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Atlas de Rocas Metamorfica y sus Texturas

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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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