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Prefacio El estudio microscópico de rocas en láminas delgadas mediante el mi- croscopio petrográfico es un instrumento esencial para la enseñanza de la geología. Éste es el tercer volumen de una colección de Atlas de microfo- tografías de minerales y rocas. Como en los volúmenes anteriores, su fina- lidad principal es ser útil al estudiante y permitirle familiarizarse con las asociaciones minerales y las texturas de rocas metamórficas. Además, las fotografías de rocas infrecuentes aportan nociones muy importantes al es- tudio del metamorfismo; el objetivo de este Atlas es, pues, completar —sin reemplazar— las enseñanzas de un curso sobre metamorfismo. El Atlas consta de dos partes.-La parte 1 comprende la descripción de microfotografías de diversas rocas metamórficas, de composición diferen- te, situadas en condiciones metamórficas variadas. La segunda parte ex- pone las texturas características de rocas metamórficas. La hipótesis ge- nética que se propone como ayuda no oculta un estudio más detallado so- bre el origen de la roca ni impide interpretar su textura. Por ejemplo, he- mos subdividido con este criterio las rocas pelíticas en los capítulos si- guientes: 1. Metamorfismo de presión media (tipo barrowiense). 2. Metamorfismo de temperatura alta y presión media. 3. Metamorfismo de presión baja. 4. Metamorfismo de presión alta. Estas subdivisiones se aproximan bastante a las series de las facies di- versas propuestas por Miyashiro (1973) y mantenidas por este autor (1994). Los estudios iniciales del metamorfismo consideraron sólo dos tipos de metamorfismo: el metamorfismo regional y el metamorfismo de contacto. El avance de los conocimientos ha hecho necesario considerar mayor va- riedad de procesos que provocan un cambio mineralógico o químico de las rocas preexistentes. En la parte 1 hemos ilustrado ejemplos de rocas for- madas por tipos diversos de metamorfismo. En general, la presentación adoptada está basada en el manual de Yardley (1989), An Introduction to Metamorphic Petrology (Longman). Esta parte incluye también microfoto- grafías de otros tipos de rocas. Al igual que en los Atlas precedentes, hemos intentado describir los mi- nerales esenciales visibles en las fotografías sin emplear flechas o símbolos superpuestos. Omitimos las explicaciones de las texturas o los minerales que no eran visibles con nitidez en nuestras microfotografías originales, ya que serían menos visibles aun en las reproducciones impresas y no hay nada más frustrante que una fotografía que no permite identificar aquello que pretende mostrar. Las revisiones realizadas a los Atlas previos nos han permitido apreciar la ausencia de descripciones petrográficas completas de las rocas presenta- das. Esta omisión es intencionada, ya que nos hemos planteado describir únicamente lo que se puede apreciar en las fotografías y no lo que se po- dría observar si se dispusiera de la lámina delgada para su estudio. Ésta es una de las limitaciones de un libro de microfotografías y, en alguno de los casos, hemos intentado paliar este problema ilustrando la roca con fotogra- fías a diferentes aumentos. Los minerales de las rocas metamórficas, en número limitado, son, sin embargo, más numerosos que los de las rocas ígneas. No comentamos las propiedades ópticas de los minerales frecuentes salvo que ayude a su iden- tificación en las microfotografías (el lector puede acudir a otros Atlas de esta misma colección o bien a alguno de los mauales que se referencian en la bibliografía). Asimismo, la nomenclatura de las rocas metamórficas es relativamente simple si la comparamos con la de las rocas ígneas. En todo caso deberíamos preguntarnos si la lámina delgada en estudio es realmente representativa de la textura y la mineralogía de la roca, y esta pregunta tiene gran interés puesto que nuestra observación está limitada a una sección de ta sólo unos 6 cm2 aproximadamente. En una roca homogé- nea, cristalizada con grano fino, esta escala puede ser aceptable, pero no lo es si la roca presenta foliación y, más aún, si tiene grano grueso, en cuyo caso el estudio correcto requiere varias láminas cortadas según orientacio- nes diversas en dicha roca. El estudio de las rocas al microscopio petrográfico es un requisito meto- dológico imprescindible e irremplazable, si bien está facilitado por el estu- dio previo de la roca macroscópica, bien directamente o con una lupa. Es- peramos y deseamos, pues, que los estudiantes comparen los casos reales con los ejemplos de texturas y minerales ofrecidos en nuestras microfoto- grafías. Aunque una roca es irrepetible, también es cierto que muchas rocas reales guardan similitud entre sí (grupos) y de ello resulta la comparación con las texturas y los minerales que ofrecemos en esta selección. Reconocer las mismas paragénesis visibles (productos) de un modo re- gular en diferentes rocas es un indicador de que se han alcanzado en ellas las condiciones de equilibrio. El estudio de las texturas en rocas metamór- ficas permite comprender los procesos metamórficos. índice de contenido (Los números en negrita hacen referencia a las fotografías) Introducción Parte 1 DIVERSOS TIPOS DE ROCAS METAMÓRFICAS Ambientes de metamorfismo 6 Metamorfismo de contacto 6 1 Corneana con biotita, clorita y cordierita 6 2 Comeana peridotítica 7 Metamorfismo regional y dinamometamorfismo 8 3 Micaesquisto con biotita y granate 9 4 Esquisto con estaurolita y granate/esquisto con biotita 10 5 Milonita en peridotita 10 Metamorfismo hidrotermal y de fondo oceánico 11 6 Anfibolita de fondo oceánico 11 7 Epidotita 12 Metamorfismo de impacto 13 8 Roca formada por metamorfismo de impacto (impactita) 13 Metamorfismo de rocas sedimentarias 14 Metamorfismo de rocas pelíticas 14 Metamorfismo de presión media 14 Facies de pumpellyíta y prehnita 9 Pizarra grafitica 14 Facies de esquistos verdes-zona de la clorita 10 Esquisto con clorita, moscovita y albita 15 Facies de esquistos verdes-zona de la biotita 11 Esquisto con moscovita, clorita y biotita 16 12 Micaesquisto con epidota y microclina 17 13 Esquisto con cloritoide 18 Facies de esquistos verdes-zona del granate 14 Esquisto con biotita, clorita y granate 18 15 Esquisto con cloritoide y granate 19 Facies de anfibolitas-zona de la estaurolita 16 Esquisto con estaurolita 20 Facies de anfibolitas-zona de la distena (o cianita) 17 Gneis con distena, estaurolita y granate 21 18 Esquisto grafitico con biotita y distena 22 Facies de anfibolitas-zona de la sillimanita 19 Esquisto con estaurolita y sillimanita 23 Metamorfismo de alta temperatura 24 Facies de anfibolitas-zona de feldespato potásico y sillimanita 20 Esquisto con biotita, feldespato potásico y sillimanita 24 21 Gneis con sillimanita, granate, plagioclasa y cordierita 25 Facies de granulitas 22 Gneis con feldespato potásico, cordierita y granate 26 23 Gneis migmatítico 27 24 Gneis con cuarzo, espinela, cordierita y granate 28 25 Granulita con zafirina 29 26 Gneis con biotita, cordierita y zafirina 29 Efecto de las variaciones de presión en las paragénesis pelíticas 30 Metamorfismo de baja presión 30 Facies de las corneanas con homblenda 27 Comeana con andalucita (quiastolita) 30 28 Comeana con andalucita y cordierita (pizarra moteada) 31 29 Esquisto con biotita y andalucita 32 30 Esquisto con estaurolita y andalucita 33 Facies de cornearías con piroxeno 31 Comeana con feldespato potásico, cordierita y andalucita 34 Facies de sanidinitas 32 Comeana con espinela, corindón, plagioclasa y cordierita 35 33 Buchita 36 34 Buchita 36 Metamorfismo de alta presión 37 Facies de esquistos azules 35 Esquisto con cloritoide y carfolita 37 Facies de eclogitas 36 Talcoesquisto con distena (esquisto blanco) 38 37 Esquistocon fengita, talco, distena, piropo y coesita 39 Facies de granulitas 38 Granulita con distena y feldespato potásico 40 Metamorfismo de tobas, grauwacas y silexitas Tobas y grauwacas Facies de las zeolitas 39 Metagrauwaca con laumontita 41 40 Metatoba con heulandita 42 Facies de esquistos azules 41 Metagrauwaca con glaucofana y jadeíta 43 Facies de prehnita y pumpellyíta 42 Esquisto con actinolita y pumpellyíta 44 43 Metagrauwaca con estilpnomelana 45 Silexitas y rocas ferruginosas 46 Facies de esquistos verdes 44 Esquisto con estilpnomelana 46 Facies de esquistos azules 45 Metasilexita con egirina-augita y riebeckita 47 46 Metasilesita con piamontita 48 47 Roca ferruginosa metamorfizada con grunerita y minnesotaíta 48 Facies de anfibolitas 48 Cuarcita con magnetita y grunerita 49 Metamorfismo de mármoles y rocas calcosilicatadas 50 Facies de esquistos verdes 49 Mármol con talco 51 Facies metamórficas de grado medio a elevado 50 Mármol con tremolita 52 51 Mármol con flogopita y diópsido 53 VII índice de contenido 52 Mármol con espinela, forsterita y clinohumita 54 53 Mármol con escapolita 55 54 Roca calcosilicatada con grosularia, diópsido y wollastonita 56 55 Esquisto con andesina y actinolita 57 56 Esquisto con clinozoisita 58 Metamorfismo de rocas ígneas 59 Metamorfismo de rocas ígneas básicas e intermedias 59 Metamorfismo de presión media 60 Facies de prehnita y pumpellyíta 57 Metabasalto con pumpellyíta 60 Facies de esquistos verdes 58 Esquisto verde con relictos ígneos 61 59 Esquisto con actinolita y epidota 62 Facies de anfibolitas 60 Anfibolita con epidota 63 61 Anfibolita 64 62 Gneis con antofilita y cordierita 65 Facies de granulitas 63 Granulita feldespática 66 64 Granulita con piroxeno, hornblenda y granate 67 Metamorfismo de alta presión 68 Facies de esquistos azules 65 Esquisto con crossita 68 66 Esquisto azul con lawsonita 69 67 Esquisto con glaucofana y