturas 
progresivamente menores conforme nos alejamos 
del foco térmico. Los minerales de las zonas 
afectadas pueden experimentar recristalización para 
adaptarse a las nuevas condiciones, formándose 
otros minerales. 
 
Las rocas formadas por metamorfismo de contacto se llaman corneanas o cornubianitas. En las 
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corneanas se puede determinar el grado de metamorfismo experimentado en función de la 
presencia de los siguientes minerales índice: 
 
Clorita → biotita → andalucita → sillimanita/ 
 
Temperatura creciente 
 
En las proximidades del plutón se forman sillimanita y andalucita, hacia los bordes aparecen la 
biotita, moscovita y clorita. Así a medida que nos alejamos del plutón se pueden encontrar bandas, 
cada uno de las cuales corresponde con una zona metamórfica, donde predomina un determinado 
mineral índice. 
 
El metamorfismo térmico es típico de los bordes constructivos y en estas zonas va acompañado de la 
acción de fluidos activos. 
 
 
3.3. Metamorfismo regional o dinamotérmico. 
 
Está provocado por el efecto combinado de la presión y la temperatura, y afecta a extensas regiones 
de la corteza terrestre. Es el que origina las rocas típicamente metamórficas. Está asociado con 
diferentes fenómenos tectónicos de gran escala, lo que permite distinguir dos subtipos principales: 
 
 Metamorfismo regional de alta presión y baja 
temperatura. Está relacionado esencialmente a las 
zonas de subducción. En estas zonas de convergencia 
y fricción de placas se desarrolla una enorme energía 
mecánica, de forma que las rocas atrapadas sufren 
profundas deformaciones y desorganizaciones de su 
estructura original. Se forma una esquistosidadintensa. Los minerales que se forman son la 
glaucofana de color azul que da el nombre a los 
esquistos azules. 
 
Asociados a los esquistos azules aparecen las ofiolitas 
(fragmentos de corteza oceánica) mezclados con 
sedimentos metamorfizados; los bloques ofiolíticos 
están muy deformados y adaptados a la esquistosidad. 
 
 Metamorfismo regional de alta temperatura y baja presión. Está provocado por las elevadas 
temperaturas generadas sobre el plano de Benioff, debido a los procesos magmáticos 
desarrollados al añadirse al manto volátiles procedentes de la placa subducente. 
 
El ascenso de magmas forma plutones en niveles profundos. La compresión de la placa oceánica 
contra el continente que produce cabalgamientos y pliegues en el nivel superior y esquistosidad 
y foliación en los inferiores. En este ambiente, con gran variedad de condiciones físicas 
(temperatura, presión de carga, presión de fluidos…) es tan grande que posibilita la formación de 
numerosas paragénesis minerales. 
 
 
 
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La temperatura aumenta con la profundidad por lo que se 
pueden establecer tres zonas —epizona, mesozona y 
catazona—, caracterizadas por la presencia de minerales índice. 
Según va aumentando la profundidad, las presiones dirigidas 
van perdiendo influencia, la presión se va haciendo más 
uniforme, y las temperaturas favorecen la mayor movilidad de 
iones, por lo cual las bandas de foliación son frecuentemente 
destruidas, su estructura se va haciendo más homogénea, 
semejante a la del granito. 
 
Cuando ocurren procesos de fusión parcial en zonas donde 
ocurre metamorfismo regional de las rocas preexistentes se 
forman las migmatitas son un tipo de roca que, como ya mencionamos, se encuentran en la 
frontera entre las rocas metamórficas e ígneas. 
 
 
3.4. Otros tipos de metamorfismo. 
 
 Metamorfismo de carga o enterramiento. Este tipo de metamorfismo es provocado por el peso 
de los materiales suprayacentes, por tanto es provocado por el aumento de la presión litostática. 
 
Se estima que a partir de los 10 km de profundidad la presión ya es lo suficientemente elevada 
como para iniciarse los procesos metamórficos. Se originan en zonas no orogénicas, donde las 
presiones no son dirigidas y las temperaturas se mantienen en unos 500 ºC. 
 
