Clases

El metamorfismo: aspectos generales

• Una roca cualquiera sólo mantiene su equilibrio estructural interno dentro de un estrecho rango de condiciones ambientales. Apenas la roca se encuentra en un ambiente químico-físico diferente a aquel en que se formó, tiende a modificarse adoptando una composición mineralógica que resulte estable en las nuevas condiciones ambientales. El metamorfismo engloba la serie de transformaciones en estado sólido de unas rocas en otras en el interior de la litosfera terrestre, como consecuencia de cambios significativos en el ambiente físico y/o químico (cambios en la presión litostática y/o cambios de la temperatura ambiental y/o aparición de nuevos fluidos químicamente activos) bajo el que se formó la roca original (ígnea, sedimentaria o metamórfica), los cuales resultan en cambios estructurales y mineralógicos de la misma.

Un ejemplo de lo anterior serían las transformaciones mineralógicas que se exponen a continuación:

Las transformaciones metamórficas consisten, pues, en cambios en la disposición de los granos minerales (reestructuración) o en transformaciones de unos minerales en otros (recristalización), todo ello sin abandonar el estado sólido. La recristalización puede tener lugar bien a causa de reacciones químicas entre minerales diferentes o a causa de cambios en la disposición de los átomos y/o moléculas de un mismo mineral que se transforma en un polimorfo o que sigue siendo el mismo mineral pero crece (blástesis) y alcanza un tamaño significativamente mayor que antes del cambio metamórfico; de hecho los minerales de las rocas metamórficas son tanto más grandes cuanto más intensas y duraderas son las condiciones que producen el metamorfismo.

La roca resultante de estas transformaciones es una roca nueva, diferente de la original, una metamorfita. En la mayor parte de los casos las transformaciones metamórficas son isoquímicas, de modo que suceden sin aporte o pérdida de materia, son meras reorganizaciones de los átomos y/o moléculas ya existentes en la roca original, con la excepción de eventuales pérdidas o ganancias de vapor de agua y/o de dióxido de carbono. Pero hay casos en los que las pérdidas o ganancias de materia son bastante más significativas, lo que normalmente sucede cuando la metamorfización es producida por la aparición de nuevos fluidos químicamente activos que impregnan a la roca original; este tipo de proceso es denominado metasomatismo, y es una variedad del metamorfismo.


• Los diagramas de fases son muy útiles para estudiar los cambios metamórficos consistentes en transformaciones mineralógicas. Para cada mineral se pueden determinar sus condiciones de equilibrio, su campo de estabilidad, que es un ámbito en el que, considerados conjuntamente todos los factores extrínsecos que influyen en la estabilidad del mineral, se puede afirmar que ese mineral concreto va a mantener su identidad. En los diagramas de fases se muestran gráficamente los valores de dos magnitudes concretas a los cuales una determinada sustancia química o un conjunto de ellas se presenta en una fase u otra, es decir, en forma de un mineral o de otro. En los diagramas relativos a los procesos metamórficos suele haber un único componente químico, las variables habituales son la presión y la temperatura, y las diferentes fases corresponden a diferentes organizaciones internas de la misma sustancia que son estables para cada par de valores de presión y temperatura.

Este es el caso del sistema distena (= cianita) - andalucita - sillimanita, en el que el componente único es el Al2SiO5, y las tres fases diferentes son los tres minerales citados. El diagrama anterior muestra las condiciones de presión y temperatura, consideradas conjuntamente, a las que ese único componente se presenta en una fase u otra. No obstante, como se ha dicho ya, las transformaciones metamórficas no son siempre isoquímicas, bien por metasomatismo, bien por pérdida de agua y otros volátiles a causa de los incrementos de temperatura. En estos casos los diagramas de fases han de mostrar también los efectos en la estabilidad mineral de esta tercera variable.

• La intensidad del metamorfismo de las rocas, denominado grado metamórfico, es variable. Así se habla de metamorfismo de grado bajo, de metamorfismo de grado medio y de metamorfismo de grado alto, de modo que el metamorfismo es tanto más intenso cuanto mayor sea el grado metamórfico.

• La delimitación de los procesos metamórficos es problemática por resultar colindantes (a) en el caso del metamorfismo de grado bajo con los procesos de formación de rocas sedimentarias o diagénesis (compactación y cementación de sedimentos previamente acumulados), y (b) en el caso del metamorfismo de grado alto con los procesos de aparición de magmas por fusión de las rocas.

Descripción de los factores que determinan el metamorfismo

Los procesos metamórficos son resultado de distintos procesos dinámicos que tienen lugar en la Geosfera, los cuales dan lugar a variaciones significativas en el ambiente físico y/o químico de una roca, que consisten en cambios en la presión que soporta, en cambios de la temperatura ambiental y en la aparición de nuevos fluidos químicamente activos. No todos ellos tienen que aparecer para que una roca experimente un cambio metamórfico.

En la mayoría de los casos el metamorfismo es progradante, de modo que tiene lugar al intensificarse las condiciones ambientales que generan metamorfismo. Las rocas adoptan las características que les imponen las condiciones ambientales más elevadas de todas las alcanzadas (punto de clímax metamórfico) y al cesar estas condiciones las rocas resultan metaestables, esto es, mantienen las características adquiridas previamente. Esto es así porque un cambio en las características de la roca sólo es posible gracias a un aporte externo de energía, justo lo que no ocurre cuando cesan las condiciones que produjeron el metamorfismo.

