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TEMA 5 Procesos metamrficos II:

gnesis de texturas

Los temas anteriores se han dedicado sobre todo a estudiar cmo el equilibrio qumico nos ayu-da a conocer las condiciones de presin y temperatura en las que una roca se ha formado. Este es uno de los objetivos principales de la petrologa metamrfica, muy trabajado en los ltimos 25 aos como consecuencia de los avances en petrologa experimental y terica y la facilidad para el anlisis puntual de minerales trado de la mano por la microsonda electrnica. Sin embargo, los estudios basados en el equilibrio qumico no nos cuentan nada sobre la historia de la roca previa y posterior al momento en el que alcanz el equilibrio qumico.

El estudio de las texturas de las rocas metamrficas proporciona una lnea de evidencia complementaria sobre los acontecimientos sufridos por una roca. Las texturas son muy impor-tantes para el estudio del metamorfismo porque nos informan a menudo de desviaciones del equilibrio que nos permiten precisar cmo una roca recristaliz en su camino hacia el equilibrio qumico. De esta forma podemos inferir ciertos detalles de la historia de la roca.

Las texturas metamrficas pueden dividirse en dos tipos: (1) las que nos informan sobre las reacciones metamrficas que han tenido lugar, y (2) las que se relacionan con los procesos de deformacin contemporneos con el metamorfismo.

El estudio de las texturas del primer tipo nos revela detalles de la secuencia de asociacio-nes minerales y, por tanto, de la historia de las condiciones ambientales (apartado 5.1); el estu-dio de las segundas nos permite indagar sobre la historia deformacional (apartado 5.2) y la cronologa relativa de la deformacin y el crecimiento de minerales metamrficos (apartado 5.3). Las texturas del primer tipo se producen por cristalizacin de nuevas fases y las del se-gundo por recristalizacin y deformacin de fases preexistentes. Cristalizacin, recristalizacin y deformacin son, por tanto, los tres procesos bsicos involucrados en la gnesis de las texturas de las rocas metamrficas. Vamos a ver primero las texturas debidas a cristalizacin de fases nuevas y luego las debidas a cristalizacin y deformacin de fases preexistentes.

Tema 5: Procesos metamrficos II: gnesis de texturas Metamorfismo

5.1. Texturas debidas a cristalizacin

La cristalizacin de las rocas metamrficas en respuesta a cambios en las condiciones de pre-sin y temperatura produce la formacin de nuevos minerales. La composicin de estos minera-les puede explicarse por medio de la termodinmica de los equilibrios de fase, pero su creci-miento est controlado por factores cinticos, mucho peor comprendidos. Esta cristalizacin tiene lugar en dos pasos: el primero es el de nucleacin y el segundo el de crecimiento cristali-no y a ellos dedicamos el apartado 5.1.1.

Si se alcanza el equilibrio durante el crecimiento cristalino la textura resultante es aquella de menor energa (ms estable) y esto borra cualquier indicio de las condiciones P-T anteriores. Sin embargo, es normal encontrar texturas que evidencian claramente la falta de un equilibrio completo y que permiten reconstruir en parte la historia metamrfica de una roca: son las in-clusiones, los intercrecimientos y las coronas de reaccin. A ellas vamos a dedicar el apartado 5.1.2. Adems, durante el metamorfismo retrgrado se produce el reemplazamiento de unos minerales de presiones y temperaturas relativamente ms altas por otros de presiones y tempe-raturas ms bajas, que en muchos casos nos permiten reconstruir la ltima parte de la trayecto-ria P-T-t de una roca, desde el pico trmico hasta que la roca llega a la superficie. Las texturas de reemplazamiento se describen en el apartado 5.1.3.

5.1.1. Nucleacin y crecimiento cristalinos

El crecimiento de un cristal slo se puede producir una vez que se han sobrepasado las condi-ciones de equilibrio para su formacin. Es precisamente este rebasamiento (que puede ser un sobreenfriamiento, un sobrecalentamiento o una sobresaturacin) el que proporciona la energa necesaria para formar el ncleo alrededor del cual se produce el crecimiento. Una vez formado, el ncleo sirve de centro hacia el que se difunden los componentes que el cristal necesita para crecer. La distancia a la que la difusin puede transportar material depende de la velocidad de difusin y del tiempo disponible. El material que est demasiado lejos de un ncleo no se di-fundir hacia dicho ncleo, sino que formar otro independiente. El nmero de ncleos que se forman depende, por tanto, de la facilidad con la que se produce la nucleacin y del tiempo disponible para que el material se difunda hacia los ncleos. El juego entre nucleacin y creci-miento de los ncleos es el que determina, en ltima instancia, el tamao de grano de la roca.

5.1.1.1. Nucleacin

La cristalizacin se produce en respuesta a una necesidad de disminuir la energa libre del sis-tema (las fases cristalinas tienen una energa libre menor que las fases no cristalinas, sean estas slidas o lquidas). Pero esta reduccin en la energa libre por cristalizacin se ve contrarrestada por el aumento de la energa de superficie que va asociada con la creacin de una interfase en-tre el nuevo cristal que crece y el medio que le rodea.

Al comienzo de la cristalizacin, las fluctuaciones en la composicin de los reactantes hace apa-recer grupos de tomos con los componentes necesarios para formar la nueva fase. A estos gru-pos de tomos se les conoce con el nombre de embriones o ncleos.

Un embrin tiene una relacin superficie/volumen muy grande y por lo tanto una energa de superficie muy alta debido a la gran cantidad de tomos que no tienen todos sus enlaces satis-fechos. Esto hace que los embriones se destruyan espontneamente tan rpidamente como se forman, aunque las condiciones ambientales sean las apropiadas para la cristalizacin. Existe un tamao crtico que los ncleos deben alcanzar antes de que la disminucin de la energa libre debido a la cristalizacin sea mayor que el aumento de la energa de superficie (figura 5.1). Una vez que un ncleo ha alcanzado el tamao crtico, el crecimiento cristalino puede conti-

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Metamorfismo Tema 5: Procesos metamrficos II: gnesis de texturas

nuar. En general, los minerales con una estructura cristalina simple nuclean con ms facilidad que los de estructura cristalina compleja.

energa de superficie

energa de volumen

energa libre total

incr

emen

to d

e en

erg

a lib

re

0

+

-

radio del cristalRadiocrtico

embrin cristal

energa de activacin

Figura 5.1. Contribucin de la energa de superficie y la energa de volumen a la energa libre total de un cristal. Para radios menores que el radio crtico el incremento de energa libre total es positivo y por tanto desfavorable desde el punto de vista energtico, por lo que los embriones formados tienden a desaparecer. A partir del radio crtico el incre-mento de energa libre es negativo y los ncleos que han alcanzado este tamao pueden seguir creciendo y ser estables energticamente. Un embrin o ncleo es un conjunto de tomos con estructura cristalina con un radio menor que el radio crtico. Por encima del radio crtico ya se habla de cristales propiamente dichos. Tomado de Barker (1998), pg. 58.

Esta dificultad en comenzar la cristalizacin se describe cuantitativamente por medio de una barrera de energa, denominada energa de activacin en la figura 5.1. La superacin de esta barrera de energa requiere que las condiciones ambientales sobrepasen los valores mni-mos necesarios para la cristalizacin de una fase estable. Esto implica una supersaturacin en el caso de la cristalizacin a partir de una solucin, un sobreenfriamiento para la cristalizacin a partir de un fundido o un sobrecalentamiento la cristalizacin metamrfica durante el meta-morfismo progrado.

La formacin de un ncleo a partir de una solucin o de un fundido por sobresaturacin o sobreenfriamiento se denomina nucleacin homognea. Pero la cristalizacin puede proceder ms fcilmente por nucleacin heterognea, que implica la presencia de impurezas o de crista-les previos que actan de semilla. Este es el tipo de nucleacin que se da en las rocas meta-mrficas, donde las caras de cristales previos y otros defectos cristalinos actan de centros de nucleacin. Todos estos puntos potenciales de nucleacin se caracterizan por poseer una ener-ga de superficie alta y es precisamente el balance de esta energa de superficie con la energa libre de formacin del ncleo lo que permite superar la barrera de energa y facilitar la nuclea-cin. Los cristales semilla son los puntos de nucleacin ms fciles de entender, ya que su red cristalina tiene caractersticas estructurales comunes con la fase que nuclea. Los minerales con un red cristalina muy similar (como dos tipos de feldespatos o anfboles y piroxenos) son los que ms probabilidad tienen de actuar de semilla para la fase afn, aunque tambin se conocen casos de nucleacin heterognea entre sillimanita y moscovita, estructuralmente muy diferen-tes. La capacidad de un mineral para nuclear sobre la red cristalina de otro se conoce como

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epitaxia. Cuando la orientacin cristalogrfica de los dos cristales (el que nuclea y el que sirve de semilla) es idntica, se habla de sintaxia.

5.1.1.2. Crecimiento cristalino

Una vez se ha formado un ncleo estable, este continua creciendo y da lugar a un cristal cuyo tamao depende de la concentracin de nutrientes en los alrededores y de la proximidad de los ncleos vecinos. Cuatro pasos controlan el proceso de crecimiento.

1. Los nutrientes deben difundirse hacia el ncleo a travs del medio en el que el cristal est cre-ciendo. Un cristal no puede crecer a menos que los iones necesarios para su ensamblaje sean capaces de moverse hacia l. En las soluciones y los fundidos ms simples los io-nes son completamente libres de difundirse hacia los cristales en crecimiento pero en los magmas de viscosidad elevada, en los slidos amorfos y en las rocas metamrficas no. En particular, en las rocas metamrficas los minerales que no estn en equilibrio deben reaccionar primero para que los elementos queden libres para difundirse hacia los puntos de nucleacin de los nuevos minerales. Luego, la difusin se produce sobre todo aprovechando los bordes de grano, por el mecanismo de transferencia en disolu-cin (solution transfer) (ver el apartado 5.3.4).

2. Los nutrientes, al llegar a la superficie del ncleo, deben reaccionar y reorganizarse en unidades que sean aceptables por el cristal. En los silicatos la adicin de tomos uno a uno no es po-sible ya que en todo momento se debe mantener la neutralidad de carga. Esto hace que los iones reaccionen primero para formar grupos.

3. Los bloques de construccin (los grupos de iones) deben unirse a la superficie del cristal, ya sea formando nuevas superficies o por medio del crecimiento de dislocaciones.

4. La unin de los bloques de construccin produce un calor de cristalizacin y aumenta la concen-tracin de los componentes que no participan en la formacin de cristal. Ambos deben disi-parse para que el crecimiento contine.