En el metamorfismo de enterramiento, se puede desarrollar una débil foliación o esquistosidad; 
en ocasiones se conserva la estructura de la roca primitiva (volcánicas, plutónicas, 
sedimentarias…). El desarrollo de metamorfismo de alta presión, típico de las cuencas marinas 
sometidas a subducción, hace desaparecer la esquistosidad de carga. 
 
La textura suele ser granoblástica de grano fino. Los minerales típicos de es- te metamorfismo 
son las zeolitas (silicatos de Ca y Mg hidratados), que co- existen con minerales de la roca 
primitiva. 
 
 Metamorfismo de impacto. Un tipo de metamorfismo poco 
frecuente es el metamorfismo de impacto que se produce cuando 
los meteoritos chocan contra la superficie terrestre. Se producen 
temperaturas y presiones muy elevadas en un periodo de tiempo 
muy corto. Tras el impacto, la energía cinética del meteorito se 
transforma en energía térmica y ondas de choque que atraviesan 
las rocas de alrededor. El resultado es la formación de una nueva 
roca, un vidrio muy brechificado, en el que pueden aparecer 
minerales poco comunes como las tectitas, algunos de las cuáles 
poseen trazas de circón. 
 
 Metamorfismo aloquímico (metasomatismo). En general, el 
metamorfismo se desarrolla con migraciones de iones y vapores a 
cortas distancias, pero algunas intrusiones magmáticas, sobre todo 
graníticas, aportan iones como Bo, Cl, F, K, Na, etcétera, y vapores de H2O, CO2 a las rocas de la 
aureola de contacto. Minerales como la turmalina, topacio, apatito, son frecuentes en sus 
cercanías. Se puede producir así la serpentinización de gabros y basaltos. 
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La permeabilidad de las rocas cercanas y la existencia de fracturas facilitan la migración de estos 
compuestos. Como se produce con cambio de la com- posición química, se llama también 
metamorfismo aloquímico. 
 
 Metamorfismo de fondo oceánico. Se produce en las dorsales y afecta a la corteza oceánica 
recién formada en el eje de la dorsal, aunque sus efectos se reconocen en toda la cuenca 
oceánica (recuérdese que las dorsales son zonas de expansión de los fondos oceánicos). Esta 
corteza joven presenta todavía temperaturas muy altas; el agua de mar que circula por sus 
grietas se calienta y actúa sobre las rocas encajantes, produciendo una recristalización. La salida 
a la superficie del agua cargada de minerales metálicos origina fuentes termales. 
 
 
4. FACIES METAMÓRFICAS, MINERALES ÍNDICE Y GRADO DE METAMORFISMO 
 
El petrólogo finlandés Pentii Eskola (1939) 
introdujo el concepto de facies metamórfica, 
definiéndolo como un grupo de rocas 
caracterizadas por un conjunto definido de 
minerales formados bajo unas determinadas 
condiciones de presión y temperatura. Las 
facies están definidas por una asociación o 
paragénesis de minerales que representan 
sistemas que alcanzaron el equilibrio estable en 
un determinado intervalo de presión y 
temperatura. Muchos de ellos son los típicos 
minerales índice de las zonas metamórficas. 
Cada facies se designa con el nombre de una 
roca metamórfica característica de ella, y puede 
subdividirse en varias subfacies. Eskola definió 
nueve tipos de facies que han sido 
posteriormente modificadas por otros 
investigadores. 
 
Minerales índice o indicadores. Son una serie de minerales caracterizados porque cada uno de ellos 
se forma y es estable en un intervalo de temperaturas y presiones muy concreto; superado este 
intervalo, el mineral se trasforma en el siguiente de la serie. En muchos casos los minerales índice 
son variedades polimórficas de un mismo mineral. 
 