Sólo cuando durante este descenso generalizado de las condiciones que generan metamorfismo se produce un leve y transitorio incremento de temperatura, puede tener lugar una cierta reorganización de los minerales. A este raro fenómeno se le denomina retrometamorfismo, y es la causa del origen de muchas rocas del grupo de las filitas.

Cambios de temperatura

El rango de temperaturas que pueden dar lugar a las recristalizaciones o reestructuraciones propias del metamorfismo va, aproximadamente, de los 100 a los 800 ºC. Por debajo de este intervalo los cambios petrológicos se encuentran dentro de la diagénesis sedimentaria; por encima comienza la fusión de algunos minerales, y con ello ya estaríamos dentro de los procesos magmáticos.

Los incrementos de temperatura a los que dentro de la litosfera se puede ver sometida una roca favorecen la aparición de procesos metamórficos de las formas siguientes:

1. Al inducir la reorientación de los minerales de la roca, ya que disminuye la resistencia de las rocas a ser deformadas por la presión litostática.
2. Al inducir la recristalización y/o el crecimiento (blástesis) de los minerales de la roca ...
3. por facilitar la actividad química de los fluidos intersticiales, la difusión de iones en la roca y, en definitiva, por aumentar la velocidad de las reacciones químicas;
4. por aumentar la inestabilidad de la estructura cristalina de los minerales ...
5. al debilitar sus enlaces químicos y fuerzas de atracción intermoleculares y
6. al favorecer la liberación de los componentes volátiles de los mismos (en particular del agua: primero se pierde el agua contenida en los poros de la roca y después se pierde el agua estructural, que es la que forma parte de la estructura cristalina de los minerales hidratados: esto último hace que tales minerales se transformen en sus polimorfos anhidros).

Las dos principales fuentes de calor en el interior de la litosfera son el progresivo aumento de la temperatura que se alcanza a medida que aumenta la profundidad en su interior (el denominado gradiente geotérmico, que como promedio es de un incremento de unos 30ºC por km en la corteza), y el eventual emplazamiento de magmas dentro de la litosfera, lo que provoca un intenso calentamiento de las rocas encajantes.

Cambios de la presión

La continua acumulación de sedimentos en determinados lugares de la corteza terrestre (grandes cuencas sedimentarias denominadas geosinclinales), entre otros procesos, da lugar a que muchas de las rocas de la litosfera, con el tiempo, se vayan hundiendo, quedando bajo una columna de materiales cada vez más grande, por lo que a medida que aumenta la profundidad en el interior de la litosfera, también aumenta de forma progresiva la presión litostática (= presión confinante o de carga) a la que se ven sometidas las rocas, a razón de unas 275 atmósferas por cada km. Por otro lado los movimientos tectónicos dan lugar a la aparición de fuerzas laterales que ejercen una presión dirigida sobre las rocas de la litosfera que produce su deformación por fracturación o plegamiento. Y también es importante la presión que ejercen los fluidos contenidos en sus poros.

Los efectos de este cambio ambiental son (a) la reorientación de los granos minerales según planos perpendiculares a la dirección de la presión más intensa soportada, originando la foliación característica de muchas rocas metamórficas; y (b) una reducción del volumen de la roca pareja a la reorganización de la estructura cristalina de sus minerales, cuyas moléculas y átomos se reordenan y disponen en estructuras cristalinas más compactas: de este modo los minerales originales se transforman en otros nuevos, es decir, se recristalizan.

Aparición de fluidos químicamente activos

Los fluidos que intervienen en las reacciones metamórficas, en su mayor parte, ya se encuentran dentro de los poros de la roca o formando parte de la estructura química de sus minerales: en este caso se trataría sobre todo de agua y de dióxido de carbono. En otros casos aparecen a partir de una intrusión magmática, que puede inyectar sus fluidos (neumatolíticos o hidrotermales) entre las grietas de las rocas encajantes a una gran presión.

En uno y otro caso el efecto de estos fluidos puede ser (a) el de reaccionar químicamente con las moléculas de los minerales sometidos al cambio metamórfico; o (b) el de actuar como vehículos o como catalizadores de reacciones químicas en las que sólo participarían como reactivos las moléculas de los minerales sometidos al cambio metamórfico. El tipo de metamorfismo que se deriva de los cambios químicos se denomina metasomatismo.

Tipos de metamorfismo

Metamorfismo termodinámico: metamorfismo de carga y metamorfismo regional

El metamorfismo de carga o de enterramiento se produce en grandes cuencas sedimentarias (geosinclinales) durante el hundimiento de las masas rocosas superficiales dentro de la corteza profunda (a partir de unos 10 km de profundidad), lo que genera un incremento de la temperatura derivado del gradiente geotérmico y un incremento de la presión litostática producido por el peso de los sedimentos situados superiormente. Afecta a grandes superficies de la corteza terrestre, pero no suele dar lugar a un metamorfismo de grado alto.

