tema metapelitas

TEMA 6

Índice

EL METAMORFISMO REGIONAL BARROVIENSE DE LAS ROCAS PELÍTICAS .............173 6.1. INTRODUCCIÓN ............................................................................................................................173 6.2. ROCAS METAPELÍTICAS ................................................................................................................173 6.3. LUTITAS .......................................................................................................................................174

Composición química .....................................................................................................................175 Mineralogía ....................................................................................................................................176

6.4. CAMBIOS PRE-METAMÓRFICOS EN LOS SEDIMENTOS PELÍTICOS....................................................177 6.5. ZONAS MINERALES DE BARROW: METAMORFISMO PROGRESIVO A PRESIONES INTERMEDIAS .......177

Zona de clorita ...............................................................................................................................178 Zona de biotita ...............................................................................................................................179 Zona de granate .............................................................................................................................181 Zona de estaurolita.........................................................................................................................184 Zona de distena ..............................................................................................................................186 Zona de sillimanita.........................................................................................................................186 Reacciones por encima de la zona de sillimanita ..........................................................................187

6.6. RESUMEN .....................................................................................................................................188 BIBLIOGRAFÍA.....................................................................................................................................190

TEMA 6

El metamorfismo regional barroviense de las rocas

pelíticas

6.1. Introducción

Este tema tiene la intención de servir de ejemplo de cómo aplicar a un caso particular pero muy importante (el metamorfismo regional progresivo de las rocas pelíticas) los conceptos introdu-cidos en todos los temas anteriores.

El esquema zonal clásico descrito en el tema 2 para los Highlands escoceses y encontrado en muchas otras partes del mundo proporciona un ejemplo excelente de cómo la mineralogía de las rocas pelíticas puede variar con el aumento de la presión y la temperatura. Las asociacio-nes minerales que se suceden se resumen en la figura 6.1. Como ya se ha comentado en el tema 2 al tratar las series de facies metamórficas, se pueden observar otras asociaciones de minerales si el aumento de temperatura se produce a presiones más altas o más bajas que en el esquema zonal de Barrow (tipos Sanbagawa y Buchan, respectivamente), pero no las describiremos aquí.

6.2. Rocas metapelíticas

Las metapelitas son, probablemente, las familia de rocas metamórficas más distinguida. Entre las metapelitas están rocas tan conocidas y abundantes como los esquistos con clorita y distena, los micaesquistos con estaurolita y granate, los micaesquistos con cloritoide y granate, los es-quistos con distena y estaurolita, los gneises con biotita, granate y cordierita, los gneisses con biotita y sillimanita y las granulitas con ortopiroxeno y granate. Además, en las metapelitas se forman gran cantidad de minerales metamórficos fáciles de distinguir, como la estaurolita, el cloritoide, la distena, la andalucita, la sillimanita y la cordierita, entre otros.

Tema 6: Metamorfismo regional barroviense de las rocas pelíticas Petrología Endógena 2

En muchos terrenos metamórficos, estos minerales característicos muestran una distribu-ción espacial regular que puede relacionarse directamente con la intensidad del metamorfismo. Más aún, esta distribución espacial es común a casi todos los cinturones orogénicos y refleja un estilo metamórfico y una estructura general comunes para todos ellos. Las zonas minerales y los equilibrios de fase permiten en muchos casos un análisis muy fino de la intensidad y la na-turaleza del metamorfismo en un área determinada. Además, varios de los geotermómetros y geobarómetros mejor calibrados se pueden aplicar a asociaciones minerales típicas de las meta-pelitas y las redes petrogenéticas basadas en el sistema KFMASH (sistema que describe razona-blemente bien las rocas metapelíticas) se conocen con gran precisión. Por todo ellos, es de la máxima importancia conocer cómo cambia una roca lutítica conforme es sometida a presiones y temperaturas progresivamente más altas.

Clorita

Moscovita

BiotitaGranate (Alm)EstaurolitaDistenaSillimanita

Plagioclasa NaCuarzo

Zona declorita

Zona debiotita

Zona degranate alm

Zona deestaurolita

Zona dedistena

Zona de sillimanita

Zonametamórfica

aumento del grado metamórfico

LZM

Chl

LZM

Bt

LZM

Grt

LZM

St

LZM

Ky

LZM

Sil

Figura 6.1. Asociaciones minerales dentro de cada zona mineral en el metamorfismo regional barroviense de las rocas pelíticas pobres en Al de los Highlands escoceses (modificado de Bucher y Frey, 1993, pág. 100). Estas rocas no des-arrollan cloritoide.

6.3. Lutitas

Las metapelitas son rocas metamórficas derivadas de sedimentos ricos en minerales de la arci-lla, que se conocen con el término general de lutitas (sedimentos lutíticos cuando no están con-solidados y rocas lutíticas cuando lo están). En general, las lutitas se caracterizan por poseer un tamaño de grano fino (<62 µm) y una mineralogía dominada por los minerales de la arcilla y el cuarzo. Las lutitas con un tamaño de grano menor de 4 µm se denominan argilitas1 y las que tienen un tamaño de grano entre 4 y 62 µm, limolitas. El metamorfismo débil transforma las lutitas en pizarras. Los anglosajones usan el término shale para designar una roca lutítica no metamórfica que posee una buena fisilidad paralela a la estratificación. En castellano este tér-mino se ha traducido tradicionalmente por pizarra, pero es erróneo, ya que las pizarras son rocas metamórficas. Por desgracia, no existe un término castellano equivalente a shale.

1 Los anglosajones denominan argilita a una roca lutítica que ha sufrido una litificación muy importante y temperaturas en el límite entre la diagénesis y el anquimetamorfismo.

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Petrología Endógena 2 Tema 6: Metamorfismo regional barroviense de las rocas pelíticas

En la literatura metamórfica el término pelita se usa para designar un sedimento de grano muy fino rico en minerales de la arcilla y en este sentido es similar al término argilita. Las peli-tas desarrollan una sucesión de minerales muy característica durante el metamorfismo progre-sivo. Las lutitas con una elevada proporción de fracción de tamaño limo (las limolitas) son me-nos abundantes y además no desarrollan una secuencia de minerales tan característica. A estas rocas se les conoce con el nombre de semipelitas en el ámbito del metamorfismo (por ejemplo, gneisses semipelíticos). Las lutitas constituyen más del 60% de todas los rocas sedimentarias, de ahí su importancia.