Las facies metamórficas se pueden agrupar en: 
 
 Facies de alta presión: aumento de la presión manteniendo bajas temperaturas. Características 
de zonas de colisión continental reciente, o del prisma de acreción en las zonas de subducción. 
Facies de esquistos azules y eclogitas. 
 Facies de alta temperatura: aumento de la temperatura y manteniendo bajas presiones. 
Características de las zonas próximas a una intrusión plutónica (metamorfismo de contacto). 
Facies de corneanas (epidóticas, hornbléndicas piroxénicas, y sanidínicas, según aumentamos la 
temperatura). 
 Facies intermedias: aumento simultáneo de presión y temperatura. Características del 
metamorfísmo regional. Facies de zeolitas, prehnita- pumpellita, esquistos verdes, anfibolitas y 
granulitas. 
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El término grado de metamorfismo fue introducido por el alemán Helmut G.F. Winkler (1978) ante el 
problema que supuso la utilización del concepto de facies metamórfica. Estos grados están 
directamente relacionados con la intensidad del metamorfismo y vienen determinados por la 
presencia de determinados minerales índice o de particulares asociaciones minerales consideradas 
típicas de un equilibrio físico-químico característico de determinadas condiciones de presión y 
temperatura (paregénesis). 
 
Así tenemos: 
 
 Metamorfismo de grado muy bajo (entre 100 y 200-250 °C) y bajo (entre 200-250 y 400-450 °C) 
(epizona): zeolitas, prehnita-pumpellita, corneanas albíticas, esquistos azules y esquistos verdes. 
 Metamorfismo de grado medio (entre 400-450y 600-650 °C) (mesozona): anfibolitas, corneanas 
honrbléndicas y ecoglitas de baja temperatura. 
 Metamorfismo de alto grado (más de 600-650 °C) (catazona): ecoglitas, granulitas y corneanas 
sanidínicas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
5. ROCAS METAMÓRFICAS 
 
Todas provienen de rocas preexistentes, ya sean sedimentarias, ígneas o metamórficas, y se originan 
por procesos anteriormente señalados. 
 
5.1. Textura y estructura de las rocas metamórficas. 
 
En las rocas metamórficas es difícil diferenciar entre textura y estructuras. Las texturas dependen de 
la forma de los cristales (alargados, prismáticos…), su manera de desarrollarse y de las relaciones 
entre ellos. La estructura depende de la interrelación de las texturas y la existencia de presiones 
dirigidas. 
 
La textura de las rocas metamórficas está determinada por las transformaciones minerales que 
tienen lugar en la roca. Estas transformaciones se denominan blastesis y la textura cristalina 
resultante se recibe el nombre de textura cristaloblástica, y los cristales se llaman cristaloblastos. A 
los cristales de diámetro de grano sobresaliente con respecto al diámetro de grano de los demás 
cristales se les llama porfidoblastos. 
 
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La existencia de textura cristaloblástica supone la desaparición de la textura original de la roca, salvo 
en casos de metamorfismo de muy bajo grado, que no ha borrado totalmente la textura original. Esta 
textura se denomina relicta. 
 
Existen cuatro tipos de textura cristaloblástica según el hábito de los cristales: 
 
 GRANOBLÁSTICA (“a” en la figura). El tamaño de todos los cristales es parecido y forman un 
mosaico de granos con tendencia al empaquetado hexagonal, suele ser Característica de las 
rocas metamórficas monominerales (cuarcitas, mármoles, etc.) y de las corneanas, es decir, de 
rocas metamórficas que se formaron bajo condiciones estáticas. 
 LEPIDOBLÁSTICA (“b” en la figura). Está definida un apilamiento de minerales planares (micas), 
los cuales están orientados de forma que sus caras planares son paralelas entre sí. Suele ser 
característica de las rocas metamórficas micaceas (esquisitos, micacitas, algunos gneises, etc.). 
 NEMATOBLÁSTICA (“c” en la figura). Es similar a la lepidoblástica, sólo que en este caso el 
apilamiento no es de minerales con hábito planar sino acicular. Suele ser característica de las 
anfibolitas y algunos gneises y mármoles anfibólicos. 
 PORFIDOBLÁSTICA (“d” en la figura). Cuando se observa una serie de cristales de gran tamaño 
(porfidoblastos) englobados en una matriz compuesta por granos de un tamaño sensiblemente 
menor, es decir, existen dos poblaciones distintas de cristales. Generalmente, los porfidoblastos 
son minerales índice que nos indican las condiciones que se alcanzaron durante el 
metamorfismo. Por consiguiente, es importante su identificación. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Estas cuatro texturas pueden aparecer en las rocas metamórficas de manera exclusiva. Sin embargo, 
lo normal es que las rocas metamórficas presenten una combinación de dos o más de ellas. 
 