El metamorfismo regional es, cuantitativamente, el más importante de todas las clases de metamorfismo. Afecta a grandes extensiones de masas geológicas y tiene lugar, sobre todo, en los contactos tectónicos convergentes, ya sean de subducción o de obducción, donde las rocas de la zona de contacto, tanto las que se están hundiendo hacia el manto como las que se elevan y participan en un proceso de orogénesis, se ven sometidas a incrementos muy importantes de presión (tanto litostática como dirigida) y de temperatura.

Ambas clases de metamorfismo se engloban dentro del metamorfismo termodinámico por ser sus agentes decisivos los incrementos de presión litostática y de temperatura. Las soluciones acuosas presentes en las rocas de partida apenas tienen influencia. (a) Por ello las rocas que se forman tienen una textura claramente vinculada a la presencia de presiones orientadas, por lo que se caracterizan por un aplastamiento general de los minerales o por el desarrollo preferente de los minerales lamelares frente a los de hábito prismático, con lo que se originan estructuras hojosas, de modo que, avanzando de menor a mayor grado metamórfico, aparecen pizarras, filitas y esquistos, los cuales en el caso de formarse bajo metamorfismo regional frecuentemente presentarán micropliegues. (b) Pero cuando los valores de temperatura son lo suficientemente elevados, la deshidratación alcanza el punto de favorecer la desaparición de los minerales hidratados (que habitualmente son minerales lamelares, como las micas) y propiciar la aparición de minerales anhidros no lamelares, como los feldespatos potásicos, debido a lo cual se generarán rocas sin esquistosidad pero todavía con un bandeado característico, como los gneises. (c) Ocurre también que cuanto más se avanza en el grado metamórfico (como en la serie pizarras t filitas t esquistos t gneises), más se favorece el proceso de blástesis (recristalización y crecimiento mineral), con lo que el tamaño medio de los cristales tiende a ser cada vez mayor. (d) Por último cabe decir que si el incremento de temperatura y presión se realiza en presencia de agua se puede llegar a la fusión de ciertos minerales (feldespato potásico, cuarzo y albita), formándose un magma anatéxico de composición granítica. La solidificación de este magma da lugar al denominado neosoma, que se dispone en forma de vénulas y capas claras impregnando a las partes no fundidas de la roca madre, que se denominan conjuntamente paleosoma (de color oscuro). Este tipo de roca mixta magmática-metamórfica se denomina migmatita. Si el proceso de fusión avanza, el neosoma se hace mayoritario y la roca puede llegar a ser una auténtica roca magmática, un granito de anatexia; se piensa que la mayoría de los grandes batolitos graníticos presentes en la corteza terrestre se habrían originado mediante el proceso de la anatexia.

Cuatro ejemplos de transiciones petrológicas propias del metamorfismo termodinámico son las siguientes:

• limolitas, arcillitas o margas t pizarras t filitas t esquistos t gneises t granitos de anatexia
• areniscas t cuarcitas
• calizas, dolomías o margas t mármol
• gneises t esquistos t filitas (por metamorfismo regresivo)

Metamorfismo térmico o de contacto

Cuando una masa magmática muy caliente, en su ascensión hacia zonas más frías y superficiales de la litosfera, entra en contacto con rocas ya formadas, genera un ambiente litológico de elevada temperatura (y generalmente baja presión) en el que tienen lugar los procesos metamórficos descritos en el apartado 2.A. Uno de ellos es la expulsión de los compuestos volátiles de las rocas afectadas por la intrusión y su infiltración en otras rocas del entorno; otro es el intercambio de elementos químicos entre el magma y la roca encajante. Todo ello facilita la recristalización de las rocas encajantes (y no tanto su deformación) por cambios de carácter principalmente químico englobados dentro del ámbito del metasomatismo. Lógicamente la intensidad de estos cambios en las rocas encajantes es tanto mayor cuanto mayor sea la proximidad de una roca a la intrusión magmática, de tal modo que en torno a la misma (si esta es lo bastante grande y tarda bastante tiempo en enfriarse) se forma una aureola de metamorfismo en la que se observa una variación concéntrica del grado metamórfico.

Los minerales que se forman en el termometamorfismo son minerales estables en condiciones de alta temperatura, que se presentan frecuentemente como cristales grandes (ya que el transporte de materia por el flujo gaseoso facilita su crecimiento). De mayor a menor temperatura, los minerales índice del termometamorfismo son la sillimanita, la andalucita (el más típico de todos), la biotita y la clorita. Si el magma que intruye es rico en gases raros, puede dar lugar a muy interesantes cristalizaciones de minerales no comunes, y a veces a concentraciones de minerales útiles, denominadas skarns.

A diferencia del metamorfismo termodinámico, el termometamorfismo tiene efectos mucho más locales. Y como los efectos del termometamorfismo consisten en la recristalización de las rocas originales, pero no en su deformación (al no existir presiones orientadas sobre las rocas que metamorfizan), las rocas neoformadas no suelen presentar estructuras orientadas (esquistosas, etc.) sino estructuras masivas. Las rocas originadas por metamorfismo térmico se denominan genéricamente metamorfitas de contacto. Las rocas de la parte interior de la aureola de contacto se denominan genéricamente cornubianitas. Y entre las rocas de la parte exterior de la aureola destacan las pizarras y esquistos mosqueados. El mármol también puede tener su origen en el termometamorfismo de las calizas o de las dolomías; los minerales que constituyen el mármol son los mismos que los de las rocas originales, pero en el caso del mármol los cristales son mayores. Y las cuarcitas también pueden proceder del termometamorfismo de las areniscas; como en el caso anterior los minerales son los mismos en ambas rocas (mayoritariamente cuarzo), pero el tamaño de los cristales es también mayor en la roca metamórfica que en la roca madre.