La velocidad de crecimiento del cristal est controlada por el paso ms lento de estos cuatro. Si ste es la difusin, se habla de un crecimiento controlado por difusin; si es la reaccin, de un cre-cimiento controlado por reaccin, etc. Cada uno de ellos confiere unas morfologas especiales a los cristales, como veremos ms adelante.

Como las reacciones metamrficas se producen a menudo en un ambiente en el que la temperatura est aumentando (metamorfismo progrado) o disminuyendo (metamorfismo re-trogrado), es posible que el mecanismo que controla el crecimiento (aqul cuyo ritmo es el ms lento) cambie con el tiempo. As, es normal que los porfidoblastos pasen por una etapa inicial en la que su crecimiento est controlado por reaccin, seguida de otra en la que el mecanismo limitante es la difusin de borde de grano y termine en otra cuyo mecanismo limitante es la velocidad a la que el calor puede transportarse desde el cristal en crecimiento hacia la matriz de la roca. La compleja alternancia en el tiempo del mecanismo limitante hace que se desarrollen microtexturas como los zonados, las exoluciones , los intercrecimientos simplectticos y las texturas de reaccin.

5.1.1.3. Tamao de los cristales

Es importante, cuando se describe cualquier textura, fijarse en el tamao de grano general, as como en las variaciones relativas de tamao de grano entre los minerales constituyentes. La subdivisin precisa entre los que se considera grano grueso, medio o fino en una roca metamr-fica vara ligeramente de unos autores a otros, pero la norma es considerar de grano fino las rocas metamrficas cuya matriz tiene un tamao de grano menor de 0.1 mm, de grano medio si la matriz tiene un tamao de grano entre 0.1 y 1 mm y de grano grueso si tiene ms de 1 mm.

Durante las fases iniciales del metamorfismo progrado (grado muy bajo y bajo), los pro-

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ductos de las reacciones metamrficas son generalmente de grano fino, lo que permite que se conserve casi intacta la textura original de la roca. Sin embargo, con el paso del tiempo y en respuesta al aumento de la presin y la temperatura, la roca sigue recristalizando1. Esto conlle-va un aumento progresivo del tamao de grano de la matriz y el borrado de la textura original de la roca premetamrfica.

Aunque las rocas monominerales como el mrmol o la cuarcita son normalmente equigra-nulares, al igual que lo son las corneanas y las rocas de metamorfismo regional de grado alto (granulitas), otras como los esquistos pelticos desarrollan texturas en las que unos minerales crecen mucho ms que los otros. Tales minerales se denominan porfidoblastos y la textura re-sultante porfidoblstica, en analoga con los trminos fenocristal y textura porfdica de las rocas gneas. Influyen muchos factores en la formacin de la textura porfidoblstica, gran parte de ellos relacionados en ltima instancia con las distintas velocidades de nucleacin y creci-miento de los minerales de la roca, velocidades que son a su vez dependientes de las condicio-nes de presin, temperatura, composicin de la fase fluida, qumica de la roca y altura de la barrera de energa de activacin para la nucleacin y el crecimiento cristalinos. Como unos minerales nuclean y crecen con ms facilidad que otros, el resultado es una estructura porfido-blstica heterognea. En particular, minerales como el granate y la estaurolita crecen casi siem-pre como porfidoblastos, mientras que otros como el cuarzo son exclusivos de la matriz.

Se sabe desde hace tiempo que en agregados monofsicos (metales, rocas como la cuarcita o el mrmol, etc.) los cristales crecen tanto por el paso del tiempo como por el aumento de la temperatura. Este proceso de aumento del tamao de grano, que se denomina envejecimiento de Ostwald (Ostwald ripening) se produce en respuesta a la necesidad de disminuir la energa libre de Gibbs del sistema para producir una configuracin ms estable, ms cercana al equili-brio termodinmico. Una de las formas de conseguir esta reduccin de la energa libre es dis-minuyendo la contribucin de la energa de superficie (o energa interfacial) a la energa total del sistema. El aumento del tamao de grano se consigue eliminando los granos ms pequeos o uniendo stos entre s para formar granos ms grandes por el proceso de migracin de bordes de grano (ver la seccin 5.2.7.1). Aunque el tamao de grano aumenta con el tiempo y la tempe-ratura, el ritmo al que este tamao aumenta disminuye con el tiempo y con el aumento de la temperatura.

El envejecimiento de Ostwald es ms aparente en las rocas monominerales pero tambin ocurre en las rocas compuestas por dos o ms fases, aunque en estos casos el proceso es ms complicado. Por ejemplo, en el metamorfismo progrado de las pelitas, las rocas metamrficas de grado ms bajo son de grano muy fino (pizarras). Estas se transforman en filitas y esquistos de grano fino a medio en condiciones de la facies de esquistos verdes. A su vez, estas rocas se convierten en esquistos y gneisses de grano medio a grueso conforme el grado metamrfica aumenta (facies de anfibolitas y de granulitas).

El ritmo al que se produce el aumento general del tamao de grano de una roca metamr-fica depende de muchos factores, entre ellos: la presencia y el tipo de fluido metamrfico, las velocidades de difusin, la energa interfacial (que influye en la velocidad a la que los bordes de grano migran) y el ritmo al que la temperatura vara. Si la velocidad de nucleacin es alta comparada con la velocidad de crecimiento se formarn gran cantidad de centros de nucleacin en las primeras etapas del desarrollo de una reaccin metamrfica, lo que dar lugar a un pro-ducto de reaccin de grano fino diseminado ms o menos homogneamente por toda la roca. La situacin contraria se da cuando la velocidad de crecimiento es mayor que la de nucleacin. En este caso se produce el rpido crecimiento de unos pocos ncleos, lo que elimina muchos sitios potenciales de nucleacin al quedar incluidos en los cristales en crecimiento y el resultado final es la formacin de unos pocos porfidoblastos, bastante separados entre s.

1 El significado exacto de este trmino se ver en el apartado 5.3.4.

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Figura 5.2. Ilustracin esquemtica de la in-fluencia de la velocidad de crecimiento, el tiem-po y el aporte de reactantes en el tamao de losporfidoblastos. Por simplicidad se ha asumido que la velocidad de crecimiento es constante(lneas rectas sobre el grfico), pero es normal que los porfidoblastos sufran un periodo inicial de crecimiento rpido seguido de otro de creci-miento ms lento. Tomado de Barker (1998), pg. 64.

Una vez nucleado, el tamao final de un porfidoblasto es funcin de la velocidad de crecimien-to y del tiempo disponible (figura 5.2). La velocidad de crecimiento depende fuertemente de la velocidad de difusin de los elementos necesarios hacia el porfidoblasto, as como del ritmo al que dichos elementos pueden ser incorporados en la red cristalina del porfidoblasto. Si el por-fidoblasto en crecimiento agota el suministro de reactantes, el crecimiento cesar, ya sea per-manentemente o hasta que la matriz de la roca se recargue de los elementos necesarios. Esta recarga puede producirse por la entrada de un fluido externo o por la liberacin de iones a la matriz por la actuacin de alguna otra reaccin metamrfica. La difusin incompleta de los reactantes en la matriz puede provocar la aparicin de un halo de reaccin alrededor del porfi-doblasto.

Para una roca determinada, puede parecer razonable pensar que los porfidoblastos que comenzaron a crecer antes tengan un tamao mayor que los que lo hicieron ms tarde. Pero este razonamiento asume que la velocidad de crecimiento ha sido la misma para todos los pofi-doblastos de un mineral, y esto no tiene porque ser as. La figura 5.3 y el texto que le acompaa ilustra este punto de forma esquemtica.

Figura 5.3. Ilustracin esquemtica de las relaciones entre velocidad de crecimiento, tiempo y tamao de los porfido-blastos. En el grfico de la izquierda (a) se muestra la variacin del tamao de dos porfidoblastos, X e Y, con el tiem-po, para el caso de una velocidad de crecimiento igual para los dos. El porfidoblasto X, que comenz a crecer antes que el porfidoblasto Y, tiene un tamao mayor en todo momento y la diferencia de tamao dX-dY es constante a lo largo de toda la historia de crecimiento. En el grfico esto se muestra para dos tiempo diferentes, t1 y t2. Por el contrario, en el grfico de la derecha (b) los dos porfidoblastos X e Y tienen una velocidad de crecimiento diferente, siendo mayor la del porfidoblasto Y, que comienza a crecer ms tarde que el porfidoblasto X. En las primeras etapas (por ejemplo t1) el porfidoblasto X es mayor que el Y, pero a partir de un momento dado sus tamaos se igualan y, a partir de entonces, debido al crecimiento ms rpido de Y, ste supera en tamao a X y la diferencia de tamao se incrementa con el tiempo. El caso (a) sirve para saber cuando un porfidoblasto ha comenzado a crecer, ya que los de mayor tamao habrn sido los primeros en nuclear, mientras que en el caso (b) este razonamiento no funciona. Tomado de Barker (1998), pg. 64.

Tiempos de crecimiento absolutos. Diferentes estudios tericos, de laboratorio y de campo,

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sugieren que los porfidoblastos en las rocas metamrficas crecen muy rpido en trminos geo-lgicos y que pueden alcanzar tamaos de unos 5 cm en 10.000 a 100.000 aos (Barker, 1998, pg. 65 y referencias all citadas). Las dataciones radiomtricas proporcionan una medida inde-pendiente de estos tiempos de crecimiento. Datando el ncleo y el borde de un porfidoblasto se puede conocer, si la precisin del mtodo es suficiente, el tiempo que un porfidoblasto ha nece-sitado para crecer. Aplicando esta tcnica se han hallado velocidades radiales de crecimiento de granates del orden de 1.5 mm por milln de aos, lo que implica tamaos de 3 cm en unos 10 millones de aos. Estos tiempos de crecimiento son mucho mayores que los hallados por otros mtodos. Barker (1994, citado en Barker, 1998, pg. 65) concluye que para porfidoblastos de granate de


secuencia desarrollan siempre caras cristalinas cuando crecen en contacto con cualquiera de los minerales situados ms abajo en la serie. Por ejemplo, en un esquisto con mica y granate, el granate tendr tendencia al idiomorfismo cuando est en contacto con la mica y el cuarzo, mientras que la mica slo desarrollar caras cristalinas en contacto con el cuarzo, pero no con respecto al granate, a no ser que crezca en una orientacin favorable con respecto a los lmites del granate.

Tabla 5.I. La serie cristaloblstica de los minerales. La secuencia refleja una energa de superficie decreciente, de manera que un mineral es idiomorfo si crece en contacto con cualquiera de los que tiene por debajo de l en la serie (Barker, 1998, pg 68).