 
Microestructuras: esquistosidad, foliación y lineación. 
 
Cuando el proceso metamórfico se produce bajo condiciones de presiones dirigidas y existen 
minerales que puedan desarrollar un hábito planar o prismático, éstos suelen crecer orientados, 
disponiéndose perpendiculares a la dirección desde la que se ejercen las presiones máximas, 
desarrollándose en este caso una fábricas planares en la roca denominadas esquistosidad y foliación 
(las rocas suelen fracturarse siguiendo los planos de foliación). 
 
a) Esquistosidad: es consecuencia de la presión y conlleva un lajamiento de la roca de origen donde 
todos los planos tienen la misma composición. La actuación de estos esfuerzos conlleva una fina 
recristalización de los minerales de la roca para ajustarse a las nuevas condiciones. 
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b) Foliación: la recristalización mineral o blastesis se produce a favor de los planos de 
esquistosidad; la esquistosidad no es tan perfecta dando lugar a superficies irregulares llamadas 
foliación. Existen diferentes tipos de foliación, dependiendo del grado metamórfico alcanzado y 
de la mineralogía de la roca inicial: 
 
 PIZARROSIDAD. Este tipo de foliación está definida por la 
cristalización orientada de minerales planares muy pequeños, 
no visibles a simple vista (fundamentalmente micas). La 
pizarrosidad es característica de condiciones de bajo grado 
metamórfico (baja presión y temperatura). 
 ESQUISTOSIDAD. Cuando aumenta el grado metamórfico los 
minerales planares aumentan de tamaño y son visibles a 
simple vista. En algunos casos en las superficies de foliación se 
observan grandes placas de micas, que le dan un aspecto 
escamoso. La esquistosidad es característica de condiciones de 
grado metamórfico medio - alto. 
 BANDEADO GNÉISICO. Durante el metamorfismo en grado 
alto las migraciones iónicas pueden ser lo suficiente grandes 
como para causar, además de la orientación de los minerales 
con hábito planar, la segregación de minerales en capas. Estas 
segregaciones producen bandas de minerales claros y oscuros, 
que confieren a las rocas metamórficas un aspecto bandeado 
muy característico. A este conjunto lea denominamos 
bandeado gnéisico, y es propio del metamorfismo de alto grado. 
 
El tipo de foliación está también relacionado con el tamaño de grano y, por tanto, con el grado de 
metamorfismo que ha sufrido la roca. Las rocas que presentan pizarrosidad tienen el grano muy fino 
o fino, las que presentan esquistosidad tienen el grano grueso y, por último, las que tienen bandeado 
gnéisico definido tienen el grano grueso o muy grueso. 
 
c) Lineación. Son microestructuras lineales que aparecen en una roca sometida a deformación. Son 
estructuras penetrativas que afectan a todo el conjunto de la roca. Hay varios tipos: de 
alargamiento (a), lineaciones minerales, de microplegamiento (d), de intersección (e), etc. 
 
d) Micropliegues. Si las rocas son esquistosas y su litología no es uniforme se forman micropliegues 
de diferente tipo. En las rocas de litología uniforme es difícil que se desarrollen y no suelen ser 
visibles, salvo que se presente microestratificación. 
 
 
5.2. Clasificación de las rocas metamórficas. 
 
Es muy compleja y puede hacerse atendiendo a diversos criterios como el tipo de roca original que 
sufrió el metamorfismo, el tipo de metamorfismo, la textura y estructura de las rocas o su 
composición mineralógica. Muchas veces la roca original es difícil de determinar pues dos tipos de 
rocas diferentes pero con composición semejante, si han experimentado el mismo tipo de 
metamorfismo y con igual intensidad, pueden formar rocas semejantes. 
 