Metamorfismo dinámico, de presión o cataclástico

Suele afectar muy localmente a masas rocosas relativamente superficiales de la litosfera terrestre sometidas a intensos empujes que comúnmente generan algún tipo de esfuerzo compresivo que da lugar a la fricción entre rocas, el cual produce la trituración de las mismas y una reducción muy notable del tamaño de sus minerales (proceso al que se denomina brechificación) e incluso la recristalización de sus minerales (proceso al que se denomina milonitización). Es por ello que este tipo de rocas metamórficas suelen aparecer asociadas a planos de falla de gran envergadura (en fallas de rumbo, fallas transformantes y grandes cabalgamientos).

Las rocas más comunes formadas mediante dinamometamorfismo son ...

• las cataclastitas: rocas formadas por brechificación que, como las brechas de falla o las harinas de falla, no siempre están cohesionadas; tienen estructura no orientada y textura preferentemente granoclástica;
• las milonitas: rocas cohesivas formadas por brechificación y milonitización, con una matriz microgranular recristalizada con porfidoclastos inmersos en ella; tienen estructura orientada (bandeada o esquistosa) y textura preferentemente porfidoclástica.

El carácter orientado es más probable cuanto mayor haya sido el esfuerzo compresivo y mayor sea la plasticidad de la roca madre. Por último hay que decir que estas rocas pueden tener, parcialmente, textura vítrea. Así ocurre en las ultramilonitas (milonitas en las que parte de sus componentes se han fundido por efecto de la elevada temperatura alcanzada durante la fricción producida durante el proceso de brechificación) y pseudotaquilitas (cataclastitas cementadas por vidrio formado en profundidad por descompresiones intensas durante eventos sísmicos).

Metamorfismo de impacto

Es completamente excepcional y está provocado por los notables incrementos tanto de presión como de temperatura que se producen cuando un meteorito se estrella contra la superficie terrestre: las ondas de choque generan incrementos de presión de hasta un millón de bares y de temperatura de hasta 5000 ºC, con lo que se llega incluso a la evaporación de la roca.

Lógicamente este tipo de metamorfismo tiene un carácter extremadamente local. Las rocas formadas de este modo surgen a partir de una recristalización no metasomática in situ, y se denominan genéricamente metamorfitas de impacto; las más importantes son las suevitas, que vienen a ser cataclastitas ricas en vidrio.

Facies metamórficas

Especialmente en el caso del metamorfismo regional sucede que los procesos metamórficos tienen lugar según secuencias bien determinadas en las que se avanza de metamorfismo de grado bajo a metamorfismo de grado alto a medida que se intensifican las condiciones de presión y temperatura. Es por esto que en un conjunto de rocas metamórficas cualquiera cabe definir una zonación petrológica basada en el grado metamórfico de cada roca.

Esta zonación puede definirse a partir de la presencia en las rocas metamórficas de los denominados minerales índice, que son minerales característicos de unas determinadas condiciones de presión y temperatura, y por lo tanto son minerales que encontramos en las rocas metamórficas que se han formado en esas condiciones de presión y temperatura. Así por ejemplo, una secuencia típica de rocas definida mediante sus minerales índice, en la que se avanza de metamorfismo de grado bajo a metamorfismo de grado alto, sería la siguiente: rocas con clorita t rocas con biotita t rocas con granate t rocas con estaurolita t rocas con cianita t rocas con sillimanita. Dos zonas contiguas quedan separadas por una línea imaginaria denominada isograda. Pero este tipo de zonación tiene el problema de que la presencia de los minerales índice en las rocas metamórficas no depende sólo de las condiciones de presión y temperatura, sino también de la composición química de la roca original, de modo que un determinado mineral índice podría no aparecer en la zona metamórfica de la que es representativo.

Otra forma de establecer la zonación petrológica del metamorfismo se basa en el concepto de facies metamórfica. Cada facies metamórfica está definida por un intervalo determinado de condiciones de presión y temperatura, de modo que una determinada roca pertenece a una facies concreta cuando la asociación de minerales (paragénesis) que aparece en la roca es estable en las condiciones de presión y temperatura que definen a dicha facies.