Composición química

Las características composicionales de una pelita están bien representadas por el análisis de una lutita pelágica típica (tabla 6.I). El contenido en aluminio es muy alto (>16%), el hierro total (Fe2+ y Fe3+) puede llegar hasta el 10% y el magnesio está en torno al 3.5%, lo que da una fracción molar de hierro, FeO/(FeO+MgO), de 0.5-0.6. Por el contrario, el CaO es muy bajo (<1%). El contenido en agua de las pelitas es alto (unos 5 moles de agua por kilogramo de roca lutítica). Desde el punto de vista de un petrólogo metamórfico, esto es importante ya que esta agua, cuando se libera en reacciones progradas, ayuda a mantener el equilibrio químico. El metamor-fismo progrado de las rocas pelíticas empieza con éstas en su máximo grado de hidratación, lo que no suele ocurrir en rocas de otras composiciones (como las rocas ultramáficas y máficas). Existen todo tipo de transiciones entre lutitas y arenitas y lutitas y margas. Este tema trata sólo del metamorfismo de las rocas lutitas pobres en calcio.

Tabla 6.I. Composición química promedio de una lutita pelágica.

Óxido Porcentaje (en peso) SiO2 54.9 TiO2 0.78 Al2O3 16.6 Fe2O3 7.7 FeO 2.0 MgO 3.4 CaO 0.72 Na2O 1.3 K2O 2.7 H2O 9.2 CO2 - C -

Las rocas lutíticas, dependiendo de su contenido en aluminio, se pueden dividir en dos grandes grupos de forma muy útil para la descripción de la sucesión de asociaciones durante el metamorfismo progrado: las lutitas pobres en aluminio y las lutitas ricas en aluminio. La figura 6.2 es un diagrama AFM (proyectado desde moscovita, cuarzo y agua) en el que se muestran, además de los minerales más comunes en las metapelitas, los puntos correspondientes a ambos tipos de pelitas. Lo más importante a tener en cuenta de estas dos poblaciones de rocas lutíticas es que las lutitas ricas en Al se localizan por encima de la línea correspondiente a la clorita, mientras que las lutitas pobres en Al lo hacen por debajo. Esto hace que la sucesión de asocia-ciones minerales en un tipo y otro de metapelitas sea muy diferente, como veremos a continua-ción. En particular, las pelitas pobres en aluminio no desarrollan cloritoide durante el metamorfismo

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barroviense, mientras que las ricas en Al sí. Las lutitas del área clásica de los Highlands escoceses estudiada por Barrow son todas ellas pobres en Al y es por ello que no desarrollan cloritoide y sólo muestran algunas de las posibles asociaciones minerales durante el metamorfismo barro-viense.

Mineralogía

La mineralogía de las lutitas esta dominada, como ya se ha dicho, por los minerales de la arci-lla. Éstos son filosilicatos aluminosos de composiciones variadas. Los más importantes son la illita, la clorita, la caolinita, los minerales del grupo de la esmectita y los interestratificados illi-ta/esmectita y clorita/esmectita. El potasio se concentra en la illita, mientras que el hierro y el magnesio lo hacen en la clorita. Los filosilicatos suponen más del 50% del volumen de las rocas lutíticas. El cuarzo aparece en proporciones variables entre el 10 y el 30%, más en las limolitas que en las argilitas. En consecuencia, la mayor parte de las metapelitas tienen cuarzo libre, a pesar de que muchas reacciones metamórficas consumen cuarzo. A los filosilicatos y el cuarzo le siguen en abundancia los feldespatos, tanto detríticos como autigénicos, los óxidos e hidróxi-dos de hierro (hematites, limonita, goetita), los carbonatos (calcita y dolomita, que están ausen-tes en las pelitas sin Ca que describiremos en este tema), los sulfuros (pirita sobre todo) y el grafito.

granate

biotita

clorita

cloritoide

estaurolita

Sustitución Mg-Fe

Sustitución 2Al-SiMg

c ordierita

Lutitas pobres en Al

sillimanita, andalucita, distena, pirofilita

+ cuarzo+ moscovita+ H20

hacia Kf s

MF

A

Lutitas ricas en Al

Granitoides

Figura 6.2. Diagrama AFM proyectado desde cuarzo, moscovita y H2O en el que se muestra la posición de los mine-rales más comunes en las metapelitas y tres composiciones de rocas representativas: los granitoides las lutitas pobres en Al y las lutitas ricas en Al. Los granitoides quedan entre la biotita y el feldespato potásico (que se proyecta en el infinito) y es por eso que su composición mineralógica típica es Qtz+ Ms + Bt + Kfs y por lo que no suelen desarrollar durante el metamorfismo minerales como el granate, la estaurolita o el cloritoide. Las lutitas, por el contrario, se sitúan por encima de la biotita, lo que hace que durante el metamorfismo progresivo se vean involucradas en gran cantidad de reacciones químicas que cambian su mineralogía de forma espectacular. Las lutitas pobres en Al se sitúan por debajo de la clorita, mientras que las ricas en Al lo hacen por encima. Esto hace que la sucesión de asociaciones minerales en un tipo y otro de metapelitas sea muy diferente.

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6.4. Cambios pre-metamórficos en los sedimentos pelíticos

Durante la compactación y la diagénesis las rocas lutíticas se ven afectadas por numerosos cambios mecánicos y químicos. La elevada porosidad inicial (>50%) se reduce de forma conti-nua durante el enterramiento y la compactación y una lutita pre-metamórfica puede contener todavía una porosidad del 1-5% que está ocupada por un fluido acuoso (agua intraformacio-nal). En el tránsito diagénesis-anquimetamorfismo (unos 200°C y 6 km de profundidad) todos los minerales de la arcilla originales han sido reemplazados por illita (un precursor de las micas blancas potásicas) y por clorita. El ordenamiento cristalino de estos minerales, sobre todo de la illita, aumenta con la temperatura y la presión. De hecho, la “cristalinidad” de la illita se utiliza como geotermómetro en el tránsito al metamorfismo. La materia orgánica también modifica sus características con la temperatura, hasta desaparecer completamente reemplazada por grafito o sin dejar rastro por pérdida de CO2 (condiciones oxidantes) o CH4 (condiciones reductoras). La reflectividad óptica de la materia orgánica también se usa como indicador de temperaturas durante la diagénesis profunda y el metamorfismo de grado muy bajo. La compactación y la recristalización de los minerales de la arcilla durante el enterramiento producen una fisilidad muy característica en las rocas lutíticas premetamórficas. Esta fisilidad no está asociada a pro-cesos tectónicos, como es el caso de la esquistosidad pizarrosa, y es paralela a la estratificación. El término shale anglosajón hace referencia a este tipo de roca lutítica no metamórfica con fisili-dad.