granate 70 Facies de eclogitas 68 Eclogita 71 69 Eclogita con distena 72 70 Dolerita eclogitizada 73 Metamorfismo de rocas ultrabásicas 14 Facies de esquistos verdes 71 Serpentinita 74 Facies de anfibolitas 72 Roca carbonatada con talco y olivino 75 Facies de granulitas 73 Metaperidotita serpentinizada 76 Metamorfismo de rocas platónicas ácidas 11 Facies de esquistos verdes 74 Metatonalita 77 Facies de anfibolitas 75 Gneis ocelar 78 Facies de granulitas 76 Charnockita 79 Facies de eclogitas 77 Metagranito con jadeíta 80 78 Gneis con jadeíta 81 Parte 2 TEXTURAS DE ROCAS METAMÓRFICAS Introducción 85 Términos texturales básicos 85 Dimensión y forma de los cristales 85 Foliaciones 86 79 Foliaciones (estratificación y esquistosidad) 87 80 Textura granoblástica poligonal 88 81 Textura acicular 88 82 Textura entrecruzada 89 83 Porfidoblastos y sombras de presión 90 Deformación plástica y milonitización 90 84 Cuarzo deformado con bordes suturados 91 85 Milonita granítica 92 86 Ultramilonita granítica 93 87 Ultramilonita 93 88 Micaesquisto con granate milonitizado con porfidoclastos y tex- tura encintada 94 Cronología relativa de las deformaciones y del metamorfismo 94 89 Porfidoblastos pretectónicos 96 90 Porfidoblasto de probabe origen sintectónico 97 91 Porfidoblastos tardictectónicos 97 92 Porfidoblastos postectónicos 98 93 Porfidoblastos sintectónicos (en «bola de nieve») 98 94 Crecimiento polifásico de porfidoblastos 99 95 Cronología relativa deformación/metamorfismo compleja 100 Texturas reaccionales 100 96 Relictos protegidos 101 97 Relictos protegidos 102 98 Cristales zonados 102 99 Textura en atolón 103 100 Seudomorfosis 104 101 Bordes reaccionales 105 102 Textura reaccional coronítica I 106 103 Textura reaccional coronítica II 107 104 Textura reaccional coronítica III 107 105 Zonación metasomática por difusión 108 Texturas de polimetamorfismo 108 106 Metamorfismo de contacto posterior al metamorfismo regional 109 107 Facies de esquistos azules superpuesta a la facies de las eclogitas 110 108 Facies de esquistos verdes superpuesta a la facies de esquistos azules 111 109 Retrometamorfismo 112 Transiciones polimorfas 110 Transición de la quiastolita a la distena en corneanas grafiticas 112 111 Transición de andalucita a sillimanita en corneanas con sillimanita 113 112 Transición de la distena a la andalucita en un micaesquisto con * distena 114 113 Reemplazamiento topoquímico del aragonito por la calcita 115 Bibliografía 116 Índice mineralógico 118 Índice general 119 Apéndices (en pliego adjunto) 1. Símbolos de minerales 2. Resumen de facies y subfacies en metamorfismo 3. Diagramas de representación de asociaciones minerales 4. Composición química de los minerales citados en el atlas Introducción El objetivo de este Atlas es ilustrar, con la ayuda de microfotografías de láminas delgadas, las rocas metamórficas más frecuentes y más típicas, y sugerir deducciones sobre los tipos de metamorfismo y la historia del me- tamorfismo de una región. El metamorfismo es una respuesta a los cambios físicos o químicos en el entorno de una roca preexistente, lo que hace referencia, en lo esencial, a variaciones de presión, de temperatura, de esfuerzos o por infiltración de fluidos. Esto implica la recristalización de los minerales preexistentes en otros cristales nuevos y/o la aparición de nuevos minerales, y la descompo- sición de otros minerales. Los procesos metamórficos se desarrollan, esen- cialmente, en estado sólido, aunque la masa global de la roca no sea dis- gregada (es decir, sin experimentar una pérdida completa de cohesión); sin embargo, los fluidos están presentes frecuentemente en una proporción pe- queña y pueden desempeñar una importante función catalítica; en el caso de gradientes metamórficos elevados se pueden producir procesos de fusión. Entornos metamórficos En este Atlas seguimos la clasificación empleada por Yardley (1989). El metamorfismo de contacto es el resultado de un aumento de tempera- tura en las rocas encajantes situadas en el contacto inmediato con intrusio- nes ígneas o por debajo de coladas de lava de espesor suficiente. Se carac- teriza por la cristalización desordenada de nuevos minerales metamórficos, pues las deformaciones son demasiado débiles para producir alineaciones bien marcadas de los minerales. El metamorfismo de contacto también se denomina termometamorfismo; las rocas producidas se denominan cornea- nas. El metamorfismo regional forma grandes regiones metamórficas carac- terísticas de numerosas cadenas montañosas y de escudos antiguos. Típica- mente, el metamorfismo regional implica un aumento de temperatura y de profundidad, que produce presiones elevadas controladas por la profundi- dad alcanzada en la corteza o en el manto y, además, una deformación que resulta registrada en las estructuras (y/o texturas) tectónicas. El metamorfis- mo de subducción es una forma del metamorfismo regional que se produce a temperaturas bajas (es decir, inferiores a 250 °C) en ausencia de deforma- ción apreciable. El metamorfismo dinámico es una respuesta a esfuerzos intensos y se lo- caliza, particularmente, en las zonas de cizalla. El metamorfismo hidrotermal implica reacciones químicas provocadas por la circulación de fluidos; está acompañado, con frecuencia, por un cam- bio de composición química de la roca (sustitución o metasomatismo). En- tre los metamorfismos hidrotermales, el metamorfismo de fondo oceánico representa la extensión más amplia y está localizado próximo a dorsales oceánicas en expansión. Por el contrario, la mayoría del metamorfismo im- plica pocos cambios químicos excepto la pérdida de componentes volátiles y se denomina, portanto, metamorfismo isoquímico. El metamorfismo de impacto no tiene relación genética con los otros ti- pos de metamorfismo; está provocado por el impacto de grandes meteori- tos que, a gran velocidad, percuten la superficie del planeta. Al ser debido al efecto de un choque de alta energía puede producir, en la superficie te- rrestre, minerales densos que, normalmente, sólo se forman en las condi- ciones de presión del manto terrestre. A excepción de este último, los tipos de metamorfismo antes enumera- dos no son completamente distintos. Al contrario, hay transiciones entre ellos según los procesos diversos que actúen en los materiales preexisten- tes. Por ejemplo, un esfuerzo intenso puede afectar localmente una región con metamorfismo regional. Las rocas de una región metamórfica han po- dido experimentar tipos diversos de metamorfismo en épocas diferentes de su historia. Terminología de rocas metamórficas La terminología que empleamos es la de Yardley (1989) y comprende los cuatro criterios que permiten dar un nombre a las rocas metamorficas: 1. La naturaleza o composición petrográfica de la roca original. 2. La asociación mineral metamórfica. 3. La textura de la roca. 4. Las particularidades específicas de la roca. Nombres que indican la composición petrográfica de la roca original Estos nombres pueden ser bastante generales (p. ej., un metasedimento) o más específicos (p. ej., un mármol). A su vez, estos nombres se utilizan con un adjetivo calificativo o sin él (p. ej., un mármol con diópsido); o bien estos adjetivos pueden calificar un rasgo textural (p. ej., un esquisto pelíti- co). Indicamos, a continuación, algunos nombres comunes y los adjetivos derivados: 1 Minerales específicos del metamorfismo Los nombres de los minerales metamórficos particularmente importantes se emplean, con frecuencia, en la denominación de rocas metamorficas; por ejemplo, micaesquisto con granate o mármol con forsterita. Por convención se emplean dos posibilidades: los nombres de los minerales metamórficos se pueden citar según su abundancia relativa para indicar la mineralogía modal; es decir, un micaesquisto con sillimanita y granate; o bien se pue- den referenciar los nombres de los minerales típicos sin indicar las condi- ciones específicas del metamorfismo ni cualquiera que sea su abundancia relativa; por ejemplo, un micaesquisto con moscovita y sillimanita. La pri- mera convención ayuda al geólogo de campo que desea establecer correla- ciones estratigráficas y emplear la mineralogía modal para conocer la com- posición de las rocas. Además, el petrógrafo que estudia las variaciones de grado metamórfico sólo indicará los minerales que manifiestan las condi- ciones particulares del metamorfismo. Algunas rocas monominerálicas se denominan en función del mineral esencial; por ejemplo, cuarcita, serpen- tinita u hornblendita. Otros nombres, numerosos, se refieren a paragénesis particulares y se describen en el apartado con el título de «Nombres espe- ciales». Textura de la roca Los términos texturales son muy importantes en la denominación de ro- cas metamórficas e indican si hay orientaciones preferentes y cuál es su es- cala en la roca. Aunque las orientaciones preferentes de los minerales sean bien visibles en las pelitas o semipelitas, éstas pueden existir en otro tipo de rocas cuando la deformación sea suficientemente intensa. En muchas ro- cas afectadas por el metamorfismo regional, las micas se orientan preferen- temente y resultan alineadas perpendicularmente a la dirección de máxima compresión, por lo que resulta una fábrica planar o foliación. Los términos empleados para las texturas planares dependen de la dimensión de los cris- tales y del aspecto general de la roca. La deformación y el metamorfismo de rocas pelíticas y arcillosas producen la secuencia siguiente de rocas con texturas características según un orden creciente de metamorfismo: Pizarra (Slate): roca caracterizada por planos de fisibilidad que están bien desarrollados