	Temperatura (ºC)	Presión (MPa)	Mineral típico	Facies
P baja, Tª baja	< 200	< 400	Ceolita	Ceolita
P variable, Tª baja	200 a 450	200 a 1000	Clorita	Esquisto verde
P variable, Tª media	450 a 650	200 a 1000	Hornblenda	Anfibolita
P variable, Tª alta	> 650	200 a 1200	Sillimanita	Granulita
P alta, Tª baja	100 a 200	400 a 1200	Glaucofana	Esquisto azul
P muy alta, Tª variable	200 a 900	> 1100	Granate	Eclogita
P muy baja, Tª alta	250 a 900	< 200	Varios	Cornubianita

La siguiente figura muestra gráficamente los rangos de presión y temperatura que caracterizan a las siete principales facies metamórficas. Las flechas indican dos posibles trayectorias de evolución del metamorfismo. La trayectoria A muestra una evolución metamórfica a baja presión (y por tanto a poca profundidad) a medida que aumenta la temperatura; en esta secuencia se avanza desde la facies ceolita a la facies esquisto verde a la facies anfibolita y a la facies granulita. La trayectoria B muestra una evolución metamórfica según aumentan proporcionalmente la temperatura y sobre todo la presión; en esta secuencia se avanza desde la facies ceolita a la facies esquisto azul y a la facies eclogita.

Características de las rocas metamórficas

La caracterización y clasificación de las rocas metamórficas se basa en sus cualidades genéticas, estructurales, texturales, químicas y mineralógicas.

Origen premetamórfico

Una primera clasificación de las metamorfitas se basa en su origen premetamórfico, es decir, en la naturaleza de la roca original antes de comenzar a metamorfizarse. Y puede ocurrir que se conozca con exactitud cuál era la roca original no metamórfica, en cuyo caso al nombre de esta se antepone el prefijo meta-. Así un metagranito es una roca metamórfica que proviene de un granito y una metapelita es una roca metamórfica que proviene de una pelita.

Pero puede ocurrir que no se conozca con precisión cuál era la roca original, aunque sí que esta era una roca ígnea o sedimentaria. En estos casos se antepone el prefijo orto- o el prefijo para-, respectivamente. Así por ejemplo un ortogneis es un gneis de origen ígneo, ya sea plutónico o volcánico, y una paraanfibolita es una anfibolita de origen sedimentario.

Composición química

Como las rocas metamórficas se originan como consecuencia de la recristalización de otras rocas previamente consolidadas (ya sean de origen ígneo, metamórfico o sedimentario) ocurre que, en principio, su composición química va a ser la de la roca original, aunque ciertos componentes se pierden durante los procesos metamórficos (básicamente por intercambio de elementos químicos con un magma y evaporación de compuestos volátiles).

Lógicamente la enorme heterogeneidad química de las rocas metamórficas, dado que su origen posible está en cualquier otra roca de la litosfera, impide una clasificación de las mimas en función de este criterio, ya que daría un número casi tan amplio de clases de rocas como de muestras analizadas.

Composición mineral

Las paragénesis o asociaciones minerales presentes en las rocas metamórficas dependen de la mineralogía de la roca origen y del tipo de metamorfismo que esta haya sufrido.

Algunos de los más típicos minerales de las rocas metamórficas son los siguientes: glaucofana, hornblenda (ambos son anfíboles), moscovita, biotita, clorita, serpentina* (los cuatro son filosilicatos), piroxenos, plagioclasas y otros feldespatos, microclina, cuarzo, talco*, ceolita, cloritoide, sillimanita, andalucita*, distena, estaurolita*, granates (en especial el almandino*), epidota* (todos los anteriores son silicatos), calcita y grafito*. No todos ellos son exclusivos de las rocas metamórficas (con asterisco algunos que sí lo son; en cursiva algunos que no lo son).

Relación entre los minerales metamórficos y la deformación

El estudio textural de las rocas metamórficas permite diferenciar entre minerales pre-, sin-, y postcinemáticos, según hayan cristalizado antes, durante o con posterioridad a los procesos metamórficos. El estudio de estas relaciones permite describir la historia metamórfica de cada roca, al calcular el momento de cristalización de cada mineral que la compone.

Textura

La textura de una roca se refiere a la disposición, forma y tamaño de sus cristales. Su observación suele requerir la observación de secciones delgadas al microscopio petrográfico.

El metamorfismo suele implicar la aparición de una textura nueva, diferente de la propia de la roca madre, pero si el metamorfismo es de grado suficientemente bajo, como en las pizarras arcillosas, puede conservarse parcialmente la textura original, denominada textura relicta; algunos ejemplos de ello son los contornos originales de los granos, fósiles, maclas, estratificaciones cruzadas, etc.

En principio las metamorfitas son rocas totalmente cristalinas, con excepción de dos tipos de roca originadas mediante dinamometamorfismo (ultramilonitas y pseudotaquilitas), las cuales pueden presentar parcialmente textura vítrea.

Las texturas más típicas de las metamorfitas son las que se señalan a continuación. Pueden aparecer varias de ellas en una misma roca:

• Granoblástica: textura formada por minerales granudos de parecido tamaño sin ninguna orientación preferente. Típica de las cuarcitas, mármoles, granulitas y cornubianitas.
• Granoclástica: textura formada por gránulos de minerales fraccionados por acción tectónica, que no tienen ninguna orientación preferente. Típica de las dinamometamorfitas de grado bajo.
• Lepidoblástica: en metamorfitas ricas en minerales lamelares (como las micas) que se orientan en una dirección preferente. Típica de las rocas esquistosas, pizarrosas y gneísicas que se forman en el metamorfismo termodinámico y en el dinamometamorfismo de grado alto.
• Nematoblástica: en metamorfitas con minerales no lamelares, sino aciculares o prismáticos (como los anfíboles y también los piroxenos), que se orientan en una dirección preferente. Típica de las rocas con abundancia en anfíboles (como las anfibolitas y los gneises anfibolíticos) y estructura zonada que se forman en el metamorfismo termodinámico y en el dinamometamorfismo de grado alto.
• Diablástica: en metamorfitas con minerales no lamelares, sino aciculares o prismáticos (como los anfíboles), que no se orientan en una dirección preferente. Típica de las migmatitas.
• Porfidoblástica: textura de rocas metamórficas en las que se desarrollan cristales de gran tamaño inmersos en una matriz microgranular. Las principales rocas con este tipo de textura son los gneis ocelares o glandulares y las pizarras y esquistos mosqueados. Si los porfidoblastos aparecen llenos de inclusiones, la textura se denomina peciloblástica.

Estructura

La estructura de una roca se refiere a la disposición macroscópica de sus minerales.

Se pueden definir dos grandes grupos de estructuras en las metamorfitas:

• La estructura orientada o foliada, que se caracteriza por una disposición de los minerales orientada según planos paralelos. Con frecuencia se debe a la presencia de presiones orientadas, de modo que la disposición de los minerales resulta perpendicular a dicho esfuerzo. Dentro de este grupo se distingue entre ...
• estructura hojosa o laminar, en la que los minerales se disponen en capas superpuestas; cuando las capas superpuestas son muy finas, lisas y regulares la estructura es de tipo pizarroso; si las capas superpuestas son más gruesas, los planos más irregulares y las superficies menos lisas la estructura es de tipo esquistoso. Entre una y otra, como caso intermedio, se presenta la estructura filítica. En estas tres estructuras se avanza igualmente de una exfoliación que va de perfecta a buena.
• estructura zonada o bandeada, presente en muchos gneises: los minerales se disponen en bandas de diferente composición mineralógica. La exfoliación de la roca a favor de estos planos es difícil.
• La estructura no orientada, que se caracteriza por una disposición de los minerales no orientada según planos paralelos. Es mucho más habitual en las rocas monominerales que en las poliminerales; un ejemplo es el mármol. Un tipo particular de estructura no orientada es la estructura migmatítica, en la que zonas claras (neosoma) se alternan con zonas oscuras (paleosoma).

Se denomina estructura masiva o granular a las estructuras no foliadas, ya sean bandeadas o no orientadas. Por otro lado bastantes rocas metamórficas presentan microestructuras lineales en toda su estructura, las cuales pueden tener varios orígenes diferentes. A este fenómeno se le denomina lineación. Además las rocas esquistosas con litología no uniforme (la mayoría) suelen presentar micropliegues.

Las principales rocas metamórficas

Roca

Roca madre	Tipo de metamorfismo	Grado metamórfico	Minerales más habituales
Aspecto

Cuarcita

Areniscas o conglomerados ricos en cuarzo	Regional o de contacto	De bajo a alto	Cuarzo
Estructura en principio masiva no orientada y textura granoblástica, con grano de fino a medio; pero la presencia de mica torna la estructura en bandeada e incluso esquistosa. Formadas por cuarzo recristalizado en una proporción superior al 80 %; sus cristales se encuentran cementados entre sí por la recristalización de sílice entre los poros de la roca madre. Si es pura, el color es blanco, pero puede aparecer pigmentado a causa de la presencia de otros minerales. Son rocas muy duras.

Pizarra arcillosa

Pelitas	Regional	Bajo (son las únicas magmatitas que pueden contener fósiles)	Cuarzo, arcillas, micas ...
Estructura laminar pizarrosa al orientarse las micas en planos paralelos. Grano fino. Color de gris a negro. Las pizarras negras bituminosas contienen abundantes hidrocarburos

Filita

Pelitas	Regional	Bajo y a menudo regresivo	Cuarzo, mica y clorita
Estructura laminar entre pizarrosa y esquistosa y con grano algo mayor que las pizarras. Color de gris plateado a negro y con brillo sedoso a causa de la abundancia de micas. Las micas no se distinguen a simple vista. Muchas derivan de gneises y esquistos micáceos por metamorfismo regresivo.

Esquisto de cloritoide

Pelitas	Regional	Bajo	Cuarzo, moscovita, cloritoide
Estructura laminar entre pizarrosa y esquistosa. Brillo sedoso por la moscovita. Color verdoso.

Cloritoesquisto

Vulcanitas o filones básicos	Regional	Bajo	Clorita
Estructura laminar entre pizarrosa y esquistosa. Color verdoso.

Calcoesquisto

Pelitas o psamitas calcáreas	Regional	Bajo o medio	Calcita, clorita, cuarzo, mica
Estructura esquistosa. Superficie rugosa y cavernosa por alteración meteórica de los carbonatos.