Como consecuencia de todos estos cambios, las rocas lutíticas al comienzo del metamor-fismo han sido transformadas en pizarras. La mineralogía más típica de éstas incluye illita (moscovita), clorita, cuarzo, feldespatos (tanto feldespato potásico como albita) y sulfuros y grafito (ambiente reductor) o hematities (ambiente oxidante). La composición química se preserva durante todos estos cambios, a excepción del H2O, que disminuye su abundancia.

6.5. Zonas minerales de Barrow: metamorfismo progresivo a presiones intermedias

A continuación vamos a describir las asociaciones minerales características de cada zona mine-ral en el metamorfismo barroviense y las reacciones metamórficas que las generan. Como ya se comentó en el tema 2, el metamorfismo regional barroviense corresponde a una línea piezotér-mica particular equivalente a lo que Miyashiro (1961) denominó serie de facies metamórficas de presión media o serie de distena-sillimanita, ya que ésta es la transición que se produce en los aluminosilicatos al aumentar el grado metamórfico.

La figura 6.3 muestra dicha línea piezotérmica sobre un diagrama de facies metamórficas. La sucesión de cambios que vamos a describir corresponde a dicha línea. Para mostrar los cam-bios mineralógicos que se producen usaremos diagramas AFM proyectados desde cuarzo, mos-covita y agua como el que aparece en la figura 6.2. En cada uno de ellos señalaremos la tempe-ratura aproximada para la cual está dibujado. La presión correspondiente puede leerse direc-tamente de la línea piezotérmica de la figura 6.3. Por ejemplo, el diagrama AFM dibujado para T=500°C corresponde a una presión de 5 kbar.

La sucesión de cambios mineralógicos los iremos detallando simultáneamente en los dos grandes grupos químicos de rocas lutíticas: las lutitas pobres en aluminio (las más abundantes) y las lutitas ricas en aluminio. Algunos cambios serán comunes a ambos grupos, pero otros no. Al final, resumiremos todos los cambios en forma gráfica en las figuras 6.9 y 6.10.

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Asoc

iacion

es d

e tra

nsici

ón

16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Pres

ión

(kba

r)

Temperatura (ºC)

Profundidad aproximada (km

)DIAGÉN

ESIS

Esqu

istos

azule

s

Eclogitas

Prehn-Pump

Esquistosverdes

Ceolitas

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl Sanidinitas

Anfibolitas

Cor. Px

Ky Sil

And

Figura 6.3. Línea piezotérmica correspondiente al metamorfismo orogénico de tipo barroviense. Esta línea correspon-de a la serie de facies metamórficas de presión media o distena-sillimanita de Miyashiro (1961).

Zona de clorita

En la zona de clorita del metamorfismo barroviense (y en particular en la zona de clorita de los Highlands escoceses), las rocas pelíticas son pizarras de grano fino, a menudo con grafito (res-ponsable del típico color negro de muchas pizarras) y caracterizadas por poseer una esquistosi-dad pizarrosa que confiere una fisilidad perfecta a la roca a favor de dichos planos de esquisto-sidad. El pequeño tamaño de grano de estas rocas hace difícil su estudio con el microscopio petrográfico pero típicamente contienen clorita y moscovita fengítica, con cantidades variables de cuarzo, albita y minerales accesorios como pirita. En otras áreas las rocas pelíticas de la zona de clorita pueden llegar a ser filitas o incluso esquistos, de grano más grueso, y sus minerales pueden identificarse con mayor facilidad.

La mica blanca de grano muy fino que aparece en las metapelíticas de grado muy bajo (pi-zarras) reciben el nombre genérico de sericita y su constituyente dominante es la fengita, una variedad de moscovita en la que se ha producido una sustitución acoplada de Si4+ y Fe2+ (o Mg2+) por 2Al3+. En la moscovita el Al ocupa tanto posiciones octaédricas (AlVI) como tetraédri-cas (AlIV), mientras que el Si sólo ocupa posiciones tetraédricas y el Fe (y Mg) sólo posiciones octaédricas. Por tanto, la sustitución fengítica se puede escribir como:

(SiIV, FeVI) ↔ (AlIV, AlVI)

fengita moscovita

(Moscovita: K2Al6Si6O20(OH)4; Fengita: K2(Mg,Fe)0-2Al6-4Si6O20(OH)4). Aunque esta sustitución recibe el nombre particular de “fengítica”, no es otra cosa que la sustitución de Tschermack descrita en el tema 3.

La figura 6.4 muestra el diagrama AFM para la zona de clorita. La asociación1 clorita + fel- 1 En lo que sigue, al escribir las asociaciones minerales sólo se incluirán los minerales que aparecen en el diagrama AFM. Se sobreentiende que todas las asociaciones contienen también cuarzo y moscovita.

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despato potásico es estable para cualquier valor de la relación Fe/Mg y es la asociación caracte-rística de las pelitas pobres en Al y de las semipelitas (rocas cuyo protolito son las limolitas). Las rocas pelíticas ricas en Al, que se proyectan por encima de la línea de la clorita, contienen en esta zona caolinita (o pirofilita) + clorita. Es importante darse cuenta de que a este grado la clorita puede tener cualquier relación Fe/Mg, tal vez exceptuando las composiciones más férri-cas (el extremo próximo a F en el diagrama no toca a la línea FA).

A este grado no se ha formado todavía ningún mineral metamórfico típico y las asociacio-nes minerales contienen gran cantidad de minerales heredados de los sedimentos lutíticos ori-ginales (cuarzo, feldespato potásico, clorita, etc.), aunque algunos de ellos se han formado du-rante la diagénesis profunda.

clorita

caolinita, pirofilita

Kln+Chl

Chl+Kfs

+ cuarzo+ moscovita (illita)+ H20

hacia Kfs

MF

A

Figura 6.4. Diagrama AFM para la zona de clorita. Las pelitas ricas en Al desarrollan la asociación caolinita (o piro-filita)+clorita y las pelitas pobres en Al la asociación clorita+feldespato potásico. La clorita puede tener cualquier relación Fe/Mg, tal vez exceptuando las composiciones más férricas.