en toda la roca gracias a la orientación de cristales muy finos de filosilicatos. Los cristales individuales son demasiado pequeños para distinguirlos a simple vista y la roca tiene un aspecto mate en superfi- cie fresca de corte. Filita (Phyllite): recuerda a una pizarra, pero en este caso los cristales de filosilicatos presentan una granularidad ligeramente mayor y, a veces, son distinguibles en muestra de mano; las superficies de fisibilidad tienen un aspecto sedoso y, con frecuencia, son menos planas que las de las pizarras. Esquisto (Schist): caracterizado por la alineación paralela de cristales de tamaño medio y, habitualmente, visibles a simple vista, que definen una fo- liación (schistosity); cuando la deformación es muy intensa, la foliación puede estar marcada en niveles o bandas formadas por minerales distintos a los filosilicatos, como es el caso de la hornblenda. . Gneis (Gneiss): los gneises son rocas de grano grueso, cuyo tamaño de grano puede alcanzar varios milímetros, y foliadas (es decir, presentan al- gún tipo de fábrica planar, bien sea una foliación s.s. —schistosity— o bien un bandeado de composición). Típicamente, los niveles o bandas de cuarzo y de feldespato están separados por niveles más micáceos o ferromagnesianos (los petrólogos ingleses y norteamericanos denominan esta estructura bandeado gneísico). El término ortogneis designa al gneis derivado de rocas ígneas, mientras que el paragneis es un gneis de origen metasedimentario. De he- cho, existe una transición entre los tipos anteriores. Milonita (Mylonite): roca de grano fino, formada en zonas de deforma- ción dúctil intensa; los cristales preexistentes se han deformado y recrista- lizado en otros cristales más finos. Cornearía (Hornfels); traducción inglesa del alemán Horn: cuerno y Fels: roca): el metamorfismo de contacto, en ausencia de deformación, forma una roca muy compacta, con cristales entrelazados al azar, denominada corneana. Algunas rocas metamórficas, sobre todo las que son pobres en filosilica- tos, tienen texturas sin foliación aparente y no son propiamente corneanas. Winkler (1976) propuso el término Fels (roca) para este tipo de rocas, pero sin llegar a adoptarse de manera universal. En los manuales más antiguos, estas rocas se denominaban granulitas, particularmente las rocas de compo- sición samítica con textura equidimensional; actualmente, este último tér- mino designa sólo rocas formadas en condiciones físicas particulares de metamorfismo. Los términos textuales están acompañados frecuentemente de un adjeti- vo calificativo que indica la roca original o la mineralogía actual (p. ej., mi- caesquisto con granates y corneana pelítica). Nombres especiales Los nombres especiales son afortunadamente escasos en petrología me- tamórfica y se emplean para describir los minerales presentes. No obstante, las asociaciones minerales indicadas por estos nombres conllevan implica- ciones sobre las condiciones de metamorfismo. Los términos más frecuen- tes son: Esquistos verdes: metabasita foliada, verde, habitualmente compuesta de clorita, epidota y actinolita. Esquistos azules: metabasita foliada de color gris-lila oscuro; su color se debe a la presencia abundante de anfíbol sódico (glaucofana o crossita). A veces es realmente azul en muestra de mano. Anfibolita: roca verde oscura, formada esencialmente por dos minerales, la hornblenda y la plagioclasa. Contiene, también, diversos minerales acce- sorios. Las anfibolitas son, en su mayor parte, metabasitas (ortoanfibolitas); algunas pueden proceder de sedimentos calcáreos metamorfizados y en este caso son paraanfibolitas. Serpentinita: roca rojiza, oscura o verde, compuesta esencialmente por minerales del grupo de la serpentina. Está formada por hidratación de peri- dotitas ígneaso metamórficas (rocas ultrabásicas ricas en olivino). Eclogita: metabasita formada por clinopiroxeno de composición de on- facita y granate, sin plagioclasa. Los minerales comunes son el cuarzo, la distena, los anfíboles, la zoisita, el rutilo y los sulfuros (como minerales ac- cesorios). Granulita: roca caracterizada a la vez por una textura más o menos equi- dimensional de cristales poligonales y por minerales que indican metamor- fismo de temperatura muy alta. Su mineralogía recuerda la de rocas ígneas básicas, calcoalcalinas o medianamente ácidas (con feldespatos, piroxenos y anfíboles). El grupo de las charnokitas constituye una variedad concreta de granulitas con hiperstena y feldespato potásico. Migmatita: roca híbrida, compuesta de una porción esquistosa o gneísi- ca, íntimamente asociada a venas de minerales cuarzofeldespáticos ígneos (leucosomas). Términos texturales Los términos texturales empleados en las descripciones se definen al ini- cio de la segunda parte. Condiciones físicas del metamorfismo: facies metamórficas Uno de los objetivos más importantes de la petrología metamórfica es determinar las presiones (P) (y, por lo tanto, las profundidades) y las tem- peraturas (T) que condicionan la formación de las rocas concretas. El estu- dio detallado de este objetivo supera la finalidad de nuestro Atlas (el lector dispone de una amplia y actualizada referencia bibliográfica al final de este manual), por lo que nos limitaremos a exponer los aspectos esenciales más necesarios para la comprensión de este manual. La cristalización de minerales metamórficos depende, a la vez, de la composición global de la roca y de las condiciones de P y de T que ha ex- perimentado. Con un aumento gradual de temperatura, los esquistos pelíti- cos forman una secuencia de paragénesis que corresponden a temperaturas progresivamente más elevadas. Así pues, las áreas metamórficas pueden ser subdivididas en zonas caracterizadas por un mineral particular o por una pa- ragénesis bien definida. Las rocas sometidas a temperaturas y presiones más elevadas tienen un grado metamórfico más intenso que las sometidas a temperaturas y presiones menos marcadas. Los límites de zonas meta- mórficas representan un grado constante y por tanto se denominan isogra- das. 2 Perphite & Microperphite Rocas de orígenes diversos responden de manera diferente ante condi- ciones iguales de metamorfismo, según sea su composición global y unas rocas presentan menos cambios mineralógicos que otras. Por este motivo, no es posible, de forma habitual, reconstruir zonas definidas según las pa- ragénesis de una roca tipo en otras regiones donde este tipo de roca está ausente. Para solventar este problema, Eskola (1915) elaboró un esquema de facies metamórficas más amplio, que corresponde a regiones o subáreas donde el diagrama P-T puede ser definido por las paragénesis de cualquier tipo de roca. Las paragénesis de las metabasitas constituyen la base funda- mental de la clasificación de las facies. El esquema —resumido— de las facies metamórficas empleado se indi- ca en la figura A. Empleo de este Atlas Hemos dividido el Atlas en dos partes: en la primera parte ilustramos al- gunas paragénesis metamórficas importantes según la composición de las rocas originales y atendiendo a las condiciones P-T del metamorfismo. La segunda parte ilustra, sobre todo, las texturas. La primera parte está dividida en capítulos, según el tipo de roca origi- nal (tomado parcialmente de Yardley, 1989). Las microfotografías ilustran, de forma secuencial, las zonas metamórficas sucesivas que se encuentran en un metamorfismo de presión media, seguidas de ejemplos de metamorfis- mo de temperatura inusualmente alta y de presión intermedia, y finalmente las secuencias metamórficas de presión media y alta. La segunda parte ilustra la terminología textural, es decir, las texturas de deformación, las texturas reaccionales y las cronologías relativas a las de- formaciones y el crecimiento de los porfidoblastos. Está claro que ambas partes se apoyan y complementan mutuamente, por lo que los ejemplos de una de las partes facilitan la comprensión de otro tema en la otra parte. Suponemos que el lector dispone ya de los principios básicos de mine- ralogía óptica y sabe identificar los minerales más característicos; para re- solver algunas posibles lagunas u olvidos le recomendamos la consulta, complementaria, del Atlas de Petrografía (Masson, 1996). En cualquier caso, indicamos las características que permiten identificar los minerales más infrecuentes. Indicamos como LPNA la observación microscópica con luz polarizada no analizada y como LPA la realizada con luz polarizada con analizador. Para precisar la situación de algunas texturas empleamos las coordenadas geográficas: Norte (N) para referirnos a la parte superior de la fotografía, etc. Es decir, los rasgos N-S se sitúan en la vertical y los E-O en la horizontal de cada fotografía. Los números en negrita indican la roca mi- crofotografiada. Cuando se han incluido referencias a números de página, este hecho se ha especificado. En algunas rocas añadimos una referencia bi- bliográfica al final de su descripción*. Fig. A. Esquema de la distribución general de las facies metamórficas en el espacio P-T, con indicación de los tres tipos de gradientes más frecuentes en series de metamorfismo regional. Pmp-Prh: facies de pfehnita-pumpellyíta. Corn. Ab-Ep: facies de corneanas con albita-epidota. Basado en Yardley (1989). *N. de los T. La traducción de una obra —en este caso, el original inglés data de 1990— conlleva también ofrecer al lector algunas prestaciones que faciliten su trabajo. La biblio- grafía se ha actualizado y ordenado temáticamente; el Anexo 1 (símbolos de los minerales) se toma de Kretz (1983) puesto que, en la práctica, esta simbología es la más empleada en los manuales de petrología metamórfica; el Anexo 11 (resumen de facies y subfacies en metamorfismo) recoge las propuestas de Yardley (1989) cuya consulta permite obtener una comprensión más eficaz del ejemplo considerado y descrito en este Atlas; en el Anexo III (diagramas de representación de asociaciones minerales), inspirado en Yardley (1989) se pretende prestar un instrumento de consulta rápida y segura al lector ante su necesidad de proyectar los componentes minerales de una roca en los sistemas más aceptados de representación mineral. Por úl- timo, indicamos en un índice mineralógico (Anexo IV) la composición química de cada uno de los minerales citados en este Atlas, pues esta consulta rápida contribuye al aprovechamien- to del tiempo del estudioso. Se ha procurado, también, precisar lo mejor posible la localización geográfica de las rocas tipo seleccionadas en este Atlas, pues el lector podrá disponer de una comprensión más exacta que ayuda al situar los conocimientos previos (y/o complementarios), sobre la localización geográfica de estas rocas tipo en otros trabajos de metamorfismo, teniendo en cuenta la diversa procedencia geográfica del lector. 