Talcoesquisto

Derivan de magmatitas ultrabásicas por metamorfismo regional de grado bajo a causa de la recristalización del olivino o de dolomías por metamorfismo de contacto en presencia de agua.
Estructura laminar entre pizarrosa y esquistosa. Color blanco-grisáceo. | Talco

Esquisto micáceo o micacita

Pelitas	Regional	Entre medio y alto	Cuarzo, moscovita, biotita
Estructura esquistosa en la que se alternan capas lepidoblásticas ricas en mica con capas granoblásticas ricas en cuarzo; a veces incluyen porfidoblastos de granate, estaurolita, cianita, andalucita u otros. A diferencia de las filitas los cristales de mica se distinguen a simple vista. Tienen un contenido en micas superior al 50 %. A causa de las elevadas temperaturas y presiones durante su origen, la clorita de la roca original se ha transformado en biotita. Brillo sedoso si abunda la moscovita. Con pliegues.

Gneis

Muy variable (ver abajo)	Regional	Bajo, medio o alto	Cuarzo, feldespatos y micas
Estructura masiva con grano de medio a grueso. Las clases más comunes son los gneises listados (bandas claras de cuarzo y feldespatos alternando con bandas oscuras de biotita; este mineral es el principal responsable de la orientación de la roca), los gneises ocelares (con grandes porfidoblastos de feldespato entre las anteriores bandas claras y oscuras) y los leucogneises (composición eminentemente cuarzofeldespática). En los dos primeros casos la estructura es orientada, en el último es masiva.La mayoría son paragneises que derivan de esquistos por deshidratación de la moscovita y su transformación en feldespatos; este es un metamorfismo de grado alto, justo antes de la anatexia que genera migmatitas. Los menos son ortogneises que derivan de granitos, granodioritas o tonalitas por met. de grado bajo a alto.

Serpentinita

Peridotitas	Regional	Bajo	Serpentinas
Estructura masiva. Color verdoso oscuro. La serpentina deriva de la recristalización metasomática del olivino

Pizarra verde

Magmatitas básicas o margas	Regional	Bajo	Albita, clorita, epidota y actinolita
Estructura masiva o esquistosa. Grano fino. Color verdoso.

Anfibolita epidótica

Magmatitas básicas o margas	Regional	Bajo	Anfíbol, plagioclasa sódica, epidota
Estructura masiva bandeada. Grano medio. Puede presentar budinaje.

Anfibolita

Magmatitas básicas o margas	Regional	Medio	Plagioclasas y anfíbol (hornblenda)
Estructura masiva, bandeada o no, con grano de medio a grueso. Color normalmente verde oscuro.

Granulita

De magmatitas básicas: formadas por plagioclasas, granate, piroxenos (hiperstena) y anfíboles.
De magmatitas ácidas y sedimentitas (desde areniscas a arcillitas): plagioclasas, granate, feldespato-K y cuarzo.
Formadas por metamorfismo regional, de muy altas temperaturas y en medio anhidro; grado alto.
Estructura masiva, bandeada o no. Textura granoblástica.

Esquisto glaucofánico o esquisto azul

Magmatitas básicas	De carga	Bajo, de altas presiones	Glaucofana y lawsonita
Estructura más masiva que esquistosa. Color verde con difuminados azulados o violáceos

Eclogita

Magmatitas básicas	Regional	Grado alto: T media, P alta y ambiente anhidro	Granates y piroxenos
Estructura masiva, bandeada o no, con grano de fino a medio.

Anatexita

Pelitas saturadas de agua	Regional	Alto (es una migmatita)	Cuarzo, feldespato-K, plagioclasas y mica
Vetas oscuras (paleosoma) compenetradas con otras claras (neosoma) de composición y textura granítica.

Mármol

Calizas o dolomías	Regional, de carga o de contacto	De bajo a alto	Calcita y dolomita
Estructura masiva a veces zonada, con grano de medio a grueso. Textura granoblástica. Si es puro el color es blanco, pero puede aparecer pigmentado a causa de la presencia de otros minerales.

Cataclasita o cataclastita

Muy variable	Cataclástico	Muy bajo	Según la roca madre
1º estadio del dinamometamorfismo. Estructura no orientada en la que domina la fracción granoclástica no recristalizada de grano grande sobre una escasa matriz microgranular granoblástica recristalizada.

Gneis ocelar cataclástico (del grupo de las milonitas s.l.)

Muy variable	Cataclástico	Muy bajo	Según la roca madre
2º estadio del dinamometamorfismo. Aumento de la fracción microgranular granoblástica recristalizada, de aspecto parcialmente bandeado, en la que se intercalan algunos porfidoclastos a menudo cuarzofeldespáticos.

Milonita s.s.

Muy variable	Cataclástico	Bajo	Según la roca madre
3º estadio del dinamometamorfismo. Estructura esquistosa microgranular granoblástica recristalizada.

Cornubianitas o corneanas

Pelitas o psamitas	De contacto (borde interior de la aureola)	Medio o alto	Biotita, cordierita, andalucita, ...
Estructura masiva y textura granoblástica o peciloblástica. Grano fino.

Pizarras mosqueadas y esquistos mosqueados

Pelitas o psamitas	De contacto (borde exterior de la aureola)	Bajo o medio	Mica, cordierita y andalucita
Estructura esquistosa peciloblastos de andalucita o cordierita.

Esquisto calcáreo

Calizas, dolomías o margas	De contacto	Medio-alto	Calcita, plagioclasa, granate, wollastonita, etc.
Estructura masiva, zonada o no. Textura normalmente granoblástica. Colores claros.