Zona de biotita

La isograda de reacción de la biotita es la primera isograda importante que aparece en el meta-morfismo regional barroviense de las rocas pelíticas. Con el aumento de grado, el diagrama composcional mostrado en la figura 6.4 se transforma en el que se muestra en la figura 6.5, que sirve para la parte inferior de la zona de biotita.

La definición de la zona de biotita no es tan simple como se pensó en un principio. Poste-riormente se ha visto que las rocas en las que aparece antes la biotita no son rocas pelíticas en sentido estricto, sino grauwacas con feldespato potásico detrítico y semipelitas pobres en Al. En estas rocas la biotita se forma según la reacción:

Feldespato potásico + clorita ↔ biotita + moscovita + cuarzo + H2O. (6.1)

Aunque se trata de una reacción continua que involucra seis fases y seis componentes (sistema KMFASH), parece que se produce en un rango estrecho de temperaturas ya que la asociación Kfs+Chl+Bt es muy poco habitual en las metapelitas de este grado (salvo en rocas de metamor-

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fismo retrógrado). En el diagrama AFM de la figura 6.5 esta reacción se manifiesta por la apari-ción del campo trifásico Bt+Chl+Kfs. Este triángulo aparece primero cerca del borde AF del diagrama (cuando la primera biotita que crece en muy férrica) y con el aumento de la tempera-tura se va desplazando hacia composiciones más magnésicas conforme la biotita cambia su composición en este mismo sentido. La figura 6.5b es un diagrama AFM para la parte alta de la zona de biotita, en el que se puede apreciar como el triángulo Bt+Chl+Kfs se ha desplazado hacia el polo M del diagrama como consecuencia del cambio de composición de la biotita. Este rápido deplazamiento del campo trifásico es el responsable de que la asociación Bt+Chl+Kfs no sea muy común en las metapelitas y que sea mucho más común la asociación Bt+Chl, que es la que posee la roca representada por el punto en los diagramas de las figura 6.5.

Pelitas pobres en Al

Las rocas pelíticas sensu estricto pobres en Al carecen de feldespato potásico y en ellas la biotita se forma a una temperatura ligeramente superior por medio de otra reacción discontinua:

fengita + clorita ↔ biotita + moscovita pobre en fengita + cuarzo + H2O. (6.2)

Nótese que la fengita y la moscovita pobre en fengita aparecen en lados opuestos de la reacción, pero esto es solamente por conveniencia al escribir la reacción. Como ya se dijo en el tema 4, en cada momento sólo existe una fase de mica blanca, más o menos rica en el componente fengíti-co, que cambia de composición desde el polo fengítico al polo moscovítico conforme la reacción avanza. Debido a esto, la reacción (6.2) se produce entre cinco fases y tiene tres grados de liber-tad (F=C-P+2=6-5+2=3). Dicho de otro modo, diferentes esquistos con moscovita-biotita-clorita equilibrados a la misma P-T (lo que fija dos de los tres grados de libertad) pueden poseer dife-rente porcentaje de sus minerales pero la composición química de cada uno de ellos no puede variar independientemente. La temperatura a la que la reacción anterior comienza depende del grado inicial de sustitución fengítica en la mica blanca y de la fracción molar de Mg (XMg) en la clorita y la mica blanca. Valores altos de componente fengítico y bajos de XMg favorecen la for-mación de biotita a temperaturas más bajas.

clorita

pirofilita+ cuarzo+ moscovita+ H20

hacia Kfs

MF

A

biotita

cloritoide

∼ ° 400 C

(a) (b)

clorita

distena

hacia Kfs

MF

A

biotita

cloritoide

∼ ° 450 C

Figura 6.5. diagrama AFM para la zona de biotita. El diagrama (a) corresponde a la parte baja de la zona de biotita (unos 400 grados centígrados) y el (b) a la parte alta (unos 450°C). Obsérvese que sólo las pelitas pobres en Al “ven” la isograda de reacción de la biotita. Por el contrario, la pelitas ricas en Al desarrollan cloritoide en lugar de biotita, por lo que para éstas la zona de biotita es sustituida por la zona de cloritoide. Esta es una diferencia fundamental entre las lutitas pobres y ricas en aluminio que se mantiene hasta el final de la zona de granate.

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Pelitas ricas en Al

Las pelitas ricas en Al no desarrollan biotita a estas temperaturas, sino mucho más tarde. Por contra, desarrollan cloritoide dentro de la zona de biotita (las asociaciones que se sitúan por encima de la clorita en la figura 6.5) según la reacción

clorita férrica + pirofilita ↔ cloritoide férrico + cuarzo + H2O. (6.3)

Es decir, en las pelitas ricas en Al la zona de clorita da paso a la zona de cloritoide, no a la zona de biotita. No se conoce la posición exacta de esta reacción en el espacio P-T, pero la asociación del cloritoide con la pirofilita hace que la reacción (6.3) tenga que producirse antes de que la pirofilita desaparezca para dar distena, lo que ocurre entre 420 y 450 °C en el metamorfismo barroviense, dentro de la zona de biotita. La reacción (6.3) es continua en el sistema KFMASH y se produce en un rango bastante amplio de temperaturas.

Zona de granate

El siguiente mineral en aparecer en la secuencia barroviense es el granate. A este grado las ro-cas son ya esquistos con un tamaño de grano lo suficientemente grueso como para ser identifi-cados sin problemas en lámina delgada, aunque el tamaño de grano exacto y la textura pueden variar de un área a otra. El límite de zona mineral del granate es muy fácil de cartografiar en el campo ya que el granate es bastante evidente (forma porfidoblastos) y aparece en una gran variedad de rocas (además de las pelitas) a un grado muy similar en todas ellas.


Una roca pelítica pobre en Al de la zona de granate tiene la asociación mineral típica Grt+Bt+Chl. La ilmenita y la magnetita pueden estar presentes, así como la epidota. Como mi-nerales accesorios (casi siempre en cristales lo suficientemente grandes como para identificarse en lámina delgada) suelen aparecer apatito, turmalina y circón, algún sulfuro (pirita y pirroti-na) y también algo de grafito.