3 Parte 1 DIVERSOS TIPOS DE ROCAS METAMORFICAS Metamorfismo de contacto El metamorfismo de contacto (o termometamorfismo) afecta las rocas encajantes en tor- no a una intrusión de rocas ígneas al aportar su emplazamiento un aumento de la tempera- tura. Las rocas metamórficas formadas en su contacto configuran una aureola de meta- morfismo en torno a la intrusión, o al grupo de intrusiones, que representa la fuente calo- rífica; por lo general se desarrollan zonas metamórficas concéntricas. Típicamente, el metamorfismo de contacto produce corneanas (hornfels), rocas cuyos mi- nerales metamórficos cristalizan acoplándose entre sí, sin orientación preferente por la au- sencia de una presión orientada. Sin embargo, el emplazamiento de algunas intrusiones ígneas provoca deformacionesen las rocas encajantes, lo que está constatado por rasgos texturales direccionales; éste es el caso de algunos esquistos metamórficos de contacto cuya textura es muy análoga a las generadas por metamorfismo regional. El metamorfismo de contacto (pro- ceso) puede afectar litologías muy diferentes (diversidad de productos) sin olvidar que gran parte de las aureolas están formadas en antiguas rocas metasedimentarias de metamorfismo regional. Sin embargo, el metamorfismo de contacto en sedimentos es frecuente en zonas hi- povolcánicas que determinan sus particulares aureolas de metamorfismo de contacto. En este capítulo ilustramos dos ejemplos clásicos de corneanas. La corneana (a) con bio- tita, clorita y cordierita es típica de las pizarras moteadas, formadas por termometamorfis- mo en torno a plutones graníticos, mientras que la corneana peridotítica (b) es una roca me- nos frecuente, que muestra con claridad cómo los minerales metamórficos neoformados pueden crecer y acoplarse entre sí. Ambientes de metamorfismo Corneana con biotita, clorita y cordierita Metamorfismo de contacto Esta roca muestra cristales alargados de biotita parda y cris- tales más pequeños, verdes, con birrefringencia débil, de clori- ta, dispuestos al azar, lo que es típico de una corneana. El prin- cipal mineral incoloro en esta roca es una cordierita poiquilo- blástica, fácilmente reconocible en la foto con LPA por su ma- cla. La matriz, entre los porfidoblastos, está formada por un entrelazamiento de cristales pequeños de moscovita, minerales opacos y cuarzo. Localidad: aureola de Skiddaw, situado al sur de Carlisle y al norte de Lancaster, este de Inglaterra, Gran Bretaña; au- mento: x52, LPNA y LPA. Ambientes de metamorfismo Corneana peridotítica Metamorfismo de contacto La textura característica de las corneanas, con minerales en- trelazados y dispuestos sin orden preferente, es bien visible en esta roca cuya composición es infrecuente. Está compuesta, sobre todo, de olivino y ortopiroxeno; este último forma cristales prismáticos, con exfoliación y birrefrin- gencia débil, dispuestos al azar en una matriz de olivino; hay también talco, con una birrefringencia muy elevada, el cual reemplaza algunos cristales de ortopiroxeno. Esta roca está situada en una aureola que rodea un batolito grande que atraviesa una unidad de serpentinitas. El calor pro- cedente de la intrusión ha desestabilizado la serpentinita y ha reconstruido, parcialmente, la mineralogía ígnea original de la roca ultrabásica aunque con una textura diferente. Localidad: monte Stuart, Cascades septentrionales, Was- hington, Estados Unidos; aumento: x 14, LPNA y LPA. Metamorfismo regional El metamorfismo regional presenta, de forma habitual, un desarrollo de área mayor que el metamorfismo de contacto, pues no depende de una fuente térmica ígnea específica; o al menos, esta fuente térmica no es aparente. Es característico en el metamorfismo regional que el crecimiento de los cristales nuevos metamórficos esté acompañado por la deforma- ción y la generación de nuevas texturas tectónicas y metamórficas bajo el efecto de las pre- siones. Los estudios estructurales (macro y micro) muestran que, aunque el crecimiento de mi- nerales metamórficos (blastesis) acompañe de forma general a las deformaciones durante el metamorfismo regional, considerado éste en detalle, se pueden haber producido episo- dios diversos de deformación y el crecimiento de los minerales metamórficos no necesa- riamente se corresponde con los episodios de deformación según será expuesto más ade- lante (v. fig. B, págs. 94 y 95). La mayoría de las rocas metamórficas han experimentado, de manera destacada, un me- tamorfismo regional bajo condiciones muy variables de presión y temperatura. Si la tem- peratura es elevada y la presión es débil, el metamorfismo regional está relacionado, de for- ma habitual, con el emplazamiento de magmas; no hay diferencias fundamentales entre el metamorfismo regional provocado por aumentos de temperatura procedentes de intrusiones múltiples (a), de modo que no hay un foco único y el metamorfismo de contacto a presio- nes y temperaturas similares localizadas en una aureola que rodea una intrusión aislada (b). El metamorfismo regional puede superponerse también a un metamorfismo hidrotermal más antiguo, particularmente en las rocas metavolcánicas. Las rocas de metamorfismo regional presentan frecuentemente zonas de intensa defor- mación, de modo especial en las zonas de cizalla y fractura; en estas situaciones, la es- tructura (y textura) de la roca está dominada por los efectos de la deformación. En estos casos, el metamorfismo regional se convierte en transicional a las condiciones del dina- mometamorfismo. Dinamometamorfismo El dinamometamorfismo o metamorfismo dinámico está caracterizado por la deforma- ción y la recristalización por el efecto de los esfuerzos y, de manera habitual, está acom- pañado por una disminución en el tamaño de los cristales. El término milonita (del gr. mylôn: molino) se emplea para designar rocas que han sufrido dinamometamorfismo; las milonitas se localizan, por lo general, en zonas de fallas, cabalgamientos y áreas de ci- zalla. No obstante, algunas zonas de cizalla pueden alcanzar dimensiones de varios kiló- metros de anchura y varias decenas (o centenares) de kilómetros de longitud. El dinamometamorfismo afecta de manera progresiva las rocas ígneas o metamórficas preexistentes y, en condiciones muy intensas, puede llegar a destruir cualquier traza de es- tructura original. Al tratarse de deformaciones dúctiles, las temperaturas superan proba- blemente los 300 °C, por lo cual es improbable que puedan afectar los sedimentos no me- tamorfizados realmente. Es conveniente tener en cuenta que diferentes minerales responden de manera distinta a las deformaciones (los manuales especializados establecen una escala de respuestas dife- rentes para composiciones distintas de minerales sometidos a iguales esfuerzos). En las ro- cas de la corteza terrestre que contienen cuarzo, éste se deforma con facilidad generando granos cataclastizados (del gr. katáclasis: acción de quebrantar, término distinto al de mo- ler —milonita— que significa un esfuerzo aplicado mayor) con extinción ondulante que se descomponen en seguida en una matriz fina de granos no deformados gracias a los proce- sos de recristalización sintectónica. Otros minerales, como el feldespato y el granate, son relativamente resistentes y subsisten, con frecuencia, en la forma de cristales grandes resi- duales, a veces muy debilitados, a causa de la descomposición o de la recristalización de sus aristas y de cualquiera de sus otras anisotropías (de forma y tamaño). Estos granos se denominan porfidoclastos. Las micas y otros filosilicatos recristalizan con facilidad en las milonitas y pueden estar formadas por reacciones de hidratación provocadas por la infil- tración de agua en la zona de deformación. Diversas milonitas silíceas se ilustran en este Atlas (84-88); el ejemplo que a continua- ción se expone es inhabitual, pues se trata de una milonita de composición ultrabásica pro- ducida por deformación de una peridotita en las condiciones propias del manto superior. A temperatura alta, en rocas ricas en olivino, el olivino se deforma con más facilidad, mien- tras que los piroxenos, el granate o las espinelas forman porfidoclastos. 