1. La sedimentación
Otra de las grandes categorías de rocas que encontramos en la corteza terrestre es la de las rocas sedimentarias.
Estas rocas se originan a partir de materiales llamados sedimentos, transportados por agentes geológicos externos (como la gravedad, el viento, las corrientes de agua o el hielo glaciar) y depositados, en capas sucesivas y superpuestas, en ciertas zonas de la corteza. Esta deposición de sedimentos es lo que se conoce como sedimentación.
1.1 Cuencas sedimentarias
Aunque la sedimentación puede tener lugar en cualquier zona en la que un agente de transporte pierda energía, en general suele suceder en amplias regiones llamadas cuencas sedimentarias.
Llamamos cuencas sedimentarias a las zonas de la corteza terrestre en las que se acumulan grandes cantidades de sedimentos durante largos períodos.
Las cuencas sedimentarias suelen estar situadas en zonas bajas de la corteza emergida, como valles y depresiones, o en los fondos de lagos o mares.
Pueden permanecer activas durante millones de años, recibiendo capas sucesivas de sedimentos de diferente tipo. Pero también pueden inactivarse porque dejan de recibir el aporte de sedimentos, pueden ser deformadas y elevadas por la acción de fuerzas tectónicas, pueden ser erosionadas y pueden reactivarse si vuelve a ellas la sedimentación.
1.2 Los sedimentos
A nivel geológico, los sedimentos son los materiales sólidos que se acumulan en la superficie terrestre y que surgen por la acción de diversos fenómenos naturales que actúan en la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. Los vientos, las precipitaciones y los cambios de temperatura son algunos de los factores vinculados al desarrollo de sedimentos.
Los sedimentos se suelen clasificar combinando dos criterios: su origen y la forma en la que se depositan en la cuenca sedimentaria. Así, se distinguen tres grandes tipos:
a) Sedimentos detriticos; Son fragmentos de otras rocas que fueron disgregadas y erosionadas. Son transportados a la cuenca en forma de partículas sólidas que se depositan, por sedimentación mecánica, al disminuir la velocidad del agente de transporte.
b) Sedimentos de origen orgánico; Son restos mineralizados de seres vivos, como los caparazones de ciertos microorganismos acuáticos, que se depositan mecánicamente cuando estos seres mueren.
c) Sedimentos químicos y bioquímicos; Son minerales disueltos en el agua que llegan a la cuenca y que se depositan por precipitación cuando la disolución se satura. Esto puede ocurrir por variaciones en la solubilidad (cambios de temperatura, evaporación del agua, etc) o por la actividad biológica (hay seres vivos que promueven la precipitación de carbonato cálcico o de sílice para sus estructuras).
1.3 Ambientes sedimentarios
En una misma cuenca sedimentaria se pueden depositar sedimentos durante mucho tiempo, de modo que las condiciones en las que se produce la sedimenta-ción pueden variar, así como el tipo de sedimentos que recibe.
Los ambientes sedimentarios son las condiciones en las que se produjeron los diferentes episodios de sedimentación en una cuenca sedimentaria.
Hay ambientes sedimentarios de tres tipos: continentales, marinos y de transición.
1.3.1 Ambientes sedimentarios continentales
Son poco frecuentes, ya que en los continentes predomina la erosión y hay pocas
cuencas sedimentarias. Aún así, se pueden distinguir varios tipos:
a) Ambientes fluviales; Se dan en las llanuras de inundación de los ríos o en los abanicos aluviales de los torrentes. En ellos abundan los sedimentos detríticos desgastados y redondeados durante su transporte.
b) Los ambientes lacustres. En los fondos de lagos y lagunas se acumulan sedimentos detríticos finos, algunos orgánicos y sedimentos químicos.
c) Los ambientes glaciares. Los sedimentos asociados con estas masas de hielo son detríticos, pero angulosos por el escaso y brusco transporte.
d) Los ambientes eólicos y desérticos. En ellos predominan los sedimentos detríticos arrastrados por el viento o por las aguas salvajes.
1.3.2 Ambientes sedimentarios marinos
En las zonas marinas predomina la sedimentación, especialmente en las zonas más cercanas al continente. Los ambientes sedimentarios marinos son:
a) Plataforma continental; Es la prolongación del continente bajo aguas poco profundas. Aquí abundan los sedimentos detríticos, pero también los químicos.
b) Talud continental; Su pendiente es muy elevada, por lo que escasean los sedimentos y estos son fundamentalmente orgánicos.
c) Desembocadura de los cañones submarinos; Por estos cañones descienden corrientes de turbidez que arrastran todo tipo de sedimentos hasta el pie del talud, a los llamados depósitos de turbiditas.
d) Arrecifes; Estas escolleras construidas por organismos, como los corales, delimitan zonas en las que se depositan, sobre todo, sedimentos bioquímicos (esqueletos coralinos o caparazones de seres del entorno).
e) Ambientes pelágicos; Son fondos de mares muy profundos, donde se acumulan, lentamente, sedimentos fundamentalmente químicos.