El granate característico de la zona de granate es rico en almandino y probablemente crece por medio de la reacción:

clorita + moscovita ↔ granate + biotita + cuarzo + H2O. (6.4)

Como se dijo en el tema 4, cuando coexisten clorita, granate y biotita, Fe y Mg se distribuyen entre ellos de forma que . Como la clorita tiene mayor preferencia por el Mg

que las fases que aparecen en el lado derecho de la reacción (6.4), el efecto de esta reacción con-tinua es el de empobrecer en Fe la clorita que queda conforme la reacción progresa.

Grt Bt ChlMg Mg MgX X X< <

Estos cambios continuos quedan muy bien descritos por medio de una secuencia de dia-gramas AFM tal y como se muestra en la figura 6.6. La asociación mineral de la zona de clorita (Bt+Chl) con sus tres grados de libertad (en el sistema KFMASH), está representada en el gráfi-co (a) de la figura por la zona comprendida entre los campos monofásicos que representan el rango de composiciones de clorita que pueden coexistir con biotita, y el rango de composiciones de biotita que pueden coexistir con clorita. El diagrama, como todos los diagramas AFM, está construido para un valor constante de P y T (con lo que ya hay dos grados de libertad fijados) por lo que, aunque son posibles una gran variedad de composiciones de clorita (en términos de la sustitución Fe2+ ↔ Mg2+), sólo una composición específica de biotita puede coexistir con una composición dada de clorita (esto es así porque después de fijar P y T, sólo queda un grado de

181

Administrator

Note

Esto es una errata, es la zona de la biotita.


libertad en el sistema). Las composiciones de Bt y Chl que pueden coexistir en equilibrio se marcan en el diagrama por medio de líneas de coordinación (tie-lines) conectando composicio-nes específicas. Aunque el número de tie-lines que se pueden dibujar es infinito, ninguna se puede cruzar en un diagrama composicional si representan un verdadero equilibrio a P y T dadas.

clorita

distena

hacia Kfs

MF

A

biotita

cloritoide cloritoide

estaurolita

granate

∼ ° 550 C

Fclorita

distena

hacia Kfs

M

A

biotita

cloritoide

estaurolita

granate

∼ ° 520 C

Fclorita

distena

hacia Kfs

M

A

biotita

estaurolita

granate

∼ ° 560 C

clorita

distena

hacia Kfs

MF

A

biotita

cloritoide

∼ ° 450 C


Zona de biotita

Zona de granate, parte media Zona de granate, parte alta

Primera aparición de granate

1 2 3

(a)

(c) (d)

(b)

Figura 6.6. Diagrama AFM para las zonas de biotita y granate del metamorfismo regional barroviense. Las rocas marcadas 1, 2 3 son tres composiciones posibles para las pelitas pobres en Al. (a) Zona de biotita, mostrando el campo bifásico (univariante) clorita-biotita con líneas de coordinación conectando composiciones coexistentes en equilibrio. (b) Primera aparición de granate, restringida a las rocas con composición más rica en Fe (roca 1). (c) Con el aumento de la temperatura, el granate aparece en un rango mayor de rocas conforme la reacción (6.4) progresa, pero todavía está ausente de la roca 3. (d) El granate está ahora presente en la mayor parte de las rocas pelíticas pobres en Al, mientras que la clorita ha desaparecido de las roca más ricas en Fe (roca 1).

182


La asociación típica de la zona de granate (Chl+Bt+Grt) se muestra en los diagramas (b) a (d) de la figura 6.6 como un triángulo sombreado cuyos vértices representan las composiciones únicas de las fases (Grt, Chl y Bt) que coexisten en las condiciones de P y T para las que han sido dibujados los diagramas AFM. Esto se refleja en el hecho de que se trata de una asociación con sólo dos grados de libertad y como P y T se han fijado para dibujar los diagramas, la composi-ción mineral no puede variar una vez fijadas P y T (que consumen los dos únicos grados de libertad del sistema en estas condiciones).

Como el granate tiene una fuerte preferencia por el Fe, aparece primero en las rocas más ricas en Fe (gráfico b, en las rocas representadas por la composición 1). Con el aumento de la temperatura, la reacción continua (6.4) progresa, restringiendo aún más el rango posible de composiciones de clorita (comparar la longitud de la línea que representa la composición de la clorita en los diagramas (a) y (b) de la figura 6.6). Además, el granate se forma en rocas cada vez más magnésicas. Los puntos 1, 2 y 3 en la figura representan la composición global de tres rocas pelíticas pobres en Al diferentes. A la P y T del diagrama (b) sólo las rocas de composi-ción 1 han desarrollado granate, mientras que a la temperatura del diagrama (d), más elevada, los tres tipos de rocas pelíticas contienen granate y las rocas con composición 1 han consumido ya toda la clorita y poseen una asociación formada por Grt+Bt. El diagrama (c) representa una temperatura intermedia entre los diagramas (b) y (d).

El significado de la figura 6.6 es doble; por un lado muestra esquemáticamente cómo la composición de clorita, biotita y granate evolucionan al variar la temperatura en la zona de granate (específicamente la desaparición de las composiciones más férricas de clorita), y por otro lado demuestra la influencia de la composición química global de la roca en la temperatura exacta a la que un determinado mineral índice aparece.

Pelitas ricas en Al

Las pelitas ricas en Al también desarrollan granate a este grado, pero siguen sin contener bioti-ta. La asociación típica para estas metapelitas es Grt+Ctd+Chl, aunque las composiciones algo más magnésicas puede que no hayan desarrollado todavía granate y sigan poseyendo una mi-neralogía típica de la zona de cloritoide anterior (Ctd+Chl), como se pone de manifiesto en la parte (b) de la figura 6.6. La reacción responsable de la aparición del granate en las metapelitas ricas en Al es la reacción continua

cloritoide + clorita + cuarzo ↔ granate + H2O. (6.5)

El hecho de que granate y clorita puedan coexistir implica que la biotita no aparece en las rocas más aluminosas y que no puede aparecer junto con cloritoide. Esto está de acuerdo con lo que se encuentra en el campo. El cloritoide está restringido a rocas muy aluminosas, cuya com-posición se representa en el diagrama AFM por encima de la tie-line granate-clorita. Esta línea de coordinación actúa de “divisoria” entre las composiciones ricas y pobres en aluminio y hace que ambas composiciones de metapelitas desarrollen una sucesión de asociaciones minerales muy diferente.