8 Ambientes de metamorfismo Micaesquisto con biotita y granate Metamorfismo regional y dinamometamorfismo Esta roca intensamente deformada está compuesta de cuar- zo y moscovita con algunos porfidoblastos de granate y bioti- ta. La foliación es muy acentuada gracias a la disposición pa- ralela (o casi) de las moscovitas; además se distinguen secto- res paralelos a la foliación, unos son más ricos en cuarzo y otros en micas.La mayor parte del mineral opaco es grafito. Obsérvese que la foliación tiende a adaptarse (moldeamiento) en torno a los porfidoblastos, lo que indica una deformación posterior a su crecimiento (blastesis); es interesante apreciar esto en los cristales del centro de la fotografía. Los porfido- blastos de biotita están adelgazados según la dirección de la ci- zalla, adoptando una morfología característica denominada mica fish. Los granos de cuarzo, con mayores dimensiones, presentan bordes suturados y algunos presentan extinción on- dulante, atestiguando una fragmentación seguida de una recris- talización sintectónica. Esta muestra está extraída de un afloramiento próximo a la falla principal alpina de Nueva Zelanda. Localidad: glaciar Franz Joseph, Parque Nacional de Wes- tland, al este de la isla Sur de Nueva Zelanda (región de Alpes del Sur, muy próxima al mar de Tasmania). Ambientes de metamorfismo Esquisto con estaurolita y granate/esquisto con biotita Metamorfismo regional con deformación débil Esta fotografía, tomada con pocos aumentos, muestra el contacto entre dos capas originales; una es de tipo arcilloso (pelita) y la otra es arenosa (samita). El nivel pelítico —a la iz- quierda— está ahora compuesto de porfidoblastos idiomorfos de estaurolita (relieve fuerte, amarillo pálido) y granate (relie- ve alto, gris) en una matriz de biotita, moscovita, cuarzo e il- menita. La composición de la capa de pelita indica un meta- morfismo de facies anfibolítica, pero el nivel de samita no con- serva traza alguna de su textura sedimentaria original. Las ban- das ricas en biotita imitan el bandeado original y señalan una antigua laminación cruzada. La granulometría, bastante grose- ra, de la samita se ha modificado relativamente poco, mientras que el nivel arcilloso tiene una granulometría mayor que la ori- ginal. Localidad: cañón Coos, distrito Rangely, Maine, Estados Unidos; aumento: x5, LPNA. Milonita en peridotita Dinamometamorfismo Esta roca es una protomilonita con una composición infre- cuente. Los porfidoclastos son de olivino y de piroxeno (clino y orto); estos cristales han sido, probablemente, muy deforma- dos durante una fase tectónica de modo que la extinción varía según su longitud. Algunos porfidoclastos tienen colas alarga- das y difusas, que se fragmentan y recristalizan para formar una matriz con grano más fino, constituida por iguales minera- les a los porfidoclastos. Un cristal de ortopiroxeno alargado, con birrefringencia débil, próximo al centro de la fotografía, contiene laminillas finas, pálidas, con orientación E-O en la foto y composición de clinoenstatita. Este mineral es muy raro pues sólo se forma por dinamometamorfismo, a partir de la enstatita, por transición polimórfica. Se aprecian algunos cris- tales pequeños, isótropos, de espinela parda oscura y que tam- bién están deformados. Localidad: Premosello, valle de Ossola, zona de Ivrea, nor- te de Italia; aumento: x 7, LPA. Ambientes de metamorfismo Metamorfismo hidrotermal y de fondo oceánico El metamorfismo hidrotermal puede producirse en ambientes muy variables y, en lo esen- cial, está caracterizado por el comportamiento de un fluido acuoso caliente que circula a tra- vés de la roca que se metamorfiza y provoca el cambio de su composición química (metaso- matismo). La importancia de estos cambios puede ser muy variable; desde débil (sobre todo, hidratación) hasta intensa e, incluso, conducir a la formación de una roca metasomática mo- nomineral en la cual se han modificado las proporciones originales de los elementos químicos. Aunque el metamorfismo hidrotermal esté localizado, de manera frecuente, en torno a las intrusiones ígneas y en las zonas de fallas y de cizalla, su importancia volumétrica es mucho mayor en la interacción del agua del mar calentada en la corteza oceánica recién formada en las dorsales mesooceánicas. Este último tipo de metamorfismo hidrotermal oceánico también se observa en las ofiolitas por cuanto son fragmentos de corteza oceáni- ca emplazados posteriormente en regiones continentales. Los estudios recientes muestran que existe gran similaridad entre este tipo de metamorfismo en ofiolitas y el observado en las dorsales mesooceánicas actuales. Las rocas afectadas inicialmente por el metamorfismo oceánico podrán experimentar posteriormente un metamorfismo regional. El segundo ejemplo ilustrado en este caso ha experimentado, probablemente, un metamorfismo com- plejo de este tipo (7). (Los trabajos más completos sobre el metamorfismo hidrotermal oceánico en ambiente mesooceánico son relativamente recientes, si bien el que afecta las ofiolitas tiene una tradición mayor, el lector podrá consultar ambos tipos de resultados en los manuales que se indican en la bibliografía). 6 Anfibolita de fondo oceánico Metamorfismo de fondo oceánico Esta roca procede de una perforación en fondos oceánicos. La roca, de grano fino, presenta minerales dispuestos al azar, aunque su textura recuerda, en parte, la textura microlítica ofí- tica de un basalto. Los minerales principales son la actinolita verde pálida y las plagioclasas, con numerosos óxidos metáli- cos opacos. Se observan, también, algunos cristales de calcita. Localidad: región de la fosa Peake en el océano Atlántico; aumento: x38, LPNA y LPA. Ambientes de metamorfismo Epidotita Metamorfismo hidrotermal Esta roca está formada por un metamorfismo hidrotermal, acompañado de un importante metasomatismo. Consta, sobre todo, de epidota si bien en la fotografía con LPNA se obser- van algunas cloritas verdes y otros cristales límpidos de cuar- zo. La fotografía con LPA es una ampliación de la fotografía anterior con LPNA y, entre otros detalles, permite ver mejor algunos (pocos) cristales de cuarzo. La textura que se observa recuerda la textura ofítica en un basalto. No obstante, los pris- mas con color amarillo claro, corresponden a las plagioclasas originales; las zonas padas intermedias (originalmente de com- posición piroxeno o vidrio) son, en la actualidad, epidota (po- siblemente, pistacita). Un estudio atento de las áreas con color uniforme de birrefringencia (LPA) muestra que los cristales aislados de epidota, presentes en este caso, tienen un tamaño mayor que el de los cristales originales y es patente su textura granoblástica. Así pues, los grupos de prismas adyacentes son, en la actualidad, «fantasmas» en un cristal único de epidota. (Esta roca es frecuente hallarla tapizando las zonas más exter- nas inmediatamente próximas a diaclasas y/o fracturas con mo- vimiento en basaltos o en doleritas.) Localidad: bahía Claggan, Isla Achill, situada al norte de Connemara entre la bahía Clew (al sur) y la bahía Blacksod (al norte), al este de Irlanda; aumento: x22, LPNA y x45, LPA. Ambientes de metamorfismo Metamorfismo de impacto El metamorfismo de impacto no tiene una relación genética con otras categorías del me- tamorfismo; alcanza a las rocas de la superficie terrestre afectadas por el impacto de gran- des meteoritos con gran velocidad. Estos procesos son muy ocasionales en la Tierra y los materiales afectados por el impacto de meteoritos antiguos han experimentado modifica- ciones posteriores por la erosión u otros procesos geológicos. No obstante, en planetas tec- tónicamente inactivos como la Luna, los impactos de meteoritos pueden constituir un pro- ceso geológico esencial que remodele su superficie planetaria. La onda de choque que parte del punto de impacto somete a las rocas impactadas a pre- siones comparables a las ejercidas en las profundidades del manto, pero con períodos tem- porales muy cortos. La descompresión posterior provoca aumentos de temperatura sufi- cientes para fundir o incluso vaporizar la roca. Los efectos del choque se disipan con la distancia al centrodel impacto; se puede pro- ducir una fracturación de rocas junto a la deformación interna de sus cristales o, incluso, lle- gar a formar minerales polimorfos de alta presión (es el caso de las formas densas de síli- ce, como la coesita y la stishovita) o la fusión. Roca formada por metamorfismo de impacto (impactita) Esta roca muestra varias características de las rocas forma- das por metamorfismo de impacto intenso, en zonas próximas al centro de un impacto meteorítico. La roca consta de frag- mentos angulosos de cuarzo, feldespatos y biotita, dispuestos en una matriz fina que, en su mayor parte, es vidrio formado por la fusión resultante del impacto. El color del vidrio puede variar debido a la gran heterogeneidad de su composición quí- mica. El material cristalino comprende fragmentos angulosos del zócalo granítico de grano grueso original y es, por lo tan- to, distinto de los fenocristales volcánicos. La biotita, en el án- gulo inferior derecho ha sido claramente deformada por el im- pacto. Localidad: cráter Ries, Alemania; LPA. aumento: x43, LPNA y Metamorfismo de rocas pelíticas Metamorfismo de presión media El término metamorfismo barrowiense procede de los trabajos realizados por G. M. Ba- rrow (1893) en las áreas metamórficas de los Highlands meridionales de Escocia y desde entonces ha sido incorporado a la literatura de petrología metamórfica para describir el me- tamorfismo de grado medio caracterizado por unas presiones moderadas, es decir, en un margen de condiciones P-T que corresponde, aproximadamente, al gradiente geotérmico normal de la corteza continental. El metamorfismo barrowiense engloba al conjunto de temperaturas de las facies de los esquistos verdes y las anfibolitas (fig. A), con presiones suficientemente elevadas, de manera que la distena (y no la andalucita) sea