1. Magnetita, rutilo, esfena, pirita, ilmenita.

2. Sillimanita, distena, granate, estaurolita, cloritoide, turmalina.

3. Andalucita, epidota, zoisita, forsterita, lawsonita.

4. Anfbol, piroxeno, wollastonita.

5. Moscovita, biotita, clorita, talco, prehita, stilpnomelana.

6. Calcita, dolomita, vesubianita.

7. Cordierita, feldespatos, escapolita.

8. Cuarzo.

En las rocas metamrficas se encuentran a veces cristales esquelticos y, ms raramente, cristales dendrticos. En ambos casos se trata de morfologas que se producen por un creci-miento muy rpido alrededor de un nmero limitado de ncleos. Los cristales esquelticos son mucho menos abundantes en las rocas metamrficas que en las gneas debido a la elevada energa de superficie que poseen y su elevada inestabilidad termodinmica. Los cristales den-drticos se forman por crecimiento rpido en circunstancias favorables de nucleacin, pero son muy escasos en las rocas metamrficas.

Los cristales aciculares, los haces fasciculares y los agregados en pajarita y esferulti-cos se forman cuando predomina el crecimiento sobre la nucleacin. Los cristales aciculares se desarrollan a partir de un ncleo simple y pueden crecer aislados o en grupos. Se suelen con-centrar en zonas especficas de la roca, donde la qumica o las condiciones de nucleacin son favorables (por ejemplo, en bordes de grano). Ocasionalmente se disponen de forma radiada, como en algunas ceolitas y en la turmalina. El crecimiento fascicular consiste en un haz de vari-llas o agujas formado a partir de un slo ncleo, que luego se ramifica ligeramente. Una mayor divergencia de las agujas da lugar a los agregados en pajarita, que son comunes en los es-quistos verdes, los calcoesquistos y las rocas metavolcnicas.

Hasta aqu hemos considerado el crecimiento libre de cristales, fundamentalmente porfi-doblastos, que dan lugar a morfologas ms o menos idiomorfas porque la distancia entre cen-tros de nucleacin es suficientemente grande como para que no se produzcan interferencias en su crecimiento. En el caso de que los cristales que crecen entren en contacto mutuo, las morfo-logas resultantes ya no reflejan el hbito intrnseco de cada mineral, sino que representan la solucin de compromiso de menor energa compatible con las condiciones ambientales de pre-sin, temperatura y esfuerzos desviatorios en los que cristaliz la roca.

En este caso se pueden formar texturas de no equilibrio y texturas de equilibrio. Las pri-meras se caracterizan por la coexistencia de tamaos de grano muy variados, morfologas de los granos irregulares y variables, contactos curvos e irregulares entre granos y uniones mlti-ples. Esta es la textura caracterstica de las rocas metamrficas de grado bajo y medio e implica una elevada energa de superficie de la roca. Conforme aumenta el grado metamrfico, el au-mento de la temperatura favorece la disminucin de la energa de superficie y el agregado de

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minerales recristaliza, en ausencia de esfuerzos desviatorios, a una textura primero granoblsti-ca equigranular y luego granoblstica poligonal, consistente en contactos planos entre granos y uniones triples con ngulos interfaciales prximos a 120. sta es una textura comn en rocas monominerales (cuarcitas y mrmoles) y en algunas corneanas de alta temperatura y granuli-tas.

Ciertas rocas desarrollan una textura decusada, que es un caso particular de textura gra-noblstica en la cual los cristales que la forman son subidiomorfos, prismticos o planares, es-tn orientados al azar y tienen una fuerte anisotropa cristalina (es decir, la energa de superfi-cie de sus diferentes caras cristalinas es muy distinta). Esta textura se asocia sobre todo con rellenos monominerales de venas, corneanas monominerales formadas por anfbol o micas o zonas monominerales anfiblicas o micceas en corneanas poliminerales.

En los agreagados bi- y poliminerales las texturas de equilibrio son ms complejas. En las rocas con cuarzo-feldespato-micas los minerales anistropos como las micas tienden a dominar la textura final. Las caras 001 (basales) de las micas son muy estables y no se ven afectadas por el crecimiento del cuarzo o el feldespato. Esto provoca que las interfases cuarzo-cuarzo formen ngulos de 90 al entrar en contacto con las caras 001 de las micas (figura 5.4). Como el creci-miento del cuarzo queda restringido en unas direcciones pero no en otras, el resultado final es un agregado con los granos de cuarzo alargados en la direccin de la foliacin marcada por las micas.

Figura 5.4. Ilustracin que muestra esquemti-camente como la anisotropa de las micas influye en la forma de los cristales de cuarzo en las textu-ras de equilibrio.

5.1.2. Inclusiones, intercrecimientos y coronas

Es muy comn encontrar pequeas inclusiones de fases slidas en los minerales metamrficos. Estas se pueden desarrollar por tres mecanismos distintos:

incorporacin de minerales de la matriz durante el crecimiento de los porfidoblastos, y

exolucin de una fase durante el enfriamiento,

seudomorfizacin incompleta de una fase anterior por otra ms tarda.

En determinadas rocas metamrficas de grado alto, dos o ms fases pueden cristalizar si-multneamente para dar lugar a intercrecimientos simplectticos caractersticos. En las rocas de facies granulita es comn observar el desarrollo de coronas concntricas de una o ms fases alrededor de un ncleo de otra fase. Los siguiente apartados los vamos a dedicar a describir estos tres tipos de microtexturas.

5.1.2.1. Crecimiento de porfidoblastos con inclusin de fases extraas

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Muchos porfidoblastos tienen una zona central anubarrada debido a la presencia de gran canti-dad de diminutas inclusiones, difciles de identificar con el microscopio petrogrfico. En otras ocasiones estas inclusiones son de mayor tamao (como ocurre en los granates, la cordierita, la estaurolita y la vesubianita) dando al cristal una apariencia esponjosa. A esta textura se le denomina poiquiloblstica y es anloga a la textura poiquiltica de las rocas gneas, con la que no debe confundirse. Las inclusiones pueden no mostrar ninguna orientacin especial, pueden estar dispuestas segn planos cristalogrficos especficos del mineral hospedante o pueden estar orientadas segn planos de foliacin o lineacin previas en la roca.

Las inclusiones aumentan la energa libre total de un cristal por aumento de la energa de superficie (adems de la superficie de contacto externa del poiquiloblasto con la matriz existen gran cantidad de superficies internas entre las inclusiones y el cristal anfitrin). Por esta razn los poiquiloblastos son menos estables que los porfidoblastos del mismo mineral. La formacin de porfidoblastos idiomorfos se relaciona casi siempre un crecimiento lento, mientras que los poiquiloblastos alotriomorfos se desarrollan cuando el crecimiento ha sido rpido.

Las inclusiones dentro de los porfidoblastos pueden ser fases inertes, no utilizadas por el porfidoblasto al crecer, o fases en exceso (como el cuarzo en los granates y la estaurloita), utili-zadas por el porfidoblasto pero sobrantes por estar en mayor cantidad que la necesaria para ensamblar el porfidoblasto.

La microtextura en reloj de arena de muchos porfidoblastos de cloritoide (figura 5.5, foto de la izquierda) y la disposicin en cruz de las inclusiones carbonosas en la quiastolita (5.5, foto de la derecha) de las corneanas pelticas representan ordenamientos regulares de las inclu-siones con respecto a determinados planos cristalogrficos de los porfidoblastos. La explicacin ms aceptada para esta disposicin ordenada de las inclusiones es la adsorcin preferente de stas sobre ciertas caras cristalogrficas durante el crecimiento de los porfidoblastos.

En minerales con planos de exfoliacin muy bien desarrollados (anfboles y micas) las in-clusiones pueden incorporarse preferentemente paralelas a dichos planos. Cuando se estudian lminas delgadas al microscopio, es muy importante no confundir las inclusiones orientadas segn planos cristalogrficos con las que marcan la presencia de una fbrica anterior.

Figura 5.5. Izquierda: microtextura en reloj de arena en un cloritoide. Derecha: microtextura en cruz de la quiastolita. Tomado de Passchier y Trow (1998), pgs.183 y 184.

5.1.2.2. Texturas de exolucin

La exolucin es un proceso por el cual una fase que admite solucin slida entre dos miembros extremos se desmezcla en dos fases independientes al disminuir la temperatura y la fase mino-ritaria queda englobada en forma de inclusiones dentro de la fase mayoritaria (el cristal anfi-trin).

La forma y el tamao de las inclusiones exueltas depende de la movilidad inica (que a su

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vez depende de la temperatura) y de la energa interfacial (energa de superficie) entre las dos fases. Una morfologa tpica es en forma de pequeas burbujas con una distribucin homog-nea que sugiere un mecanismo de nucleacin homognea para su formacin. En otros casos se observa que el producto de exolucin se concentra en los mrgenes de cristal anfitrin, lo que se interpreta como una nucleacin heterognea en los bordes de grano. Otras texturas de exolu-cin tienen una morfologa lamelar orientada, como en los feldespatos y los piroxenos de las rocas gneas y metamrficas de alto grado. En estos casos hay una relacin muy estrecha entre la orientacin de las inclusiones exueltas y la estructura atmica del cristal hospedante.

La desmezcla de los feldespatos alcalinos durante el enfriamiento desde temperaturas al-tas da lugar a la exolucin de plagioclasa (albita) y feldespato potsico, dando lugar a la tpica textura perttica comn en muchas rocas gneas y metamrficas de grado alto. El trmino perti-ta hace referencia al caso en el que la fase dominante es el feldespato potsico y las inclusiones son de albita. Antipertita es el caso contrario, con predominio de albita e inclusiones de feldes-pato potsico. El trmino mesopertita se aplica cuando la proporcin de albita y feldespato potsico es aproximadamente igual. Aunque a veces son visibles en muestra de mano, la mayor parte de las exoluciones pertticas y antipertticas son microscpicas o submicroscpicas.

La interpretacin clsica de las pertitas es que se forman por exolucin, aunque reciente-mente algunas pertitas y antipertitas en rocas metamrficas han sido consideradas como el resultado del reemplazo de una fase por otra o como el resultado de una variacin en el esfuer-zo y la deformacin resultante (Barker, 1998, pg. 92). Actualmente parece claro que ms de un proceso es el responsable de la formacin de las microtexturas pertticas en las rocas metamr-ficas.

5.1.2.3. Inclusiones que representan un reemplazamiento incompleto

En ocasiones las inclusiones que se observan en el interior de los porfidoblastos no representan fases incorporadas durante el crecimiento, sino un reemplazo parcial del porfidoblasto por una fase nueva. Dos ejemplos nos servirn para ilustrar esta posibilidad.