Una manera muy simplificada de clasificarlas es en base a la presencia o ausencia de foliación y su 
composición mineralógica. De esta forma podemos establecer dos grandes grupos: las rocas foliadas 
y las no foliadas (ver página 15). 
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ROCAS FOLIADAS. A su vez, las rocas foliadas pueden subdividirse, en función del tipo de foliación, 
tamaño de grano, y minerales índice en: 
 
 Pizarras. Roca de esquistosidad o grano muy fino (<0,25 mm), con minerales planares 
abundantes. Las pizarras son propias de metamorfismo de bajo grado (es protolito es una roca 
detrítica de grano fino). Fácilmente escindibles en láminas por la foliación de sus minerales,fundamentalmente la clorita. Este tipo de textura se llama pizarrosa, y es aprovechada para 
construir tejados y en el pasado para las pizarras de las aulas. 
 
 Filitas: la esquistosidad o grano es menos fina que en el caso anterior y las superficies son algo 
menos regulares. Implica un mayor grado de metamorfismo, aunque todavía bajo. Se trata de 
rocas metamórficas muy parecidas a los esquistos, la diferencia es que la filita no tiene micas 
visibles. Existen todas las transiciones entre filita y esquisto. (filita  filita esquistosa  esquisto 
filítico  esquisto). Se forman minerales como sericita, cuarzo y clorita. 
 
 Esquistos. Roca de grano medio (0,25-2 mm) que contiene más de un 20% de minerales planares, 
cristales alargados observables a simple vista. Los planos son irregulares y las superficies rugosas. 
La foliación, más ondulada y gruesa, se debe a minerales planos como las micas, y se denomina 
esquistosidad. Es una roca característica del metamorfismo de grado medio. Estas rocas suelen 
incluir otros minerales, como cuarzo, feldespatos o granates. Se han utilizado como muros de 
mampostería o para esculpir figuras. En función del mineral índice que presente, podemos 
establecer: esquistos biotíticos, esquistos con cloritoide, esquistos con estaurolita, esquistos 
anfíbólicos (esquistos verdes), esquistos granatíferos, etc... Provienen de arcillas (pelitas) o 
areniscas. 
 
 Geneises. Roca de grano grueso, que presenta minerales alargados y granulares en las bandas 
claras y planares en las oscuras. Es propia del metamorfismo de alto grado donde la mica se 
transforma en ortosa. Poseen, como al granito, cuarzo y biotita. Si el protolito es una roca ígnea 
como el granito (ortogneis) y si es una roca sedimentaria arenosa o arcillosa (paragneis). Algunos 
gneises se producen en condiciones de alto grado por fusión parcial de esquistos u otros gneises, 
denominándose gneises migmatíticos. Tienen los mismos usos que el granito. 
 
 
ROCAS NO FOLIADAS O MASIVAS. Generalmente están compuestas por un solo mineral 
(monominerales) cuyos cristales se caracterizan por tener un hábito equidimensional. Carecen de 
planos de esquistosidad, aunque el crecimiento de los minerales se oriente según los esfuerzos que 
acompañan al metamorfismo. Las rocas metamórficas no foliadas más características son: 
 
 Mármoles. Rocas de grano fino a grueso compuestas esencialmente por carbonatos (calcita y/o 
dolomita) metamórficos. Normalmente, los mármoles no presentan foliación, debido a la 
ausencia o escasez de minerales planares. Su estructura es variada, aunque abunda la masiva y 
bandeada, y su textura es típicamente granoblástica. Su color es muy variado debido a las 
impurezas que pueden contener, desde blanco, gris, rosa a verde. Resultan de la recristalización 
de rocas calizas de cualquier tipo, por lo que no pueden observarse los componentes originales 
como bioclastos, oolitos, etc. Estas rocas se pueden pulir, quedando su superficie brillante y 
suave, por esa razón, los mármoles son muy apre- ciadas en el arte, la decoración y la 
construcción. 
 
 Anfibolitas. Rocas compuestas esencialmente por anfíboles (en general hornblenda) y 
plagioclasa de composición variable. La esquistosidad no suele estar muy desarrollada, aunque 
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los prismas de anfíbol suelen estar orientados linealmente (lo cual genera lineación). Son rocas 
de las que se desconoce si su protolito es ígneo o sedimentario, aunque en su mayoría proceden 
de rocas ígneas básicas (ortoanfibolitas) y margas sedimentarias (paraanfibolita). Se usan 
localmente en la construcción. Son las rocas más antiguas encontradas, con una edad 
aproximada de entre 4.200 y 4.300 millones de años 
 
 Eclogitas. Constan en más de un 70 % de granate y piroxenos, pero no contienen plagioclasas. Se 
originan por metamorfismo a alta presión de gabros o basaltos. Se utilizan para grava y para 
construir lápidas. 
 