el primer mi- neral polimorfo Al2SiOs que se forma por aumento de la temperatura. En resumen: el me- tamorfismo barrowiense (también denominado dalradiense) es de presión intermedia y se caracteriza por la transición distena-sillimanita. Un metamorfismo análogo al barrowiense se ha señalado en diversas partes del mundo; en las páginas siguientes, las zonas de peli- tas se ilustran según un orden creciente de grado metamórfico, incluyendo ejemplos de ro- cas de metamorfismo de presión media con mayor o menor grado metamórfico respecto a la región descrita por Barrow. Metamorfismo de rocas sedimentarias Pizarra grafitica Facies con pumpellyíta y prehnita Esta roca de grano muy fino representa el grado más débil de metamorfismo (si exceptuamos el ambiente en facies de zeo- litas). Para un estado avanzado de la diagénesis, los minerales arcillosos son, sobre todo, la clorita y la illita, y con un gra- diente metamórfico más intenso, la illita forma cristales mayo- res y recristaliza en mica de composición fengita (más rica en Si y más pobre en Al que la moscovita, con cierto contenido en Mg y Fe). Esta roca consta de granos detríticos de cuarzo y algo de feldespato alcalino, con una matriz fina de mica fengítica, gra- fito y clorita. La roca ha sido intensamente deformada, por lo que adquiere una pizarrosidad generalizada; al mismo tiempo, la estratificación original, muy fina, se observa, trastocada, de modo discontinuo, debido al plegamiento de la roca. Los nive- les pelíticos fragmentados, ricos en cuarzo detrítico, aparecen en forma de zonas blancas en la matriz pelítica más oscura. La pizarrosidad recorta los contactos entre los diversos tipos de niveles y ella misma es atravesada por dos filoncillos más tar- díos, finos, con orientación suboblicua en la fotografía. Localidad: pista Routeburn, Isla Sur en Nueva Zelanda; au- mento: x12,LPNA. 14 Metamorfismo de rocas sedimentarias 10 Esquisto con clorita, moscovita y albita Facies de esquistos verdes-zona de la clorita (V. otro ejemplo en la fotografía 83) Esta roca procede de la zona de la clorita de la serie dalra- diense en las islas británicas. Los entrecrecimientos clorita- moscovita son bien visibles en las fotografías central e inferior (de mayor aumento); el color verde pálido de la moscovita procede de su contenido elevado en fengita. Los minerales in- coloros son el cuarzo y la albita; este último forma porfido- blastos bien definidos que, en este ejemplo, presentan un ma- clado no muy visible en la fotografía. Los minerales accesorios se ven en las fotografías con grandes aumentos; se trata del apatita —en cristales incoloros, casi isotropos y con relieve fuerte— incluidos en la moscovita y la albita, óxidos opacos y un zircón pequeño (incluido en la albita, en el borde superior). Algunos defectos de la lámina son responsables de las zonas circulares que, con relieve fuerte, se ven en el ángulo superior derecho de las fotos con mayor aumento. Se distingue una crenulación marcada; la disposición origi- nal de los filosilicatos ha sido plegada, lo que ha producido una nueva esquistosidad espaciada. Las fotografías central e inferior (con mayor aumento) muestran que los porfidoblastos de albita se han desarrollado postectónicamente, ya que en su crecimiento engloban tanto la pizarrosidad original como la es- quistosidad de crenulación posterior. Localidad: Cloghmore, sudeste de la isla Achill, Irlanda; aumento: x 14, LPNA (fotografía superior); x 30 (fotografías central e inferior), LPNA y LPA. Metamorfismo de rocas sedimentarias 11 Esquisto con moscovita, clorita y biotita Facies de esquistos verdes-zona de la biotita (V. otro ejemplo en la fotografía 92) Los colores brillantes de birrefringencia de esta roca se de- ben, esencialmente, a la alta proporción de moscovita. Se pue- den identificar, con facilidad, la biotita y la clorita en la foto- grafía en LPNA. Otros minerales presentes son, sobre todo, el cuarzo y la albita (en parte sericitizada), con un aspecto ama- rillo pálido irregular en LPNA y. por último, hay algunos mi- nerales opacos. El microplegamiento de la esquistosidad original, según la cual los minerales laminares estaban alineados, ha producido una esquistosidad de crenulación (v. sección de texturas). Este hecho ha sido acompañado por cierta segregación de cuarzo hacia los niveles horizontales que corresponden a las charnelas de la crenulación, separados por otros niveles constituidos casi únicamente por filosilicatos. Localidad: noroeste de Mayo, al noroeste de Irlanda; au- mento: x 27, LPNA y LPA. Metamorfismo de rocas sedimentarias 12 Micaesquisto con epidota y microclina Facies de esquistos verdes-zona de la biotita Esta roca semipelítica está formada por biotita verde, mos- covita, epidota, microclina y cuarzo. Una reacción entre la clo- rita y la microclina produce la biotita con un grado metamór- fico ligeramente inferior al de las rocas pelíticas carentes de feldespato potásico; esta reacción explica la ausencia de clori- ta en esta roca*. El mineral con índice de refracción fuerte y colores brillan- tes de birrefringencia es epidota; un cristal pequeño de esta epidota se ve próximo al borde superior, casi en su centro. Localidad: noroeste de Mayo, al noroeste de Irlanda; au- mento: x20, LPNA y LPA *N. del T. Una reacción de este tipo es próxima a la situación si- guiente: feldespato potásico + clorita —> biotita + moscovita + cuarzo + agua; Yardley, 1989. 17 Metamorfismo de rocas sedimentarias 13 Esquisto con cloritoide Facies de esquistos verdes-zona de la biotita Este esquisto de grano fino consta de porfidoblastos de clori- toide sin orientación definida; en esta muestra, estos cloritoides ricos en manganeso pertenecen a la variedad ottrelita*. La matriz, de grano fino, está formada por clorita. moscovita, cuarzo y he- matites. La estratificación sedimentaria original, muy fina y bienconservada, está atravesada por una pizarrosidad oblicua aunque los cloritoides han adquirido una dimensión comparable al espa- cio de las bandas originales. Algunos cristales de cloritoide pre- sentan tal cantidad de inclusiones, que se presentan casi opacos. La estructura en reloj de arena no es infrecuente en los cloritoi- des (ver ésto en un cristal próximo al centro de la fotografía). Localidad: sur de la estación Vielsalm, Ardenas, Bélgica; aumento: x20, LPA. *N. del T. Cloritoide: (Fe2+Mg,Mn)2(Alfe3+)(OH)AI,02[Si04]2 y lo es- pecífico de la ottrelita es la substitución: Fe2+ => Mn. 14 Esquisto con biotita, clorita y granate Facies de esquistos verdes-zona del granate (V. otros ejemplos en las fotografías 82, 89, 91 y 99) En esta roca es bien visible la asociación mineral diagnóstica de la zona pelítica con granate, formada por granate + biotita + clorita + moscovita + cuarzo. La roca tiene una textura porfido- blástica marcada, con cristales muy grandes (< 1 cm), idiomorfos o subidiomorfos de granate, en una matriz fina. La biotita tam- bién puede formar porfidoblastos, pero con dimensiones inferio- res a los granates. La clorita, la moscovita y el cuarzo se presen- tan en la matriz y definen una textura compleja formada, como mínimo, en dos etapas de deformación que, aparentemente, son previas a las temperaturas más altas que permiten el crecimiento del granate y la biotita. Localidad: Bridgewater Corners, Vermont, Estados Unidos; aumento: xl8, LPNA y LPA. Metamorfismo de rocas sedimentarias 15 Esquisto con cloritoide y granate Facies de esquistos verdes-zona del granate La asociación mineral visible en este ejemplo es típica de las pelitas altamente alumínicas que han alcanzado la zona con gra- nate del metamorfismo de tipo barrowiense. La biotita está ausente de la mayoría de estos esquistos con cloritoide. El cloritoide se reconoce por su valor verde en LPNA y su re- lieve fuerte. Diferentes cristales muestran tres colores diferentes; el color amarillo pajizo muy pálido se algunos cristales es pare- cido al del granate. Esto se puede ver en las dos fotografías en LPNA (superior y central) tomadas con una diferencia de giro de 90° del polarizador. El índice de refracción más bajo de la clori- ta permite distinguirla del cloritoide. Sólo se observa un cristal de granate situado justo debajo del centro de la fotografía y próximo a su borde inferior. Los otros minerales presentes son la mosco- vita, el cuarzo y la albita. Localidad: Ebeneck, 6 km al noroeste de Mallnitz, Kärnten, Austria; aumento: x22, LPNA y LPA (fotografía inferior). Metamorfismo de rocas sedimentarias 16 Esquisto con estaurolita Facies de anfibolitas-zona de la estaurolita (V. otros ejemplos en las fotografías 90. 94. 