Skarn

De contacto y metasomático	Alto
Calizas o mármoles más o menos impuros metamorfizadas por intrusiones de magmas graníticos ricos en volátiles con migración metasomática de hierro, magnesio, manganeso y sílice.
Calcita, piroxenos, granate, pirita, calcopirita, blenda, magnesita (abundan los silicatos de Fe, Mn, Mg y Ca)
Estructura masiva o zonada. Grano de fino a grueso. Color oscuro.

Los minerales metamórficos

El metamorfismo transforma minerales preexistentes por recristalización, esto es, por transformación de un mineral en otro sin abandonar el estado sólido, en condiciones de presión y/o temperatura muy elevadas y diferentes de aquellas que dieron lugar al mineral original; igualmente en el metamorfismo puede influir la presencia de un ambiente químico muy particular. Estas condiciones pueden originarse, sobre todo, por el calor liberado por un magma cercano o por sus emanaciones gaseosas, o por el incremento de la presión y la temperatura durante los procesos de subducción de las placas tectónicas en las fosas oceánicas. El hecho es que cada rango de condiciones de presión, temperatura y quimismo particular da lugar a la formación de una asociación de minerales muy concreta, denominada paragénesis metamórfica.

En algunos casos los yacimientos de minerales magmáticos pueden contener minerales de valor pero, a diferencia de los yacimientos magmáticos, en este caso los minerales valiosos se suelen encontrar diseminados en la roca que los alberga, por lo que los yacimientos suelen ser poco rentables.

Los principales minerales que pueden aparecer en los yacimientos metamórficos son el grafito (que deriva del metamorfismo de grado alto de la materia orgánica contenida en la roca original), la magnesita, el corindón (con variedades tales como el esmeril, el rubí y el zafiro); nesosilicatos como la andalucita, la distena, la sillimanita, los granates y la estaurolita; sorosilicatos como la epidota; ciclosilicatos como la turmalina; inosilicatos como la glaucofana; y filosilicatos como las micas, las cloritas, el talco o las serpentinas (con variedades que incluyen al asbesto o amianto).

La tectónica de placas y el metamorfismo

Las rocas metamórficas se forman a partir de rocas preexistentes de cualquier clase (ígneas, metamórficas o sedimentarias), en unas condiciones de presión y/o temperatura lo suficientemente intensas como para dar lugar a una recristalización de (parte de) los minerales de la roca original, pero sin que lleguen a fundirse. Es por esto que:

1. las rocas metamórficas se suelen formar en profundidades menores que las rocas magmáticas;
2. las rocas metamórficas pueden aparecer asociadas a rocas magmáticas, pues la presencia de un magma puede generar suficiente calor como para producir metamorfismo en las rocas adyacentes;
3. las rocas metamórficas en la corteza continental suelen encontrarse por debajo de los estratos sedimentarios, allí donde los valores de presión litostática (y eventualmente de temperatura) son lo suficientemente elevados como para trascender los procesos de diagénesis; por ello con frecuencia aparecen en afloramientos correspondientes a las zonas más antiguas de los continentes, donde la erosión de las capas sedimentarias ha dejado al descubierto estas rocas;
4. y sobre todo: las rocas metamórficas se suelen formar en el marco de procesos tectónicos derivados de la dinámica de las placas litosféricas, pues son estos procesos los que permiten alcanzar los valores de presión y temperatura necesarios para el metamorfismo:
5. La figura inferior muestra los procesos metamórficos asociados a las zonas de subducción tectónica, en las que se generan incrementos muy importantes de presión y temperatura. Las rocas que pueden sufrir metamorfismo son los sedimentos acumulados sobre la placa que subduce, las rocas de la corteza oceánica que subduce (basaltos y gabros, eminentemente), las rocas de la corteza de la placa continental y los sedimentos acumulados sobre ésta. En esta zonas se pueden definir dos polos metamórficos en función de las condiciones reinantes: una zona más superficial donde el rozamiento entre las dos placas produce una intensísima presión dirigida, y una zona profunda donde las rocas de la placa oceánico subducen hacia el manto y se ven sometidas a un incremento muy elevado de temperatura. Las rocas metamórficas aparecen aquí frecuentemente asociadas a las zonas montañosas, cuya formación está vinculada a la propia tectónica de placas.

6. En las dorsales oceánicas a causa de la continua erupción de magma por el rift central de la dorsal y a la circulación de agua subterránea a gran temperatura se produce metamorfismo de contacto y metasomatismo, lo que produce recristalizaciones (por las que se forman minerales propios de temperaturas inferiores que los minerales magmáticos: albitización de las plagioclasas; transformación de olivinos, piroxenos y anfíboles en epidota, talco o clorita; etc.) que dan lugar a la formación de metabasaltos y metagabros.
7. Y en los contactos tectónicos transformantes tiene lugar un muy intenso dinamometamorfismo en los bordes pasivos de las placas a causa de su fricción en los planos de fallas transformantes (p.e. en la falla de San Andrés).

En España aparecen grandes afloramientos de rocas del metamorfismo regional, descubiertos por la erosión, en Pirineos, Sistema Central, Cordilleras Béticas, Galicia y Extremadura.