Plagioclasas con gran cantidad de pequeas inclusiones de clinozoisita. Este tipo de plagio-clasas son muy abundantes en las metagranodioritas y las metatonalitas y consisten en cristales subidiomorfos a idiomorfos de plagioclasa con inclusiones idiomorfas de pequeo tamao y orientadas al azar de clinozoisita y moscovita. Esta microtextura se ha interpretado como el resultado de la reaccin no finalizada

An + Kfs + H2O Ab + Czo + Ms + Qtz,

durante la cual la plagioclasa rica en anortita (An) del protolito granodiortico o tonaltico reac-ciona parcialmente con feldespato potsico (Kfs) y agua para dar lugar a una plagioclasa mas albtica (Ab) y numerosas inclusiones de clinozoisita (Czo), moscovita (Ms) y cuarzo (Qtz).

Plagioclasas anubarradas por inclusiones de espinela. Esta microtextura, que se da en algunos metagabros, tambin se ha interpretado como el resultado de una reaccin de reemplazo no finalizada:

An + Ol Di + Hy + Spl.

La reaccin se produce como consecuencia de la inestabilidad de la asociacin An + Ol al au-mentar la presin (o disminuir la temperatura). En este caso, la forma de la plagioclasa original, de composicin labradortica, se conserva, pero su composicin se hace ms sdica (andesina) y se llena de micro-inclusiones de espinela.

5.1.2.4. Simplectitas

Las simplectitas se forman por cristalizacin simultnea de dos o ms fases en una misma zona de la roca, de forma que las fases adoptan disposiciones geomtricas regulares de intercreci-

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miento (figura 5.6). La mayor parte de las simplectitas slo aparecen en rocas metamrficas de alto grado y son especialmente abundantes en gneisses y granulitas por metamorfismo progra-do y en eclogitas por metamorfismo retrgrado. Aunque existen intercrecimientos de tres mine-rales, las simplectitas ms comunes estn formadas por el crecimiento ntimo de dos fases. Ca-sos tpicos son:

Simplectitas de cordierita-cuarzo (o cordierita-ortopiroxeno-cuarzo) como consecuencia de la retrogresin de granate.

Simplectitas de ortopiroxeno-plagioclasa (figura 5.6), por retrogresin de la asociacin Hbl+Grt.

Simplectitas de ortopiroxeno-espinela, formadas por reaccin entre olivino y plagioclasa.

Simplectitas de cuarzo vermicular y plagioclasa (mirmequitas).

Las simplectitas se desarrollan en dos disposiciones preferentes: (i) en los lmites entre va-rios minerales que reaccionan (bordes quelifticos), como en la figura 5.7, y (ii) asociadas con el reemplazo de un mineral primario por un par de fases secundarias, como en la figura 5.6. En ambos casos el mecanismo principal responsable de su formacin es la difusin, especialmente la difusin de borde de grano (ver apartado 5.2.8). La difusin progresa en la direccin del gra-diente de concentracin de cada elemento, que puede ser distinto. El funcionamiento simult-neo de la reaccin y la difusin hace que en las simplectitas el intercrecimiento adopte casi siempre la forma de inclusiones alargadas o elipsoidales perpendiculares al borde de reaccin (figura 5.7). Aunque todos los elementos influyen en el proceso de difusin, Al y Si son los dos elementos que suelen controlar el crecimiento de las simplectitas.

Figura 5.6. Simplectita de ortopiroxeno-plagioclasa por retrogresin de un porfidoblasto de granate, del que todava se conserva su contorno idiomorfo. El ortopi-roxeno aparece en negro y la plagioclasa en gris en este fotografa en ncoles paralelos. Tomado de Passchier y Trouw (1998), pg. 192.

Figura 5.7. Borde queliftico entre un cristal de hornblenda (derecha) y otro de granate (izquierda). Se han desarrollado dos simplectitas: una de tamao de grano grueso, que ocupa casi todo el espacio entre la hornblenda y el granate, com-puesta de plagioclasa (blanca, relieve bajo) y ortopiroxeno (gris, relieve alto), y otra de tamao de grano fino, en con-tacto con el cristal de granate de la izquierda, formada por plagioclasa, ortopiroxeno y espinela En ambas simplectitas la disposicin de los cristales de las fases que forman los intercrecimientos es perpendicular al borde de reaccin (que es aproximadamente vertical en la figura) Tomado de Pass-chier y Trouw (1998), pg. 190.

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5.1.2.5. Coronas (en rocas de alto grado)

Las coronas o texturas coronticas son especialmente comunes en los gneisses de grado alto, las granulitas y las eclogitas (figura 5.8). Estn formadas por un ncleo de un mineral completa-mente rodeado por una corona de otra fase o fases. Un ejemplo caracterstico de textura coron-tica en rocas metamrficas de grado alto es la presencia de granates con una corona de plagio-clasa y otra de ortopiroxeno, separando la plagioclasa del cuarzo de la matriz. Se trata de una textura de descompresin de muchas granulitas y se produce por la reaccin Grt + Qtz Opx + Pl. Se han descrito muchos otros tipos de coronas en las rocas metamrficas de alto grado, la mayor parte de ellas iguales a los crecimientos simplectticos del apartado anterior. Las coronas pueden ser mono- o biminerales y, en ocasiones, mltiples (varias capas concntricas con dis-tinta mineraloga). En las coronas multicapa es muy habitual que alguna de ellas est formada por un intercrecimiento simplecttico.

Al igual que las simplectitas, las coronas que se desarrollan en las rocas metamrficas de grado alto se forman por la inestabilidad (retrogresin) de las asociaciones minerales formadas durante el pico trmico cuando la presin y la temperatura descienden durante el levantamien-to que transporta las rocas a la superficie. El proceso se inicia por el desequilibrio entre la fase que forma el ncleo y los minerales que la rodean. La reaccin metamrfica que se pone en marcha genera una corona de nuevos minerales, formando una barrera que asla las fases en desequilibrio. Como ocurre en las simplectitas, la formacin de la corona se debe a la difusin local de los elementos de los reactantes, unos en la direccin del ncleo y otros en la direccin opuesta. Como las velocidades de difusin descienden rpidamente al disminuir de la tempera-tura, la formacin de las texturas coronticas slo es posible durante el metamorfismo de grado alto, justo despus del clmax metamrfico, antes de que la temperatura descienda y la difusin sea imposible o muy lenta.

Figura 5.8. Corona de granate (negro) separando un ncleo de plagioclasa (blanco) de la matriz de clinopiroxeno y anfbol en una granulita retrogradada. Tomado de Passchier y Trouw (1998), pg. 189.

5.1.3. Reemplazamiento: texturas del metamorfismo retrgrado

El metamorfismo retrgrado es un proceso que supone la desestabilizacin de las asociaciones minerales de temperaturas y presiones ms altas y su sustitucin por otras que son estables en condiciones de P y T ms bajas. Como la mayor parte de las reacciones de retrogresin requie-ren de agua o CO2, la presencia de una fase fluida es esencial para que se produzcan. La tabla 5.II resume los productos de retrogresin ms importantes durante el metamorfismo retrgrado de rocas ultrabsicas, metabasitas, rocas cuarzofeldespticas, rocas calcosilicatadas y metapeli-tas.

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Muchas rocas de metamorfismo regional muestran indicios de retrogresin durante el le-vantamiento posterior al clmax metamrfico que se manifiesta por la presencia de asociaciones minerales y texturas caractersticas. Esto sugiere que los fluidos, que haban desaparecido en las ltimas etapas del metamorfismo progrado, vuelven a estar presentes en el espacio intergranu-lar, aunque no en suficiente cantidad como para borrar por completo las texturas y las asocia-ciones minerales formadas durante el pico trmico.

La retrogresin tambin es importante en el metamorfismo de contacto y en el hidroter-mal, donde la fase fluida suele ser ms abundante que en el metamorfismo regional de grado alto y la duracin de la perturbacin trmica es mucho menor. Los principales factores que controlan el tipo de alteracin que se produce son la composicin y mineraloga de la roca enca-jante, la composicin de la fase fluida y su temperatura. En muchos casos la alteracin que se produce no es isoqumica y el proceso tiene lugar en un sistema abierto en el que hay importan-tes prdidas y ganancias de elementos (metasomatismo). Las alteraciones metasomticas ms comunes en estos ambientes son la alteracin potsica (como la sericitizacin), por ganancia de potasio, la alteracin propiltica, que supone una cloritizacin intensa de la roca y la alteracin argiltica, que da lugar a la formacin de minerales de la arcilla.

5.1.3.1. Texturas de retrogresin

Las coronas y los bordes de reaccin son claros signos de desequilibrio entre ciertas fases en una asociacin mineral. En las metapelitas y metabasitas en facies de anfibolitas o de esquistos verdes, las coronas de minerales hidratados son comunes. Se reconocen mejor alrededor de porfidoblastos, por desequilibrio entre estos y los minerales de la matriz debido a cizalla, des-compresin o enfriamiento. Si la reaccin de reemplazamiento continua, se puede producir la sustitucin completa de la fase de alta P-T por otra de menor P-T, dando lugar a lo que se cono-ce con el nombre de seudomorfo (o pseudomorfo). Un seudomorfo es un mineral que ha sido completamente sustituido por otro u otros minerales pero que conserva su contorno original. La figura 5.9 muestra una etapa muy avanzada en la sustitucin seudomrfica de un cristal de estaurolita por un agregado de cristales de moscovita.

Figura 5.9. Reemplazamiento de un porfidoblasto de estaurolita (gris oscuro, de relieve alto, en el centro) por un agregado de cristales de moscovita (gris claro) en un esquisto con biotita y estaurolita. Cuando se complete el reem-plazamiento el resultado final es un seudomorfo de estaurolita. Tomado de Passchier y Trouw (1998).

Las coronas, los bordes de reaccin y los seudomorfos son las texturas ms caractersticas de la retrogresin. Otras texturas que tambin indican retrogresin, aunque en menor escala, son los reemplazamientos de ncleos y los reemplazamientos zonales. La alteracin zonal es especialmente comn en los cristales de plagioclasa gneos e indica que ciertas zonas de la pla-gioclasa estn en desequilibrio con el fluido de la matriz y son, por tanto, ms susceptibles de alteracin. En estos casos el fluido accede a la parte central de los cristales a travs de microfrac-turas y planos de exfoliacin. Los feldespatos, los anfboles y las micas son particularmente aptos para este tipo de alteracin.