Dentro de esta zona el cloritoide va haciéndose más magnésico, a la vez que desaparecen los términos puramente férricos (figura 6.6d). En la parte alta de la zona de granate el cloritoide tiene una composición bastante fija, que admite muy poco intercambio Fe/Mg (como se pone de manifiesto en la figura 6.6d por la línea extremadamente corta que marca las composiciones posibles del cloritoide). También es importante darse cuenta de que la estaurolita ya está dentro de su campo de estabilidad (por eso aparece en los diagramas c y d de la figura 6.6), pero las metapelitas no suelen tener la composición adecuada para desarrollarla a este grado.

183


Zona de estaurolita

Es a partir de esta zona donde la distinción entre las pelitas verdaderas y las semipelitas se hace aparente. Y esto es así porque la estaurolita sólo se desarrolla en rocas con aluminio y pobres en calcio. Muchos esquistos con mica y granate no son aptos composicionalmente para el crecimiento de la estaurolita, y deben denominarse correctamente semipelitas. Un factor crítico para la ausen-cia de estaurolita en las semipelitas es el crecimiento de la plagioclasa, que hace que el Ca dis-ponible (que hasta ahora ha formado parte de minerales como la epidota) se combine con Al para formar anortita, reduciendo de esta manera la cantidad de Al disponible para formar otros silicatos con aluminio como la estaurolita. El efecto es análogo a mover la composición de la roca hacia abajo paralelamente a la cara AF del diagrama AFM hasta situarla en el campo diva-riante Grt-Bt (figura 6.7 b). Además, el rango de fracciones molares de Mg (XMg) para los que puede formarse estaurolita es bastante restringido y sólo aparece en las metapelitas relativa-mente ricas en Fe. Las rocas pelíticas no tan ricas en Fe (con más Mg) desarrollan otros minera-les alumínicos distintivos a este grado (por ejemplo, distena).

Como regla general, las rocas metapelíticas en la zona de estaurolita contienen la asociación es-taurolita + granate + biotita + moscovita + cuarzo. Los minerales accesorios y opacos son similares a los de la zona de granate anterior. El cloritoide también puede estar presente en las metapelitas ricas en Al, ya que la reacción que hace aparecer la estaurolita en estas rocas tiene lugar en el metamorfismo barroviense a temperaturas algo menores que la que hace desaparecer el clori-toide.

Pelitas ricas en Al

En las áreas donde las rocas pelíticas son ricas en Al y de la composición adecuada para formar estaurolita (es decir, no tienen calcio), ésta se produce a partir de la reacción entre el cloritoide y el cuarzo:

cloritoide + cuarzo ↔ estaurolita + granate + H2O. (6.6)

En lámina delgada se encuentran evidencias texturales que apoyan esta reacción: algunos esquistos con estaurolita contienen relictos de cloritoide como inclusiones dentro de granates. Esta es una textura que se puede producir cuando un cristal de granate recién formado crece alrededor de un cristal de cloritoide conforme este se descompone, hasta rodearlo completa-mente y evitando de esta manera que desaparezca por completo por reacción con el cuarzo de la matriz.

A una temperatura ligeramente mayor tiene lugar la reacción terminal del cloritoide,

cloritoide ↔ estaurolita + granate + clorita + H2O, (6.7)

que marca su límite superior de estabilidad. Ninguna metapelita, independientemente de su com-posición química, puede contener cloritoide por encima de la temperatura a la que esta reacción tiene lugar (que en el metamorfismo barroviense se produce alrededor de los 580°C)


La estaurolita también aparece a temperaturas similares en las rocas pelíticas pobres en Al que no han desarrollado cloritoide (es decir, aquellas rocas cuya representación en el diagrama AFM está por debajo de la línea de coordinación granate-clorita). En estas rocas la estaurolita se forma por medio de la reacción discontinua

granate + moscovita + clorita ↔ estaurolita + biotita + cuarzo + H2O. (6.8)

184


F

F

granate

granate

cloritoide

Fclorita

distena

hacia Kfs

M

A

biotita

estaurolita

granate

∼ ° 560 C

Zona de granate, parte alta

F

clorita

clorita

distena

distenadistena, sillimanita

hacia Kfs

hacia Kfshacia Kfs

M

M M

A

A A

biotita

biotitabiotita

estaurolita

estaurolitaestaurolita

granate

∼ ° 620 C

∼ ° 620 C ∼ ° 680 C

Zona de estaurolita

Zona de distena Zona de sillimanita (comienzo)


(a)

(c) (d)

(b)

Figura 6.7. Diagramas AFM para el metamorfismo regional barroviense sobre rocas pelíticas (con moscovita + cuarzo + H2O). (a) Zona de granate, mostrando campos univariantes (con dos minerales) y campos divariantes (con tres minerales), incluidas las asociaciones con cloritoide. (b) Zona de estaurolita. (c) Zona de distena.(d) Parte inicial de la zona de sillimanita.

La clorita es poco abundante en la zona de estaurolita, excepto como producto del meta-morfismo retrógrado. Cuando aparece (como clorita primaria) lo hace en asociación con estau-rolita y biotita. Esta asociación se muestra en la figura 6.7 (b), junto con la asociación granate + biotita + estaurolita. La diferencia entre las figuras 6.7 (a) y 6.7 (b) (aparte de la desaparición del cloritoide) es la sustitución de la tie-line granate-clorita por la tie-line estaurolita-biotita. Como resul-tado de esta reacción, la estaurolita se desarrolla en rocas con composiciones más variadas que el cloritoide, ya que puede aparecer en rocas menos alumínicas, cuya composición se proyecta por debajo de la tie-line granate-clorita. Y también como resultado de esta reacción las metapeli-tas ricas en Al comienzan a tener biotita, que no se había desarrollado todavía (recordemos que la zona de biotita está sustituida por la zona de cloritoide en las metapelitas ricas en Al).