95 y 97) Esta roca consta de poiquiloblastos de estaurolita con relieve fuerte, un pleocroísmo amarillo más acentuado de lo habitual. Los porfidoblastos de dimensiones mayores son plagioclasas (esto puede confirmarse en la fotografía en LPA para los cris- tales maclados próximos al centro, en el borde inferior); otros minerales presentes son la moscovita, el cuarzo, una biotita verde —dispersa en la roca— y un mineral opaco. La lámina tiene un espesor algo superior al estándar, por lo que los cris- tales de cuarzo toman un color de birrefringencia amarillento. La esquistosidad de esta roca está bien indicada por la mos- covita y la disposición de los minerales opacos; en el ángulo inferior derecho, esta esquistosidad se continúa, sin interrup- ción, por las inclusiones alineadas en las plagioclasas. Interesa señalar que las inclusiones del cuarzo en la estaurolita son muy finas, mientras que la matriz de cuarzo es de cierto tamaño y ello indica que el cuarzo ha experimentado una recristalización intensa después de la cristalización de la estaurolita. Localidad: LPNA y LPA. Connecticut, Estados Unidos; aumento: x 7, Metamorfismo de rocas sedimentarias 17 Gneis con distena, estaurolita y granate Facies de anfibolitas-zona de la distena (o cianita) En la fotografía superior se observan, sobre todo, porfido- blastos formados por el entrecrecimiento epitáxico* de estau- rolita y distena; la parte inferior de la fotografía consta de grandes porfidoblastos de granate en una matriz de moscovita. La roca está algo alterada y presenta venas de clorita asociadas a los cristales de granate. Las fotografías central e inferior son una ampliación de la fotografía anterior. Se observa un detalle del porfidoblasto compuesto, constituido por el entrecrecimiento epitaxial de distena y estaurolita. El cristal está cortado, en su parte derecha, por una vena de clorita formada, posiblemente, por alteración retrógrada según la longitud de una fisura. Aunque una gran parte de la matriz esté formada por moscovita entrecruzada, también hay algunas cloritas formadas por retrometamorfismo; el porfidoblasto está rodeado, en su borde superior, por algu- nas plagioclasas (entre la estaurolita y la moscovita). La presencia de entrecrecimientos paralelos de estaurolita y distena se encuentra citada en la mayoría de los textos de mi- neralogía y resulta de la similitud parcial de sus estructuras; no obstante, éste no es un fenómeno frecuente. Localidad: colina Zion, Montañas Ox, Co Sligo, limita con la bahía de Silgo, al noroeste de Irlanda; aumento: x 7, LPNA (fotografía superior); x 20, LPNA y LPA. *N. del T. Epitaxia: orientación cristalográfica común en cristales de distinta composición química, pero con analogía en sus redes cristalinas. Metamorfismo de rocas sedimentarias 18 Esquisto grafitico con biotita y distena Facies de anfibolitas-zona de la distena (o cianita) En esta roca se observan dos porfidoblastos de distena, uno de ellos (centro de la fotografía) con una macla simple. Ambos porfidoblastos están rodeados por un agregado tornasolado de moscovita de grano fino formada por un metamorfismo retró- grado. La matriz de la roca está constituida, sobre todo, por biotita, moscovita, grafito y hay escasos cristales de turmalina (apenas se ven en la fotografía). La foliación principal, dispuesta en diagonal y señalada por la disposición de las micas, ha podido producirse por la crenu- lación de una textura previa. El grafito incluido en el cuarzo de la parte izquierda de la fotografía muestra numerosos micro- pliegues para los cuales la foliación principal es de plano axial. Localidad: Chiwaukum, Colina Stevens, Cascades septen- trionales; Washington, Estados Unidos; aumento: x 9, LPNA y LPA. 22 Metamorfismo de rocas sedimentarias 19 Esquisto con estaurolita y sillimanita Facies de anfibolitas-zona de la sillimanita (V. otros ejemplos en las fotografías 96 y 100) Las fotografías superior y central, con pocos aumentos, muestran los minerales esenciales de esta roca: estaurolita, bio- tita, plagioclasa y cuarzo. Se pueden ver varios cristales zona- dos de turmalina en las zonas próximas al centro de los bordes superior y derecho de la fotografía (se ven mejor en LPNA), donde la parte central toma un color verde y el borde fino es amarillento. También se ven restos de porfidoblastos de grana- te original, intensamente alterado, por lo cual se presenta casi opaco en LPNA. Los vestigios residuales de este granate están revestidos por cristales de biotita, entrecrecida con sillimanita fibrosa, que también la reemplaza parcialmente. Esto último se aprecia muy bien en la fotografía inferior (con más aumentos del área seleccionada) —no deben confundirse las pequeñas burbujas de aire con minerales—. La sustitución del granate, según este esquema, por la sillimanita, crea seudomorfos (v. 100) que resultan de un ciclo complejo de reacciones iónicas. Localidad: colina Cur, Connemara,al noroeste de Irlanda; aumento: x 20, LPNA y LPA; x 56, LPA (fotografía inferior). Metamorfismo de alta temperatura En algunas partes del mundo (p. ej., la cadena de los Apalaches al nordeste de Estados Unidos), la zona barrowiense con sillimanita está reemplazada, progresivamente, por zonas con grado mayor. El primer índice es la descomposición de moscovita + cuarzo —> feldes- pato potásico + sillimanita + fluido; esta reacción conlleva la aparición de leucosomas de migmatita cuya composición es esencialmente granítica. La transición de la facies de las anfibolitas superiores a la facies de las granulitas está marcada por la coexistencia del gra- nate, la cordierita, el feldespato potásico y la sillimanita. Aunque en algunas regiones se desarrolla un volumen importante de migmatitas dentro de las condiciones correspondien- tes a la facies de las anfibolitas, los procesos que generan una fusión importante están li- mitados a la facies de las granulitas. Estos tipos diferentes de metamorfismo a alta tempe- ratura están controlados, probablemente, por la disponibilidad de agua. En algunas regio- nes del mundo, el metamorfismo de pelitas con temperatura extremadamente alta ha con- ducido a la formación de paragénesis mineralógicas infrecuentes como es el caso de la pa- ragénesis de zafirina + cuarzo. 20 Esquisto con biotita, feldespato potásico y sillimanita Facies de anfibolitas-zona de feldespato potásico y sillimanita (V. otro ejemplo en la fotografía 84) Esta asociación mineral es bastante típica de los esquistos con grado metamórfico alto, cuando la temperatura ha sido su- ficientemente intensa para que la moscovita reaccione con el cuarzo y forme feldespato potásico y silicato de aluminio —en este caso, sillimanita—. Para distinguir, con más facilidad, el feldespato potásico de las plagioclasas o del cuarzo, se ha te- ñido la lámina con cobaltinitrito sódico tras un ataque previo de vapor de HF. En la parte inferior de la fotografía (LPNA) el feldespato potásico, coloreado de amarillo pálido por la tinción, se puede distinguir con facilidad de la biotita pardo amarillenta, del cuarzo y las plagioclasas. En la parte superior de esta fotogra- fía se observan cristales aciculares finos de sillimanita fibrosa entrecrecidos con cuarzo y biotita. Algunos cristales de mos- covita se han formado probablemente por un metamorfismo re- trógrado. La segregación de sillimanita fibrosa y de feldespato potásico en áreas separadas no está bien explicada aunque sea frecuente en este tipo de metamorfismo. En numerosas regiones, la fusión precede o acompaña la descomposición de la moscovita. La ausencia de características migmatíticas de esta roca indica que se trata, más bien, de un metamorfismo de baja presión. Localidad: Maumeen, Connemara, aumento: x27, LPNA y LPA. noroeste de Irlanda: 24 Metamorfismo de rocas sedimentarias 21 Gneis con sillimanita, granate, plagioclasa y cordierita Facies de anfibolitas-zona de sillimanita y feldespato potásico Esta roca consta de sillimanita, granate, plagioclasa y cor- dierita junto a biotita y cuarzo. El granate y la biotita se iden- tifican con facilidad; la forma fibrosa de la sillimanita se desa- rrolla, sobre todo, a expensas de la biotita, lo cual se aprecia en el centro de la fotografía. Los cristales grandes en el borde superior izquierdo son seu- domorfos de la cordierita, que está reemplazada, casi por com- pleto, por sericita finamente cristalizada originada por un me- tamorfismo retrógrado. Las plagioclasas muestran un principio de alteración (obsérvese en el borde inferior derecho, LPNA), pero aún presentan un maclado polisintético (aunque en este ejemplo no se aprecia bien). El cuarzo es límpido e inalterado. La asociación mineral de granate, cordierita y sillimanita, sin feldespato potásico, es característica de metapelitas de baja a media presión, en la parte superior de la facies de las anfi- bolitas. Esta roca corresponde a la parte esquistosa de una mig- matita y está enriquecida en minerales alumínicos por fusión (es, pues, una restita). Es típica de áreas donde se ha produci- do una fusión importante, en facies de anfibolitas superiores, por contraste con las facies de las granulitas. Localidad: lago Nahasleam, Connemara, al noroeste de Ir- landa; aumento: x 13, LPNA y LPA. Metamorfismo de rocas sedimentarias 22 Gneis con feldespato potásico, cordierita y granate Facies de granulitas (V. otro ejemplo en la fotografía 101) Esta roca consta, sobre todo, de cuarzo, la asociación perti- ta-microclina, granate, cordierita, algunas biotitas y minerales de hierro. La cordierita se reconoce por su alteración a pinita, amarillenta, en la parte superior de la fotografía en LPNA. La fotografía inferior en LPA —tomada con un aumento más alto y que corresponde a una parte del borde superior izquierdo de las fotografías anteriores— permite observar unos filoncillos y reemplazamientos de fisuras, isotropos, que reemplazan a la cordierita con birrefringencia débil y que son muy característi- cos de esta alteración. El mineral claro, salpicado de inclusiones, es cuarzo, mien- tras que la micropertita carece de inclusiones. La paragénesis mineralógica de esta roca es típica de la fa- cies de las granulitas inferiores en las migmatitas pelíticas. Localidad: Kaloma, Turku (Abo), al noroeste de Helsinki (Finlandia); aumento: x 9, LPNA y LPA (fotografías superior y central); x 25, LPA (fotografía inferior). Metamorfismo de rocas sedimentarias 23 Gneis migmatítico Facies de granulitas Una roca migmatítica (facies de granulitas) está compuesta por un melanosoma restítico (granate, sillimanita, espinela, biotita, cordierita y minerales opacos —óxidos—) que alterna con leucosomas de espesor mayor que contienen feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo. Las fotografías central e inferior, con mayor aumento y co- rrespondientes al área central de la fotografía superior, permi- ten ver mejor esta roca. Es muy fácil identificar el granate, la sillimanita prismática (con exfoliación diagonal) y la biotita. La cordierita forma unos bordes o contornos en torno al mine- ral de hierro (próximo al ángulo izquierdo superior: véase en las fotografías central e inferior). En el ángulo inferior derecho de la fotografía central (LPNA) se puede ver una espinela ver- de, situada justo por debajo del opaco y encima de las plagio- clasas. El leucosoma está compuesto, sobre todo, de feldespato al- calino y cuarzo, pero entre éste y el melanosoma se observa un borde de plagioclasa que aisla el cuarzo de la espinela; el leu- cosoma representa, probablemente, un material fundido, rico en Si, mientras que la restita es la parte deficitaria en los com- ponentes graníticos. Localidad: Kodaikanal, India meridional; aumento: x 7 LPA, fotografía superior; x 22, LPNA y LPA, fotografías central e inferior. Metamorfismo de rocas sedimentarias 24 Gneis con cuarzo, espinela, cordierita y granate Facies de granulitas Estas fotografías muestran una roca con cristales grandes donde el granate y la espinela verde oscura (casi opaca) se pueden distinguir con facilidad. Los minerales incoloros son feldespatos micropertíticos, plagioclasas, cordierita y cuarzo. La cordierita se presenta ligeramente «anubarrada» debido al elevado número de pequeñas inclusiones. Muchos cristales de cuarzo están en posición de extinción y muestran fisuras relle- nas por un mineral micáceo. La plagioclasa presenta su macla polisintética (v. en LPA); sin embargo, estas fotografías no presentan ejemplos buenos de feldespato potásico. La fotografía inferior (LPA) es una ampliación —mayores aumentos al microscopio— del sector situado a la derecha del centro de la fotografía central donde elcontorno periférico de cordierita forma una franja blanca (LPA) alrededor de los cris- tales de espinela. Se puede ver, muy bien, cómo una película fina de cordierita separa la espinela verde del cuarzo. Dos cristales de biotita están alojados en el granate; son los únicos minerales hidratados presentes que han podido resultar preservados, precisamente por su inclusión en el granate, de las condiciones de temperatura muy alta. Localidad: 5 km al oeste de Fort Dauphin, sur de Mada- gascar; aumento: x 16, LPNA y LPA; x 43, LPA (fotografía inferior). 28 Metamorfismo de rocas sedimentarias 25 Granulita con zafirina Facies de granulitas Los minerales presentes en esta roca son un feldespato anti- pertítico (no visible en esta fotografía), cuarzo y zafirina esque- lética con relieve fuerte. Hacia la parte superior de la fotografía hay algunos cristales de ortopiroxeno, con colores de birrefrin- gencia de primer y segundo órdenes, que forman un contorno alrededor de los cristales de zafirina. La paragénesis zafirina + cuarzo sólo es estable a temperaturas muy altas. Para tempera- turas más bajas, la paragénesis equivalente está constituida por ortopiroxeno y sillimanita, por lo cual el ortopiroxeno en esta roca puede estar formado por metamorfismo retrógrado. Esta asociación mineral es, probablemente, la asociación de mayor temperatura que se puede generar, a escala regional, en los metasedimentos. Requiere temperaturas que superan los 850 °C y que pueden alcanzar los 1.000 °C (v. también 101). Localidad: territorio de Enderby, Antártida; aumento: x 72, LPNA y LPA. Referencia: Harley, S. L. (1983). En: Oliver, R. L., James, P. R. y Jago, J. B. (eds.), Antartic Earth Sciences, Cambridge University Press, Cambridge, págs. 25-30. 26 Gneis con biotita, cordierita y zafirina Facies de granulitas Esta roca contiene principalmente tres minerales: biotita, cordierita y zafirina. La zafirina esquelética está interpenetrada por la cordierita que puede ser confundida, con facilidad, con una plagioclasa ya que presenta maclas en láminas y no mues- tra sus características específicas, como los halos pleocroicos o la alteración a pinita. Los numerosos cristales con relieve mo- derado son apatitos. Localidad: concesión Europa, Beitbridge, República de Zimbabwe; aumento: x 20, LPNA. Referencia: Droop G. phic Geology 7:383-403. T. R. (1989): Journal of Metamor- Efecto de las variaciones de presión en las paragénesis pelíticas Metamorfismo de baja presión En las zonas con presión baja de las facies de esquistos verdes y de anfibolitas, los es- quistos pelíticos y las corneanas contienen andalucita en lugar de distena; el granate llega a ser raro o ausente, y la cordierita aparece a temperaturas más bajas cuando la presión dis- minuye. En presiones muy bajas, las corneanas con biotita están reemplazadas por cornea- nas moteadas que contienen cordierita poiquiloblástica (v. 1) mientras que la andalucita aparece posteriormente para un gradiente más alto. Se han descrito muchos ejemplos de me- tamorfismo de muy alta temperatura de pelitas en la proximidad de los complejos basálti- cos. En este caso, la fusión generalizada de las pelitas se puede producir, sobre todo, en los enclaves. 27 Corneana con andalucita (quiastolita) Facies de corneanas con hornblenda (V. otros ejemplos en las fotografías 1 y 106) En esta fotografía se observan muy bien dos porfidoblastos de andalucita (quiastolita): cada uno está rodeado por un bor- de de un agregado tornasolado (probablemente de moscovita). Las andalucitas están caracterizadas por la disposición de las inclusiones de grafito, en forma de cruz de Malta. En algunos casos, aunque los cristales originales de andalucita hayan sido reemplazados completamente por laminillas muy pequeñas de mica, todavía subsiste esta disposición de las inclusiones en forma de cruz de Malta. Generalmente, el centro de los crista- les está ocupado por inclusiones; en algunos casos, sin embar- go, el centro de la cruz puede carecer de estas inclusiones. A pesar del desarrollo intenso de la blastesis, la textura es- quistosa y la granulometría original son visibles todavía en la matriz que contiene cuarzo, clorita, biotita, moscovita y grafito. Localidad: aureola del lago Evans, condado de Okanogon, Washington, Estados Unidos; aumento: x 14, LPNA y LPA. 28 Corneana con andalucita y cordierita (pizarra moteada) Facies de corneanas con hornblenda Metamorfismo de rocas sedimentarias Esta roca muestra el aspecto característico de los esquistos moteados (aunque las «motas» sean más numerosas de lo ha- bitual). Los nódulos o «motas» están constituidos de andaluci- ta y cordierita; en la fotografía en LPNA, los cristales de an- dalucita se distinguen con facilidad por su mayor relieve res- pecto a la cordierita y por su carencia de inclusiones. En el centro de la fotografía se ven tres cristales, siendo los restan- tes de cordierita. Algunos cristales de cordierita presentan el característico maclado en sector; el cristal situado inmediata- mente por encima del centro del campo muestra dos sectores casi negros, o en extinción, y otros dos de color gris oscuro. La presencia de andalucita y la ausencia de clorita muestra que esta roca corresponde a un grado metamórfico más eleva- do que el de la roca 1 que procede de igual aureola; el resto de la matriz, rica en moscovita, está finamente cristalizada. Localidad: aureola Skiddaw, monte situado al oeste de Pen- rith, entre esta población y Workington, al oeste de Inglaterra; aumento: x 20, LPNA y LPA. Metamorfismo de rocas sedimentarias 29 Esquisto con biotita y andalucita Facies de corneanas con hornblenda En esta roca, que corresponde a un metamorfismo regional de presión baja, se observan porfidoblastos grandes de andalu- cita dispuestos en una matriz compuesta, principalmente, por biotita pardo verdosa, moscovita y cuarzo. Las inclusiones presentes en las andalucitas son claramente más pequeñas que las de la matriz de la roca; en algunos casos (p. ej., en el ángulo inferior derecho), estas inclusiones señalan una textura orientada N-S, dispuesta perpendicularmente a la esquistosidad dominante E-O. En detalle, es posible ver en las partes superior y central de la fotografía que la textura E-O es una esquistosidad de crenulación, producida por un plega- miento más reciente que la foliación N-S. Este proceso ha sido acompañado por la segregación en capas, ricas en filosilicatos, y otras capas ricas en cuarzo. La etapa final de deformación ha producido pliegues en kink que afectan la esquistosidad E-O, próxima al borde superior de la fotografía. Localidad: río Black Water, a 1,5 km al suroeste de Brid- gend, montes Grampianos, Escocia, Gran Bretaña; aumento: x8,LPNA y LPA. Metamorfismo de rocas sedimentarias 30 Esquisto con estaurolita y andalucita Facies de corneanas con hornblenda Esta roca consta de grandes porfidoblastos de andalucita y estaurolita en una matriz de biotitas, pequeñas moscovitas y feldespatos. Los porfidoblastos de estaurolita son mucho más pequeños que los de la andalucita y se ven muy oscuros en la fotografía con LPNA. A la izquierda del centro de la fotografía, un poi- quiloblasto constituido probablemente de cordierita original, ha sido reemplazado por la pinita de color amarillo pálida. Aunque esta roca esté descrita como un esquisto, ya que la textura general de la roca es esquistosa, su esquistosidad no es muy patente en esta lámina. Localidad: Whitehills, cerca de Banf, localidad costera al nordeste de Escocia, Gran Bretaña; aumento: x 8, LPNA y LPA. Metamorfismo de rocas sedimentarias Esta roca consta de cristales pequeños de cordierita, andalu- cita, feldespato
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