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Tabla 5.II. Reacciones de retrogresin comunes en las diferentes categorias composicionales de las rocas metamrficas. Segn Barker (1998), pg. 102.

Mineral inicial Producto de la retrogresin Observaciones

Rocas ultramficas

Olivino serpentina Si los fluidos son ricos en H2O. magnesita Si los fluidos son ricos en CO2. Enstatita (Cpx-Mg) antofilita Opx y/o olivino talco serpentina

Metabasitas Plagioclasa clcica plagioclasa-Na + epidota Retrogresin muy comn de la facies anfibolita

a la facies de esquistos verdes (fluidos ricos en H2O).

ceolitas Comn en el metamorfismo de enterramiento y en el de fondo ocenico.

sericita/moscovita En las metabasitas esta retrogresin requiere el aporte de K+.

calcita Si los fluidos son ricos en CO2. escapolita En el metamorfismo hidrotermal con fluidos

ricos en CO2. Cpx hornblenda/actinolita Opx (hiperstena) hornblenda/actinolita Hornblenda actinolita clorita biotita Normalmente asociado al aporte de K+. Anfbol sdico (glaucofana) actinolita Granate clorita Ilmenita o rutilo esfena

Rocas cuarzofeldespticas Feldespato potsico sericita/moscovita/pirofilita minerales de la arcilla Plagioclasa sericita epidota Biotita clorita

Rocas calcosilicatadas Forsterita serpentina Anortita epidota sericita carbonatos Diopsido tremolita-actinolita Tremolita talco

Metapelitas Granate clorita y/o biotita Estaurolita sericita sericita + clorita Andalucita, sillimanita, distena sericita/mica blanca Cordierita pinnita (mezcla microcristalina

de sericita y clorita)

Cloritoide clorita sericita Biotita clorita Ilmenita esfena

Cuando se estudian los porfidoblastos al microscopio petrogrfico no siempre es sencillo decidir si las inclusiones de grano fino dentro de ellos representan productos de alteracin (y por tanto un signo de retrogresin) o inclusiones propiamente dichas incorporadas por el por-fidoblasto durante su crecimiento. Hay dos caractersticas que pueden ser tiles para decidir entre una opcin y otra: (1) los productos de alteracin de grano fino no suelen tener contornos

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bien definidos cuando se observan con el microscopio petrogrfico, mientras que las inclusio-nes si los tienen, aunque sean de pequeo tamao; (2) los productos de alteracin suelen tener un parentesco qumico con el mineral al que estn alterando (por ejemplo, sericita por feldespa-to potsico), mientras que los minerales incorporados durante el crecimiento por un porfido-blasto suelen ser qumicamente muy diferentes.

5.1.3.2. Tipos de retrogresin y reemplazamientos

Serpentinizacin. La serpentina es el producto de alteracin por excelencia del olivino y la ser-pentinizacin de las rocas ultramficas ha recibido mucha atencin en la literatura petrolgica. Este tipo de alteracin tiene lugar en ambientes geolgicos diversos, entre los que destacan el metamorfismo de fondo ocenico, las zonas de cizalla desarrolladas durante las orogenias y las las aureolas de metamorfismo de contacto en las que se produce una importante infiltracin de fluidos acuosos. La adicin de agua es esencial para la serpentinizacin y en general sta tiene lugar a temperaturas menores de 500 C y casi siempre menores de 350 C. Si la masa permane-ce constante durante el proceso, se produce un importante incremento de volumen (de entre un 35 y un 45%). La reaccin bsica puede escribirse en la forma

2 Forsterita + 3H2O Serpentina + Brucita

si lo que se serpentiniza es olivino y en la forma

3Enstatita + 2H2O Serpentina + SiO2 si es piroxeno. Si el olivino o el piroxeno originales contienen algo de hierro, que es lo ms nor-mal, la magnetita es un producto adicional de esta reaccin.

Uralitizacin. Es el trmino que se aplica al reemplazo de los piroxenos gneos primarios por anfbol (tpicamente tremolita, actinolita u hornblenda). El reemplazo se suele producir en los mrgenes de los plutones cuando los fluidos magmticos tardos interaccionan con las zonas de la intrusin que ya han solidificado. Un proceso similar ocurre durante el metamorfismo regio-nal orognico. La roca resultante recibe el nombre de epidiorita y en ella los piroxenos han sido completa o parcialmente sustituidos por anfbol verde. Es necesaria la entrada de fluidos para que se produzca la uralitizacin (los piroxenos son minerales anhidros, mientras que los anfbo-les son fases hidratadas). La textura gnea se conserva, lo que indica que los esfuerzos desviato-rios han sido nulos durante la alteracin. Si estos esfuerzos desviatorios son importantes, con-juntamente con la formacin de anfbol se crea una esquistosidad y la roca as formada recibe el nombre de esquisto verde.

Cloritizacin. El reemplazamiento masivo de la mineraloga original por clorita requiere de un importante influjo de fluidos acuosos. Este tipo de retrogresin se asocia comnmente con la alteracin hidrotermal de roca mficas. Los fluidos acuosos estn siempre presentes, pero el tipo especfico de reaccin que se produce depende de la composicin qumica de la roca y de los fluidos. Si la biotita es uno de los reactantes, el potasio liberado pasa a solucin y se puede usar para formar sericita en otras partes de la roca.

Sericitizacin. La alteracin del feldespato potsico, la plagioclasa, los aluminosilicatos, la es-taurolita o la cordierita a un agregado de grano muy fino de mica blanca (denominada genri-camente sericita) es una caracterstica muy habitual de las rocas cuarzofeldespticas retro-gradadas y de las metapelitas. Esta sericitizacin es especialmente comn en el metamorfismo hidrotermal y en la zonas de cizalla desarrolladas en facies de esquistos verdes. La forma bsica de la alteracin feldespato potsico sericita es:

3 Feldespato potsico + 2H+ Sericita + Cuarzo + 2K+.

Cuando la concentracin de H+ aumenta con respecto a la de K+, la reaccin anterior se despla-za hacia la derecha y la sericita comienza a formarse a expensas del feldespato potsico.

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Saussuritizacin. Supone una liberacin de Ca de las plagioclasas clcicas para dar lugar a una plagioclasa ms sdica y una gran cantidad de inclusiones de grano fino de minerales del gru-po de la epidota (junto con sericita y algo de calcita). Este tipo de alteracin es comn durante la retrogresin en facies de esquistos verdes y durante el metamorfismo hidrotermal. En la saussuritizacin de las rocas gneas, donde la plagioclasa est zonada, se suele alterar nica-mente el ncleo clcico de los cristales de plagioclasa, quedando el resto sin alterar.

Metasomatismo sdico y calco-sdico. El metasomatismo sdico se ha descrito en varios am-bientes geolgicos. Se caracteriza por un intercambio de Na por Ca o K y el cambio mineralgi-co ms caracterstico es la neoformacin de albita y el reemplazamiento del feldespato potsico original por albita (albitizacin). Otros cambios mineralgicos asociados a la albitizacin, que dependen de la naturaleza del fluido metasomatizante y de las condiciones de P-T, son la con-versin de los feldespatos en ceolitas (ceolitizacin), el reemplazamiento por escapolita (esca-politizacin) y la conversin a epidota (epidotizacin).

5.2. Texturas debidas a recristalizacin y deformacin

La deformacin de las rocas metamrficas se produce por la actuacin de gran cantidad de mecanismos, casi todos ellos a pequea escala (de granos individuales o menores). El mecanis-mo particular implicado en cada caso depende tanto de factores intrnsecos como extrnsecos. Entre los primeros destacan la mineraloga, la composicin de la fase fluida, el tamao de gra-no, la orientacin preferente cristalogrfica, la porosidad y la permeabilidad; y entre los factores extrnsecos (o ambientales) estn la temperatura, la presin litosttica, el esfuerzo desviatorio, la presin de fluidos y la velocidad de deformacin.

En esta seccin vamos a introducir los mecanismos de deformacin ms importantes que afectan a las rocas metamrfica y lo vamos a hacer en una secuencia que va de temperaturas bajas y velocidades de deformacin altas a temperaturas altas y velocidades de deformacin bajas. Prestaremos especial atencin a las texturas que se desarrollan como consecuencia de la actuacin de cada mecanismo particular, para mostrar cmo el estudio de las texturas en lmi-na delgada puede usarse para identificar los procesos de deformacin que han actuado. Las caractersticas visibles dentro de los granos minerales reciben el nombre de texturas de deforma-cin intracristalina.

5.2.1. Los mecanismos principales

Davis y Reynolds (1996) agrupan los mecanismos de deformacin en cinco categoras generales: (1) microfracturacin, cataclasis y deslizamiento friccional; (2) maclado mecnico y kinking; (3) creep por difusin; (4) creep por disolucin; y (5) creep por dislocacin. Estos mecanismos suelen actuar al mismo tiempo que otros procesos importantes, como la recuperacin y la recris-talizacin. Los procesos de deformacin, cuando actan solos, dan lugar a rocas ms deforma-das que las rocas de partida. Por el contrario, los procesos de recuperacin y recristalizacin dan lugar a rocas menos deformadas, con minerales cuyas redes cristalinas contienen menos defectos.

Durante la deformacin de una roca se produce una competencia entre los procesos que provocan la distorsin de la red cristalina de los minerales constituyentes y los procesos de recuperacin y recristalizacin, que tienden a restaurar el orden. El efecto resultante de la ac-tuacin de estos procesos antagnicos depende de la importancia relativa de cada uno de ellos e, indirectamente, de parmetros tales como la temperatura y la velocidad de deformacin. En trminos generales, las temperaturas altas y la presencia de una fase fluida intergranular favo-recen los procesos de recuperacin y de recristalizacin, mientras que las velocidades de de-

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Figura 5.10. Mapa de mecanismos de deformacinsimplificado en el que se muestran las condiciones aproximadas de temperatura y esfuerzo diferencial a las que cada mecanismo de deformacin domina. Los mecanismos de deformacin que se han distinguido y que se tratan en las secciones siguientes son (de temperaturas bajas y esfuerzos diferenciales altos a temperaturas altas y esfuerzos diferenciales bajos): fractura y cataclasis; creep por disolucin y maclado mecnico; creep por dislocacin; y creep por difusin (con sus dos variantes de difusin de borde de grano y difusin volumtrica). Segn Davis y Reynolds, 1996, p. 162.

formacin altas favorecen los procesos de distorsin de la red cristalina. En lmina delgada slo suelen quedar preservadas las microtexturas relacionadas con las ltimas fases de actuacin de estos procesos competitivos, justo antes de que la temperatura descienda lo suficiente o la velo-cidad de deformacin caiga por debajo de un umbral lmite y las microtexturas queden conge-ladas en la roca.