185


La reacción (6.8) se produce a una temperatura fija para cada valor de la presión ya que se trata de una reacción discontinua y progresa hasta que uno de los tres reactantes (granate, mos-covita o clorita) se agota. Cuando esta reacción termina, aun se puede forma algo de estaurolita por medio de la reacción continua entre las fases restantes. Por ejemplo, si se ha agotado el gra-nate (que es lo más normal):

moscovita + clorita ↔ estaurolita + biotita + cuarzo + H2O. (6.9)

Zona de distena

La zona de distena del metamorfismo regional barroviense se caracteriza por la presencia de una serie de asociaciones minerales, incluyendo la asociación de la zona de estaurolita (granate + estaurolita + biotita), además de otras típicas de esta zona: distena + estaurolita + biotita ó distena + biotita. Estas asociaciones se representan en la figura 6.7 (c), que se diferencia del dia-grama (b) en que la tie-line estaurolita-clorita ha sido reemplazada por la tie-line distena-biotita. Este cambio corresponde a la reacción discontinua

moscovita + estaurolita + clorita ↔ biotita + distena + cuarzo + H2O. (6.10)

La reacción (6.10) sólo se produce en pelitas con minerales ricos en Mg y no afecta a rocas con la asociación granate + estaurolita + biotita + moscovita + cuarzo (comparar las figuras 6.7 b y c). Una vez que la asociación distena-biotita se ha formado por medio de la reacción (6.10), la dis-tena puede seguir creciendo según la reacción continua

estaurolita + moscovita + cuarzo ↔ distena + biotita + H2O. (6.11)

Esto tiene el efecto de agrandar el campo distena-biotita en el diagrama AFM y de reducir el rango de composiciones que siguen teniendo estaurolita (fig. 6.7d). Esta reacción provoca, por tanto, la formación gradual de distena en rocas que no contenían clorita en las condiciones P-T correspondientes a la zona de estaurolita.

Zona de sillimanita

Esta zona se diferencia de la zona de distena sólo por la presencia de sillimanita (la distena puede seguir estando presente). La sillimanita suele aparecer en forma de finas agujas forman-do masas bastante compactas (fibrolita). La sillimanita prismática, de grano más grueso, está restringida a temperaturas más altas (facies granulita). La reacción que define el tránsito de la zona de distena a la zona de sillimanita es la transformación polimórfica

distena ↔ sillimanita. (6.12)

Sin embargo, el hecho de que sea habitual que parte de la distena permanezca dentro la zona de la sillimanita indica que esta reacción es muy lenta. Es muy probable que gran parte de la silli-manita se forme por la desestabilización de otros minerales, como vimos en el tema 4 al hablar de la reacciones iónicas.

Dentro de esta zona de sillimanita la estaurolita desaparece por completo de las pelitas con cuarzo y moscovita como resultado de la reacción

estaurolita + moscovita + cuarzo ↔ granate + biotita + sillimanita + H2O. (6.13)

Esto se muestra en la figura 6.8. En la parte (a) observamos como la estaurolita se ha ido hacien-do algo más magnésica y han desaparecido las composiciones puramente férricas, lo que

186


permite que exista la asociación St+Grt+Sil, aunque sea para un reducidísimo rango de compo-siciones (para metapelitas ricas en Al y sin nada de Mg). El diagrama de la parte (b) ya no con-tiene estaurolita, que ha desaparecido por la reacción (6.13). Como la composición de la estau-rolita queda dentro del triángulo definido por granate, sillimanita y biotita, se trata de una reac-ción terminal. Ninguna metapelita, independientemente de su composición química, contiene estaurolita por encima de esta temperatura (unos 700°C en el metamorfismo barroviense). La asociación más característica de la zona de sillimanita tras la desaparición de la estaurolita es sillimanita + granate + biotita.

F

granate

sillimanita

hacia Kfs

M

A

biotita

∼ ° 700 C

F

granate

sillimanita

hacia Kfs

M

A

biotita

estaurolita ∼ ° 690 C


Figura 6.8. Desaparición de la estaurolita dentro de la zona de sillimanita. Su desaparición marca el límite superior de estabilidad de la estaurolita en las metapelitas con cuarzo y moscovita.

Reacciones por encima de la zona de sillimanita

El metamorfismo regional descrito por Barrow termina en la zona de sillimanita porque es el grado mayor que se encuentra en los Highlands escoceses. Sin embargo, en otros terrenos me-tamórficos con un metamorfismo orogénico de tipo barroviense se han descrito reacciones por encima de la facies de anfibolitas. Una de las más importantes es la desaparición de la moscovi-ta por medio de la reacción terminal

moscovita + cuarzo ↔ feldespato potásico + sillimanita + H2O. (6.14)

Esta reacción se ha denominado “segunda isograda de la sillimanita” (y así puede ser encon-trada en muchos libros y artículos especializados) porque, además de producir feldespato potásico, también es la encargada de generar gran cantidad de sillimanita.

A mayor grado todavía puede aparecer ortopiroxeno en las metapelitas pobres en Al. La reacción que lo forma es probablemente una reacción de deshidratación de la biotita del tipo

biotita ↔ ortopiroxeno + feldespato potásico + H2O. (6.15)

Si el agua liberada permanece en la roca, se produce la fusión parcial y se generan migmatitas. Si, por el contrario, el agua escapa del sistema, se forma una roca compuesta principalmente por ortopiroxeno y feldespato potásico (más cuarzo) que recibe el nombre de granulita. Esto ocurre ya a las presiones y temperaturas típicas de la facies de granulitas, facies que toma su

187


nombre precisamente de este tipo de rocas. Estas granulitas de composición granítica con orto-piroxeno reciben también el nombre de charnockitas.

6.6. Resumen

Las figuras 6.9 y 6.10 resumen las transformaciones que afectan a las rocas pelíticas durante el metamorfismo regional barroviense. En la figura 6.9 se han recopilado las reacciones que mar-can los límites de zona mineral (abreviados LZM en la figura) y se ha indicado qué reacciones son de primera aparición y cuáles son terminales para un determinado mineral. Lo primero se indica con la palabra “in” y lo segundo con la palabra “out” junto con el mineral que aparece o desaparece (por ejemplo, “Chl out” etiqueta la reacción terminal para la clorita). Los números que distinguen cada límite de zona mineral son los que aparecen en la figura 6.10.

Las reacciones se han agrupado bajo los epígrafes de “Pelitas pobres en Al” y “Pelitas ricas en Al”. La distinción se ha mantenido hasta la zona de estaurolita. A partir de ésta las asocia-ciones que desarrollan ambos tipos de metapelitas son muy similares y se han unificado. Por debajo de la zona de sillimanita, última zona en aparecer en el esquema zonal clásico de Ba-rrow, se han añadido dos zonas más: la segunda zona de sillimanita y la zona de ortopiroxeno.