 Cuarcitas. Roca de grano medio a fino, constituida esencialmente por cuarzo (más del 80 %) y 
algo de micas y/o feldespatos. Las cuarcitas derivan de rocas sedimentarias detríticas ricas en 
cuarzo (areniscas cuarcíticas) con las que no deben confundirse. Son rocas masivas o bandeadas, 
sin foliación marcada y textura granoblástica deformada o no. 
 
 Corneanas o cornubianitas (hornfels). Roca no esquistosa desarrollada por metamorfismo de 
contacto sobre rocas originariamente pelíticas. La composición mineral es muy similar a la de los 
esquistos, aunque presentan algunas diferencias mineralógicas, como cordierita y andalucita. La 
textura es granoblástica, la estructura generalmente masiva masiva y la fábrica no orientada. 
Cuando una roca metamórfica es de contacto suele ser adjetivada con el término 
“corneánico/a”, independientemente que su composición sea o no pelítica (e.g., mármoles 
corneánicos). 
 
 Serpentinita. Roca compuesta esencialmente por minerales del grupo de la serpentina 
(antigorita, crisoltilo, lizardita...), con proporciones variadas de clorita, talco, y carbonatos 
(calcita, magnesita). Son rocas generalmente masivas, aunque pueden presentar cierto 
bandeado composicional. Proceden de rocas ultrabásicas, constituidas esencialmente por olivino 
y piroxenos, hidratadas durante el proceso metamórfico. Estas rocas son conocidas 
comercialmente como mármoles verdes, aunque en sentido estricto no son mármoles. 
 
 
6. METAMORFISMO Y TECTÓNICA DE PLACAS 
 
En relación con la Tectónica de placas, es lógico pensar que el metamorfismo se producirá en los 
bordes de las placas. Así tenemos: 
 
a) Metamorfismo en zonas de bordes constructivos o divergentes. Se produce un 
metamorfismo térmico o de contacto debido a la elevada temperatura del magma que 
asciende que origina un elevado flujo térmico en esas regiones. Produce metasomatismo y 
reajustes mineralógicos gracias a los sistemas hidrotermales (fluidos). Mediante dragados se 
han encontrado metabasaltos y metagabros con la textura original de las rocas matrices. 
 
b) Metamorfismo en bordes destructivos o convergentes. Tanto en los márgenes continentales 
activos como en arcos insulares encontramos cinturones metamórficos dobles producidos 
por intensos proceso de metamorfismo regional. Por ello no existe en zonas cratónicas de 
igual espesor, pues está asociado a las intensas presiones dirigidas por la convergencia entre 
placas en zonas de subducción. Para Miyashiro (1973) en el cinturón externo del arco 
volcánico se da metamorfismo de alta presión y baja temperatura, en la zona de 
subducción. En el cinturón interno del arco volcánico el metamorfismo es de baja presión y 
alta temperatura por el ascenso de magmas. Este metamorfismo también se da en la zona 
más profunda de la subducción. 
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En las zonas de colisión continental el metamorfismo regional de estas zonas presenta una 
gran complejidad, puesto que puede mostrar características heredadas del periodo de 
subducción. Debido al proceso de colisión, en un primer momento se produce un 
metamorfismo de alta presión debido al apilamiento de grandes escamas tectónicas. Con 
posterioridad, comienza a producirse un aumento de la temperatura, variando las 
condiciones del metamorfismo, que puede llegar a borrar las huellas del los anteriores. 
 
c) Metamorfismo de bordes pasivos o de cizalla. La intensa fricción a la que son sometidas las 
rocas genera un metamorfismo dinámico o cataclástico, debido a las altas presiones que dan 
lugar a milonitas y brechas de falla. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Principales ambientes metamórficos en el marco dela tectónica de placas. 
 
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