Una forma muy conveniente de ilustrar las condiciones fsicas en las que un mecanismo de deformacin particular es el dominante es por medio de los mapas de mecanismos de defor-macin, que normalmente representan en forma de diagrama x-y la temperatura frente al es-fuerzo diferencial (o frente a otra variable). La figura 5.10 es un ejemplo simplificado de mapa de mecanismos de deformacin en el que las cinco categoras de mecanismos de deformacin se representan en diferentes regiones del espacio temperatura-esfuerzo diferencial. En el apartado 5.3.10 veremos con detalle cmo se construyen estos mapas.

La microfracturacin, la cataclasis y el deslizamiento friccional implican la formacin, crecimiento y unin de microfracturas y el deslizamiento friccional a favor de dichas microfrac-turas o de bordes de grano. El resultado es la formacin de rocas muy fracturadas y brechifica-das.

El maclado mecnico y el kinking son dos mecanismos de deformacin menos agresi-vos que la cataclasis y el deslizamiento friccional. La deformacin se produce por flexin de la red cristalina, no por rotura.

Los tres tipos de creep nombrados arriba tienen un origen distinto, aunque en los tres ca-sos se produce un cambio en la forma y el tamao de los cristales en respuesta a la actuacin de esfuerzos dirigidos. El creep por difusin cambia la forma y el tamao de los cristales por el movimiento de tomos y vacancias en el interior de los cristales y a lo largo de los bordes de grano. El creep por disolucin cambia la forma y el tamao de los cristales por disolucin y re-precipitacin de material, ayudado por la presencia de fluidos en los bordes de grano o en los poros de la roca. Este tipo de creep tambin se denomina disolucin por presin. El creep por dislocacin, que es el mecanismo de deformacin por excelencia, opera por deslizamiento in-tracristalino (movimiento de dislocaciones) de la red de los minerales.

5.2.2. Microfracturacin, cataclasis y deslizamiento friccional

La microfracturacin, la cataclasis y el deslizamiento friccional son todos ellos mecanismos de deformacin frgil que operan a la escala de granos y subgranos. Las microgrietas (microcracks en ingls) individuales, en respuesta a la actuacin de esfuerzos, se forman, propagan y se unen

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para dar lugar a microfractuas y fracturas de mayores dimensiones. Las microgrietas se abren en tensin y pueden acomodar deformacin por deslizamiento friccional. En las fallas y las zonas de falla, que se caracterizan por el desarrollo masivo de microgrietas y fracturas, el ta-mao de grano de una roca puede reducirse dramticamente por cataclasis y el material des-menuzado moverse por flujo cataclstico, de modo similar a como lo hara un conjunto de canicas.

5.2.2.1. Formacin de microgrietas

En experimentos de deformacin de rocas a baja temperatura, las rocas son capaces de acomodar deformaciones elsticas de menos del 1% antes de fracturarse. El esfuerzo diferencial al que se fracturan las rocas en estos experimentos est muy por debajo de la resistencia terica de los minerales que las componen. Esto es as porque las predicciones tericas de la resistencia no tienen en cuenta la presencia de microgrietas, que son defectos planares submicroscpicos. Las microgrietas concentran los esfuerzos cerca de sus extremos, haciendo que los alrededores de las microgrietas sientan un esfuerzo que es mayor (y puede ser mucho mayor) que el es-fuerzo externo aplicado. La mayor parte de las microgrietas se producen en zonas donde exis-ten defectos previos, como lmites de grano, inclusiones, poros, maclas, dislocaciones u otras microgrietas previas. En el nivel atmico, la formacin y crecimiento de las microgrietas supone la rotura de enlaces atmicos.

El esfuerzo que provoca la formacin de microgrietas puede ser tectnico, gravitatorio o trmico. El calentamiento y enfriamiento provocan que minerales vecinos se expandan o con-traigan de manera diferente (en funcin del coeficiente de expansin trmica) provocando la aparicin de puntos de concentracin de esfuerzos. Si esta concentracin es suficientemente grande, se formar una microgrieta en el punto de concentracin. En granitos, por ejemplo, la diferencia en los coeficientes de expansin trmica del cuarzo y el feldespato es la causa princi-pal de la aparicin de microgrietas. Las rocas sin cuarzo tienden a poseer menos microgrietas que las rocas con cuarzo, debido al elevado coeficiente de expansin trmica de ste.

El enterramiento y la erosin tambin generan microgrietas, no slo debido a los cambios de temperatura asociados con los cambios de profundidad, sino tambin por el efecto de carga y descarga gravitatoria. Conforme una roca es enterrada, la presin confinante aumenta y los granos que la componen se acercan unos a otros debido a la compactacin. Aparecen concen-traciones de esfuerzo en los contactos entre los granos, especialmente donde los granos se in-dentan con los vecinos. Las microgrietas preexistentes, en especial aquellas cuyo plano es hori-zontal, tienden a cerrarse durante el enterramiento y a abrirse durante el desenterramiento (por levantamiento o erosin).

Las microgrietas tambin se forman como resultado de los esfuerzos tectnicos, sobre todo cerca de microgrietas previas y contactos entre granos. Cuando la deformacin es semi-frgil o dctil, la concentracin de esfuerzos se puede producir cuando la propagacin de dislocaciones encuentra un obstculo como un borde de grano, una cavidad u otra dislocacin. La microgrie-ta se forma cuando el movimiento de la dislocacin no puede acomodarse por deformacin elstica de la red cristalina.

5.2.2.2. Microgrietas y fracturas a escala de grano

Las microgrietas se suelen subdividir en tres tipos: intragranulares, intergranulares y transgra-nulares (Kranz, 1983). Las microgrietas intragranulares afectan a un slo grano y suelen apare-cer a favor de planos de exfoliacin. Se forman cuando la resistencia del grano es menor que la del lmite de grano. Las microgrietas intergranulares crecen a favor de los lmites de grano y se propagan entre granos en vez de atravesndolos. La presencia de grietas intergranulares evi-dencia que los contactos entre granos han sido ms fciles de fracturar que los granos adyacen-tes. Son ms comunes en rocas de grano fino, ya que en las rocas de grano grueso no es energ-ticamente favorable para un microgrieta rodear un grano de gran tamao. Las grietas trans-

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granulares afectan a varios granos adyacentes y a sus respectivos lmites de grano. Varios fac-tores favorecen la formacin de este tipo de microgrietas, incluyendo lmites de grano muy resistentes y orientaciones similares de los planos de exfoliacin en granos vecinos.

Los tres tipos de microgrietas pueden coexistir en una roca debido a la diversidad de mi-nerales, orientaciones cristalogrficas, texturas y microestructuras presentes en las rocas. Las fracturas que se observan en muestra de mano o en el afloramiento se han formado por la unin de muchas microgrietas, ms que por la propagacin de una sola fractura de menor lon-gitud. Slo en condiciones de esfuerzos puramente extensionales se da el caso de una micro-grieta que crece y se propaga para dar lugar a una fractura de grandes dimensiones.

5.2.2.3. Cataclasis y flujo cataclstico

Cataclasis es la fractura frgil penetrativa y granulacin de las rocas, normalmente en fallas y zonas de falla. Produce un agregado de fragmentos de roca muy fracturados inmersos en una matriz de granos de menores dimensiones todava. Una vez formado, este agregado de granos desmenuzados es capaz de fluir por fracturacin repetida, deslizamiento friccional y rotacin rgida de granos y fragmentos de roca. A este proceso se le denomina flujo cataclstico. Aun-que el flujo es producido por un mecanismo de deformacin frgil a escala de granos y subgra-nos, puede parecer homogneo (dctil) en distancias de centmetros a cientos de metros.

El flujo cataclstico es similar al flujo granular que se produce por deslizamiento y roda-miento de partculas en sedimentos poco consolidados. Sin embargo, en el flujo granular la mayor parte de los granos permanecen intactos en lugar de sufrir repetidas fracturas como en el flujo cataclstico. El flujo granular slo se produce cuando los lmites de grano son mucho ms dbiles que los granos individuales y cuando la presin confinante efectiva es muy baja (cerca de la superficie o en zonas con elevada presin de fluidos). La microfracturacin y la cataclasis implican esfuerzos diferenciales mayores que la resistencia de las rocas, mientras que el flujo granular se produce en rocas de cohesin baja o nula.

La cataclasis tiene como resultado la disminucin progresiva del tamao de grano, conforme los granos de mayores dimensiones se fragmentan para dar granos menores. Tambin tiene como resultado una disminucin de la seleccin ya que se crean granos cada vez ms pequeos pero sin que desaparezcan los de dimensiones mayores. Adems, la cataclasis generalmente produce un aumento de volumen de la roca, proceso que se denomina dilatancia, conforme se crea nuevo espacio poroso entre los fragmentos que se generan por fractura. La causa principal de la fracturacin que se produce durante la cataclasis se debe a concentraciones de esfuerzos alrededor de los bordes de las microgrietas y en los contactos entre granos.

El aumento de presin dificulta la cataclasis y el flujo cataclastico, debido a la inhibicin del deslizamiento friccional y la dilatancia a presiones crecientes. Debido a ello, la cataclasis y el flujo cataclstico son importantes en las partes poco profundas de la corteza (< 10-15 km) y casi siempre asociadas a fallas o zonas de falla.

El flujo cataclstico se produce en condiciones de metamorfismo muy bajo o bajo y a velo-cidades de deformacin relativamente altas, aunque tambin depende del tipo de mineral y de la presin de fluidos (las presiones de fluidos altas favorecen el flujo cataclstico).

Las rocas deformadas dominantemente por flujo cataclstico (a escala de granos minerales o mayor) reciben el nombre de brecha de falla (figura 5.11), harina de falla y cataclasita. Se caracterizan por estar muy fracturadas a todas las escalas y contener granos y fragmentos de roca angulares. La mayor parte de las rocas cataclsticas muestran un aspecto muy similar in-dependientemente de a la escala de observacin, desde el afloramiento al microscopio electr-nico. Se asocian a zonas de falla y muestran una transicin gradual o brusca a la roca sin de-formar conforme nos alejamos del plano de falla. Durante el flujo cataclstico se crean huecos (dilatancia) que son rellenados por material que precipita en forma de venas y que posterior-mente tambin se ve afectado por el proceso de cataclasis. Como consecuencia, muchas catacla-

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sitas contienen abundantes fragmentos de cuarzo y carbonato precipitado originalmente en venas.