La figura 6.10 añade la información de presión y temperatura que le falta a la figura 6.9 y muestra las reacciones anteriores sobre un diagrama de facies. De esta forma se pueden cuanti-ficar las condiciones P-T a las que se producen las reacciones que marcan los diferentes límites de zona mineral. Los números que aparecen hacen referencia a las reacciones de la figura ante-rior. Cuando dicho número aparece encerrado en un círculo, se trata de una reacción de prime-ra aparición y cuando está encerrado en un cuadrado, una reacción terminal. La evolución que se observa en la figura corresponde a una serie de facies de tipo barroviense, ya que su gradien-te aparente coincide con el de dicha serie de facies.

De la observación de la figura 6.10 se pueden extraer varias conclusiones importantes:

1. La mayor parte de las zonas minerales de Barrow se producen en unas condiciones P-T características de las facies de esquistos verdes y de anfibolitas.

2. El límite de zona mineral de la biotita marca el inicio de la facies de esquistos verdes en las metapelitas pobres en Al.

3. El límite de zona mineral del cloritoide marca el inicio de la zona de esquistos verdes y su desaparición está cercana al límite de grado alto de esta facies, pero ya dentro de la facies de anfibolitas

4. La estaurolita tiene un rango de estabilidad que coincide casi exactamente con la facies de anfibolitas y por eso es una asociación diagnóstica para dicha facies.

5. Por encima de la facies de anfibolitas, tras la desaparición de la estaurolita, está la se-gunda zona de la sillimanita, ya dentro de la facies de granulitas. A estas presiones y temperaturas (8 kbar y 750°C) ya se puede producir la fusión parcial de las metapelitas si existen fluidos intersticiales, formándose migmatitas.

6. Si no se produce fusión parcial, se entra en la zona de ortopiroxeno (para las metapeli-tas pobres en Al), con la formación de granulitas con ortopiroxeno y feldespato potási-co.

188


7. Los rangos de temperatura y presión que caracterizan al metamorfismo barroviense en la mayor parte de los cinturones orogénicos están entre 350 y 700 °C y entre 3 y 8 kbar, respectivamente, lo que incluye las facies de esquistos verdes y de anfibolitas.

Ctd + Qtz + Grt + H OSt 2

Ctd = St + Grt + Chl + H O2

Grt + Ms + Chl + Bt + Qtz + H2OSt

Ms + Chl = St + Bt + Qtz + H2O

Ms + St + ChlBt + + Qtz + H2O Ky

= Bt + Ky Chl

Ms + St + Qtz = Bt + Ky + H2O

KySil

St + Ms + Qtz = Grt + Bt + Sil + H2O

Ms + Qtz Kfs + Sil + H2O

Bt Opx + Kfs + H2O

Fengita + Chl + Ms + Qtz + H2OBt

Chl + Prl + Qtz + H OCtd 2

Ctd + Chl + Qtz + H OGrt 2

Chl + Ms + Bt + Qtz + H2OGrt

Zona declorita

Zona debiotita

Zona decloritoide

Zona degranate

Zona deestaurolita

Zona dedistena

Zona desillimanita

2ª zona desillimanita

LZM BtLZM Ctd

LZM Grt

LZM St

LZM Ky

LZM Sil

PELITAS pobres en Al PELITAS ricas en Al

Ctd "out"

Chl "out"

St "out"

Bt "in "

Grt "in"

St "in"

Ky "in"

Sil "in "

Sil 2 "in"

Opx "in"

2

4

5

7

8

6

Figura 6.9. Reacciones más importantes durante el metamorfismo regional barroviense de las rocas pelíticas. Los números identifican cada una de las reacciones que marca un límite de zona mineral (abreviado LZM) y son los mismos que aparecen en la figura 6.10. Las reacciones se han agrupado bajo los epígrafes “Pelitas pobres en Al” y “Pelitas ricas en Al”, aunque la distinción sólo se ha mantenido hasta la zona de estaurolita. A grados mayores, ambos tipos de metapelitas desarrollan asociaciones minerales muy similares.

189


Asoc

iacion

es de t

rans

ición

16

14

12

10

8

6

4

2

100

10

20

30

40

50

200 300 400 500 600 700 800 900 1000

Pres

ión

(kba

r)

Temperatura (ºC)

Profundidadaproxim

ada(km

)DIAG

ÉNESIS

Esqu

istos

azule

s

Eclogitas

Esquistosverdes

Granulitas

Cor. Ab-Ep Cor. Hbl Sanidinitas

Anfibolitas

Cor. Px

Ceolitas

Prenh-Pump

Bt "in"

Grt "in" St "in"

St "out"Sil "in" Sil 2 “in"

Opx “in"Ky "in"

78

Figura 6.10. Las reacciones de la figura 6.9 superpuestas sobre un diagrama de facies metamórficas. Los números se corresponden con los de dicha figura. La sucesión dibujada corresponde a las metapelitas pobres en Al. Para las meta-pelitas ricas en Al sólo hay que sustituir la isograda de reacción de la biotita (Bt “in” en la figura) por la del cloritoide (aproximadamente a la misma temperatura) y añadir la isograda de desaparición del cloritoide (Ctd “out”) entre las isogradas de la estaurolita y de la distena. Se observa que las zonas minerales de Barrow (desde la zona de la biotita, Bt “in”, hasta la zona de la sillimanita, Sil “in”) coinciden en cuanto a presiones y temperaturas con las facies de esquistos verdes y de anfibolitas (temperaturas entre 350 y 700 °C y presiones entre 3 y 8 kbar). Por encima de la zona de la sillimanita puede aparecen, ya en facies de granulitas, la segunda zona de la sillimanita y la zona de orto-piroxeno.

Bibliografía

Referencias básicas

Yardley, B.W. (1989). An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman. [Capítulo 2, que es de donde la mayor parte del tema se ha extraído].

Otras referencias

Bucher, K. y Frey, M. (1994). Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer. [Capítulo 7, con un

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tratamiento algo más avanzado que Yardley].

Spear, F.S. (1993). Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths, Mineralogical Society of America Monograph, The Mineralogical Society of America, Wahsingston, USA, 789 pp. [Capítulo 10: el metamorfismo progresivo de las rocas lutíticas].

Winter, J.D. (2001). An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall. [Capítulo 28: metamorfismo de lutitas.]

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