5.2.2.4. Evidencias texturales en lmina delgada de flujo cataclstico

En lmina delgada, las zonas de flujo cataclstico pueden confundirse con zonas de cizalla for-madas por material recristalizado dinmicamente (ver apartado 5.3.7). Una cataclasita se dife-rencia de una roca deformada y recirstalizada por (figura 5.11): (1) una variacin mayor en el tamao de grano, (2) la presencia de granos con contornos angulosos y bordes rectos, y (3) la presencia de fragmentos de roca policristalinos. Los granos constituyentes no presentan ningu-na orientacin preferente mineral cuando los fragmentos son de minerales equidimensionales como el cuarzo o el feldespato. En algunos casos, el material cataclstico ha recristalizado des-pus de la deformacin y entonces la distincin es imposible. Los criterios pticos pueden ser insuficientes para identificar una roca como cataclasita, en cuyo caso es necesario utilizar un microscopio electrnico de transmisin.

Figura 5.11. Brecha de falla cohesiva formada sobre cuarcitas. Se observan fragmentos angulosos de todos los tama-os. Longitud de la foto: 8 mm. Ncoles paralelos (tomado de Passchier y Trouw, 1998)

5.2.3. Maclado mecnico y kinking

5.2.3.1. Maclado mecnico

El maclado mecnico es un mecanismo de deformacin que provoca la flexin (doblado), ms que la rotura, de la red cristalina de los minerales. En el caso ms simple, una macla mecnica se forma cuando la red cristalina de un mineral se somete a un esfuerzo de cizalla simple para-lelo a un plano cristalogrfico favorable. La red cristalina a un lado del plano de macla sufre una deformacin de cizalla de un determinado ngulo por rotacin con respecto a la red crista-lina del otro lado del plano. Despus del maclado cada parte del cristal termina siendo una imagen especular de la otra. El grado de flexin de la red (y por tanto el ngulo de rotacin) est limitado por la estructura cristalina del mineral. El maclado mecnico es especialmente comn en la calcita y la plagioclasa, minerales que poseen una estructura cristalina apropiada para este tipo de deformacin.

Comparadas con las maclas primarias que se producen durante el crecimiento de un cris-tal, las maclas mecnicas son ms lenticulares y tiendes a acuarse dentro del cristal (figura 5.12).

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5.2.3.2. Condiciones que favorecen el maclado mecnico

Son necesarias dos condiciones para que se genera una macla mecnica: (1) debe existir al me-nos un plano reticular vulnerable sobre el que se produzca la cizalla o la rotacin; y (2) dicho plano debe estar orientado de forma que el esfuerza de cizalla resuelto sobre l sea suficiente para deformar la red cristalina. El maclado mecnico no es especialmente sensible a la presin confinante ya que este proceso no implica deslizamiento friccional o dilatancia. Adems, la facilidad para producir maclas tampoco vara mucho con la temperatura ya que no depende de ningn mecanismo trmicamente activado1. Lo que s que afecta al maclado es el esfuerzo dife-rencial, que debe ser suficientemente alto como para ser capaz de deformar por flexin la red cristalina.

El maclado es un proceso relativamente rpido, pero la cantidad de deformacin de cizalla que puede acomodarse por este mecanismo est limitado por la cristalografa de cada mineral. Los enlaces atmicos slo pueden rotarse una cierta cantidad antes de romperse. Una vez que la red cristalina ha sido rotada el nmero de grados necesario (y ptimo) para formar la macla, ya no puede acomodar ms deformacin por este mecanismo. Cualquier deformacin adicional debe producirse por la actuacin de un mecanismo distinto al maclado mecnico.

Figura 5.12. Cristal de plagioclasa con maclas de deformacin. Obsrvese cmo las maclas se concentran en la zona del cristal que ha sufrido la mxima deformacin. En este caso la deformacin ha producido finalmente la rotura del cristal de plagioclasa. Ncoles cruzados. Longitud de la barra: 100 m.

5.2.3.3. Kinking

El kinking, como el maclado mecnico, supone una flexin de la red cristalina, utilizando planos de debilidad. Suele afectar a bandas discretas dentro de un cristal y en lmina delgada esto se observa por un ngulo de extincin distinto al del resto del mineral (bandas de extincin). Las micas y otros minerales planares son especialmente fciles de deformar por kinking, sobre todo cuando se someten a acortamiento en una direccin paralela a los planos de exfoliacin. La rotacin de la red cristalina durante el kinking no esta limitada a un ngulo especfico, dictado por restricciones cristalogrficas como en el caso de las maclas mecnicas, y puede acomodar por tanto deformaciones mayores.

1 Un mecanismo trmicamente activado es aqul que depende de la temperatura de forma exponencial, de manera que un pequeo incremente en la temperatura supone un gran cambio en la velocidad a la que dicho mecanismo opera. La difusin de tomos y vacancias en la red de un cristal es un ejemplo tpico de mecanismo trmicamente activado.

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5.2.3.4. Evidencias texturales en lmina delgada del maclado mecnico y el kinking

Las maclas de deformacin se suelen distinguir de las maclas de crecimiento por su forma: las primeras tienen forma de cua, mientras que las segundas son rectas y con escalones. Las ma-clas mecnicas suelen estar restringidas a una parte del cristal, cerca de las zonas que han sufri-do una concentracin de esfuerzos mayores (figura 5.12), y esto suele ocurrir en los bordes de los cristales, donde entran en contacto con los granos vecinos. Las maclas de crecimiento, por el contrario, es ms comn que afecten a todo el cristal. En la plagioclasa es normal encontrar ambos tipos de maclas. En la calcita la mayor parte de las maclas son mecnicas y en este caso suelen acuarse hacia el borde de los cristales. En particular, las maclas mecnicas de la calcita se han utilizado para estimar la temperatura y la cantidad de deformacin sufrida por una roca: las maclas finas y rectas indican temperaturas bajas (menos de 200 C) y deformaciones peque-as, mientras que las maclas gruesas y curvadas indican temperaturas ms altas (ms de 200C) y deformaciones ms grandes.

El kinking, como ya se ha dicho, se pone de manifiesto en lmina delgada por medio de bandas de extincin, que tienen un ngulo de extincin distinto al del resto del cristal. En los minerales planares con exfoliacin basal buena, como las micas, el kinking se manifiesta como una serie de micropliegues de charnela angulosa (figura 5.13).

Figura 5.13. Kink en una cristal de moscovita. Obsrvese el cambio brusco de direccin de las lneas de exfoliacin. Ncoles cruzados. Longitud de la barra: 100 m.

5.2.4. Creep por disolucin

El creep por disolucin o disolucin por presin se produce por la disolucin selectiva, el transporte y la reprecipitacin de material por medio del fluido intersticial presente en los lmi-tes de grano o en los poros entre granos. La presencia de este fluido aumenta mucho la eficien-cia con la que el material se puede transportar desde las zonas de esfuerzos elevados a las zo-nas de esfuerzos bajos. Cuando los granos de una roca estn sometidos a un esfuerzo diferen-cial, pueden cambiar de forma por disolucin, transporte y reprecipitacin del material asistido por la fase fluida. Este fluido intergranular es fundamental para que el mecanismo de creep por disolucin sea operativo.

5.2.4.1. Procesos del creep por disolucin

El creep por disolucin depende de tres procesos interconectados: disolucin de material en la fuente, difusin o migracin del material disuelto, y reprecipitacin (figura 5.14). Al ser some-

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tidos a un esfuerzo diferencial, los granos se disuelven con mayor facilidad en aquellos seg-mentos del borde de grano donde el esfuerzo compresivo es mayor. Estos segmentos son los que estn orientados casi perpendicularmente a la direccin del esfuerzo compresivo mayor y los que estn sometidos a indentacin por parte de granos vecinos (donde se produce una con-centracin del esfuerzo, figura 5.14). Esta disolucin no afecta por igual a todos los minerales, ya que unos son intrnsecamente ms solubles que otros. As, en las rocas carbonatadas impu-ras, la calcita se disuelve ms rpidamente que el cuarzo, las arcillas y los xidos de hierro. Del

mismo modo, los granos con impurezas y los que tienen su red cristalina daada por la actua-cin de otros mecanismos de deformacin son ms susceptibles a la disolucin que los granos sin impurezas ni defectos reticulares.

Figura 5.14. Granos rodeados de un fluido inter-granular, durante la diagnesis o el metamorfismo de grado muy bajo y bajo. En los puntos de contac-to entre granos el esfuerzo es mayor que en los dems puntos del borde del grano, tal y como se indica con el sombreado en (a). En (b) se muestra el cambio de forma que ha producido la disolucin por presin en los granos (el material precipitado se muestra en otro tono de gris). Obsrvese como los marcadores en (a) estn desplazados en (b). Tomado de Passchier y Trouw (1998), pg. 26.

Conforme los granos se disuelven, el fluido intergranular se enriquece en las especies qu-micas que los constituyen y este enriquecimiento es mayor cerca de los puntos donde la disolu-cin es ms rpida. Por el contrario, en los puntos donde los contactos entre granos son perpendiculares al menor esfuerzo compresivo la disolucin es mnima porque all las concen-traciones de esfuerzos son tambin mnimas. Estas diferencias en las velocidades de disolucin de unos puntos a otros provoca la aparicin de gradientes qumicos de concentracin dentro del fluido, lo que hace que las especies disueltas se muevan (por difusin o adveccin) desde los puntos de alta concentracin (centros de disolucin, donde los esfuerzos son altos) hacia los puntos de baja concentracin (centros de precipitacin, donde los esfuerzos son bajos). Esta migracin inducida por diferencias de esfuerzo recibe el nombre de transferencia en disolu-cin (solution transfer).

Existen muchas evidencias en las rocas de la actuacin del creep por disolucin. Los luga-res donde la roca ha experimentado una disolucin continuada estn marcados por estilolitos (figura 5.15) y por la acumulacin de material insoluble, como arcillas, micas, materia orgnica y xidos de hierro. El material disuelto precipita localmente como recrecimentos sobre minera-les preexistentes o como fibras en venas, sombras de presin y zonas abrigadas (figuras 5.16 a 5.18). Tanto los recrecimientos como las sombras de presin se forman en zonas protegidas cercanas a granos rgidos de mayor tamao, donde los esfuerzos son menores. Este proceso de disolucin y precipitacin selectiva sobre un mismo grano cambia la forma de los granos y re-fleja la orientacin de los ejes de esfuerzos durante el tiempo que el creep por disolucin estuvo activo.

En determinadas circunstancias el material disuelto puede ser transportado lejos de la fuente. Por ejemplo, es comn que el creep por disolucin est acompaado de reacciones me-tamrficas progradas, que liberan agua y otros voltiles. Este aumento neto del volumen de los fluidos puede hacer que stos sean transportados fuera del sistema, llevando con ellos las espe-cies disueltas. En estos casos la roca que est sufriendo disolucin por presin pierde volumen como consecuencia de la deformacin.

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Figura 5.15. Los estilolitos son estructuras que se forman por disolucin por presin en rocas monominerales como las calizas y las cuarzoarenitas. En la fotografa se observan varias trazas de estilolitos en una caliza muy recristalizada. La traza est marcada por una lnea oscura formada por impure-zas insolubles entre las que predominan los xidos de hierro y los minerales de la arcilla. Longitud de la escala: 200 m. Luz polari-zada y analizada.

Figura 5.16. Vena de cuarzo en una roca rica en turmalina. El cristal de cuarzo del centro ha sido cortado por la vena y estirado durante el crecimiento posterior de esta. Anchura de la fotografa: 4 mm. Luz polari-zada plana. Fotografa tomada de Passchier y Trouw (1998).

Figura 5.17. Zona abrigada compuesta por fibras de cuarzo y calcita alrededor de varios cristales de pirita en una pizarra calcrea. Anchura de la fotografa: 20 mm. Luz pola-rizada y analizada.. Fotografa tomada de Passchier y Trouw (1998).

Figura 5.18. Sombra de presin formada por cuarzo no fibroso alrededor de un porfido-blasto de granate en un micaesquisto. An-chura de la fotografa: 3.9 mm. Luz polari-zada y analizada. Fotografas tomadas de Passchier y Trouw (1998).

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5.2.4.2. Condiciones que favorecen el creep por disolucin

El creep por disolucin se da en un rango amplio de presiones y temperaturas (ver el mapa de mecanismos de deformacin de la figura 5.10), siempre que exista un fluido intergranular. Es parti-cularmente activo en condiciones diagenticas y de metamorfismo de grado bajo, donde los fluidos son abundantes y los mecanismos de deformacin tpicos de temperaturas ms altas (como el creep por difusin o por dislocacin) son ineficaces. El efecto de la disolucin por pre-sin es particularmente evidente en el desarrollo de la esquistosidad de crenulacin con dife

renciacin en bandas en condiciones metamrficas de grado bajo a medio y en el desarrollo de superficies estilolticas subhorizontales durante la diagnesis de rocas carbonatadas.

Una gran cantidad de rocas pueden sufrir creep por disolucin, pero las ms susceptibles son las litologas inmaduras, como lutitas margosas, margas y rocas carbonatadas impuras. Las rocas de grano fino son especialmente vulnerables al creep por disolucin.

El creep por disolucin opera a esfuerzos diferenciales bajos. Esto ha hecho que sea muy difcil realizar experimentos de creep por disolucin en los espacios de tiempo tan cortos tpicos de los experimentos de laboratorio.

5.2.4.3. Evidencias texturales en lmina delgada del creep por disolucin

La evidencia principal de la disolucin por presin es la presencia de objetos truncados, tales como fsiles, clastos detrticos o fenocristales idiomorfos y el desplazamiento de marcado-res planares (venas, bandeados, laminacin, etc.) a un lado y otros de determinadas superficies. En este ltimo caso hay que tener en cuenta tambin la posibilidad de movimientos de cizalla paralelos a la superficie de contacto. Si el contacto es irregular, el desplazamiento es muy pro-bable que se deba a disolucin por presin. Los planos en los que se ha producido disolucin por presin son casi siempre ricos en xidos de hierro opacos o material arcilloso, que perma-nece como residuo insoluble tras el proceso de disolucin. Un ejemplo espectacular de este fe-nmeno son los estilolitos (figura 5.15), que son superficies muy indentadas donde el material se ha disuelto de forma irregular, formando superficies interpenetradas. Los estilolitos se for-man principalmente en rocas carbonatadas.

El proceso opuesto, la precipitacin del material previamente disuelto, puede observarse en lmina delgada en forma de nuevos cristales, rellenos fibrosos en venas o rellenos fibrosos en sombras de presin y zonas abrigadas (figuras 5.16, 5.17 y 5.18). Los nuevos cristales se re-conocen por la ausencia de deformacin intracristalina, por su idiomorfismo y por sus maclas primarias (en oposicin a maclas de deformacin). Es comn la precipitacin del material pre-viamente disuelto en continuidad ptica con el sustrato, pero difcil de distinguir en lmina delgada con luz convencional (no as en catodoluminiscencia). La presencia de inclusiones ali-neadas marcando el borde antiguo del grano puede poner de manifiesto este tipo de recreci-mientos sintaxiales.

5.2.5. Creep por dislocacin

Los cristales contienen normalmente defectos, denominados defectos cristalinos, que se pue-den agrupar en dos categoras principales: defectos puntuales y defectos lineales. Los defectos puntuales son tomos extra (intersticiales) o tomos ausentes (vacancias) y los defectos lineales suelen ser debidos a la presencia de medio plano extra en la red cristalina. El final de tal se-miplano es lo que se conoce como una dislocacin de filo. Adems de dislocaciones de filo, en los cristales puede haber dislocaciones helicoidales, que son traslaciones de una parte del cris-tal sobre una distancia de uno o varios espaciados reticulares.

Una dislocacin se caracteriza por su vector de Burges, que indica la direccin y el des-plazamiento reticular mnimo producido por la dislocacin. El vector de Burges puede visuali-

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zarse dibujando un circuito cuadrangular alrededor de la dislocacin, de tomo a tomo, con un mismo nmero de tomos a cada lado. En un cristal sin defectos, este circuito es cerrado, pero alrededor de una dislocacin es un circuito abierto y la parte que falta para cerrarlo es precisamente el vector de Burgess.

La forma de un cristal no puede cambiarse permanentemente slo comprimindolo; de es-ta manera la distancia entre tomos en la red cristalina slo puede variarse en cantidades muy pequeas, dando lugar a deformacin elstica. Cuando el esfuerzo responsable de esta varia-cin en la distancia interatmica cesa, el cristal recupera su forma original. Para producir un cambio permanente en la forma de un cristal hay que cambiar la posicin relativa de sus to-mos o molculas. Esto se consigue mediante el movimiento de los defectos cristalinos a travs de la red cristalina, proceso que se conoce con el nombre de creep por dislocacin o deforma-cin intracristalina. Vacancias y dislocaciones son los dos tipos de defectos que ms contribu-yen a la plasticidad cristalina (es decir, a los cambios permanentes de forma), pero para produ-cir grandes deformaciones en un cristal deben crearse continuamente defectos nuevos, lo que se produce en zonas particulares de los cristales (en su interior o en su superficie), denominadas fuentes de vacancias y fuentes de dislocaciones.

Los defectos cristalinos responden a la aplicacin de un esfuerzo movindose. La defor-macin intracristalina por deslizamiento de dislocaciones es uno de los procesos que cambia permanentemente la forma de los cristales. Las dislocaciones tienen una orientacin particular con respecto a la red cirstalina y slo pueden moverse segn determinadas direcciones cristalo-grficas. La combinacin de un plano de deslizamiento y una direccin de deslizamiento dentro de ese plano (el vector de Burges de la dislocacin) recibe el nombre de sistema de desliza-miento. Los minerales ms comunes, como el cuarzo, el olivino, los feldespatos o la calcita, tienen varios sistemas de deslizamiento y ms de uno puede estar activo al mismo tiempo. Los sistemas activos en un momento determinado dependen de la direccin y la magnitud del es-fuerzo que acta sobre el cristal y del esfuerzo de cizalla crtico (CRSS: critical resolved shear stress) de cada sistema, c. Este esfuerzo crtico debe ser excedido para que el sistema de desli-zamiento se active y la dislocacin pueda moverse. La magnitud de c depende fuertemente de la temperatura y en menor medida de otros factores como la velocidad de deformacin, el es-fuerzo diferencial y la actividad qumica de ciertos componentes (sobre todo el agua), que in-fluyen en la resistencia de los enlaces interatmicos. Como consecuencia de estas dependencias, el nmero y tipo de sistemas de deslizamiento activos en un cristal cambia con el grado meta-mrfico y las condiciones de deformacin.

Cuando en un cristal se intersecan varios sistemas de deslizamiento, las dislocaciones pue-den enredarse, lo que dificulta su movimiento posterior. Tales nudos de dislocaciones pueden impedir el movimiento de las nuevas dislocaciones, que se amontonan detrs de las bloqueadas. El cristal se hace ms difcil de deformar y se endurece. Este proceso se denomina endurecimiento por deformacin. El endurecimiento por deformacin favorece la rotura frgil de la roca. Sin embargo, hay otros mecanismos de deformacin que permiten a la deformacin dctil continuar. Uno de los ms importantes es aquel que permite a una dislocacin superar un obstculo por el movimiento de las vacancias hacia la lnea de dislocacin, con lo que la dislocacin cambia de plano de deslizamiento. Este proceso se denomina ascenso de disloca-ciones.

Un efecto importante del creep por dislocacin es el desarrollo de una orientacin prefe-rente cristalogrfica (OPC o LPO: lattice-preferred orientation). Como las dislocaciones se mueven slo en planos cristalogrficos especficos, una roca que se deforma por movimiento de disloca-ciones puede desarrollar una orientacin preferente en los granos que la componen.

5.2.5.1. Evidencias texturales en lmina delgada del creep por dislocacin

Las dislocaciones individuales no pueden observarse con un microscopio petrogrfico, pero su efecto sobre la red cristalina de los minerales s. Una red cristalina con gran nmero de disloca-

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ciones del mismo tipo puede aparece ligeramente doblada; como consecuencia, el cristal no se extinguir homogneamente al observarlo con luz polarizada y analizada. Este efecto se conoce con el nombre de extincin ondulante (figura 5.19). La extincin ondulante puede ser de ba-rrido cuando lo que se produce es la flexin regular de todo el cristal, o irregular y parcheada cuando se asocia a microgrietas y microkinks, adems de nudos de dislocaciones. Se producen por deslizamiento de dislocaciones.

Otro efecto que es comn observar en cristales deformados a temperaturas bajas por creep por dislocacin son lamelas de relieve ptico elevado y con orientaciones preferentes que reci-ben el nombre de lamelas de deformacin (figura 5.20). Estas lamelas estn formadas por nu-dos de dislocaciones, subgranos elongados de pequeas dimensiones y cadenas de minsculas inclusiones que slo son visibles en el microscopio electrnico de transmisin. Las lamelas de deformacin son especialmente abundantes en el cuarzo, donde suelen tener una orientacin basal o sub-basal.

Finalmente, la presen

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