1.3.3 Ambientes sedimentarios de transición
Se localizan en las zonas costeras, donde se combinan los sedimentos detríticos llegados del continente, los sedimentos de origen marino y los sedimentos orgánicos. Los principales son las playas, los deltas y estuarios y las albuferas, las marismas y las bahías.
1.4 Estructuras sedimentarias
Los tipos y las cantidades de sedimentos que se depositan en una cuenca sedimentaria, así como los ambientes en los que sucede el proceso, determinan que los sedimentos de dicha cuenca tengan unas características propias o estructuras sedimentarias, que mantienen cuando se transforman en rocas.
Estudiando las estructuras sedimentarias podemos obtener información sobre las condiciones ambientales en las que tuvo lugar la sedimentación.
1.4.1 Estructuras sedimentarias 1ª: los estratos
Las estructuras primarias se forman directamente en relación con el proceso de sedimentación. Son los estratos y sus elementos principales.
Los estratos son las capas paralelas en las que se disponen los sedimentos y sus rocas sedimentarias.
Originalmente, los estratos se disponen en horizontal, ordenados (cada estrato es más antiguo que el que tiene encima), salvo que los procesos tectónicos los inclinen o plieguen y cambien esta disposición original.
Los elementos principales de un estrato son:
a) Potencia; Es el espesor del estrato y varía desde unos milímetros a decenas de metros.
b) Planos de estratificación; Son las superficies que separan a unos estratos de otros y se deben a interrupciones temporales en la sedimentación o a cambios en el tipo de sedimentos. Cada estrato tiene dos planos de estratificación: el inferior o muro y el superior o techo.
c) Disposición de los sedimentos. Puede ser de varios tipos dependiendo del ambiente sedimentario:
· Masiva; Los sedimentos se distribuyen de forma homogénea en todo el espesor del estrato.
· Estratificación cruzada; Son láminas inclinadas con respecto a los planos de estratificación, que aparecen en un estrato. Indican la presencia de corrientes en el agente de transporte durante el proceso sedimentario.
· Granoselección; Es una distribución en el estrato de las partículas de los sedimentos según su tamaño. Las más gruesas se sitúan hacia el muro y las más finas, hacia el techo. Esta estructura indica que la corriente que transportaba los sedimentos perdió velocidad en la cuenca.
d) Fósiles. Son restos de organismos o de su actividad. que se depositaron junto con los sedimentos y que se transformaron en roca junto a ellos.
Estos elementos de los estratos se producen sin relación con el proceso principal de la sedimentación; generalmente al final de dicho proceso o después de su transformación en roca. Destacan las siguientes:
A) Irregularidades en los planos de estratificación; Son marcas dejadas por eventos ocurridos sobre la última capa de sedimentos depositada, que después son rellenadas por el depósito del siguiente estrato. Por ejemplo:
• Marcas de corriente. Son cavidades o canales que produce una corriente de agua al circular sobre una capa de sedimento.
• Rizaduras (ripple marks). Las forman los vaivenes del mar sobre los sedimentos; por ejemplo, en las playas y estuarios. El movimiento de las partículas produce una sucesión de crestas y valles curvos en el techo del estrato, perpendiculares a la dirección de la corriente.
• Grietas de desecación. Se forman cuando los sedimentos quedan expuestos al aire y se retraen al secarse.
• Icnofósiles. Son marcas de la actividad biológica sobre el estrato (pisadas, rastros, galerías...)
B) Deformaciones y paleorrelieves: Son estructuras debidas a la acción de fuerzas tectónicas o de la erosión, respectivamente, sobre las rocas sedimentarias. Pueden ser cubiertas por series sedimentarias posteriores.
A medida que se depositan las capas de sedimentos en las cuencas sedimentarias, las capas inferiores van siendo progresivamente enterradas por las sucesivas capas que se acumulan sobre ellas El peso de todas estas capas hace que el fondo de la cuenca sufra un proceso de subsidencia, es decir, un hundimiento debido al peso de los materiales depositados en ella.
El enterramiento y la subsidencia provocan, en las capas inferiores de sedimentos, importantes cambios en las condiciones de presión, temperatura y ambiente químico. En estas condiciones (a una profundidad máxima de 6 km y a temperaturas inferiores a 200°C) tiene lugar la transformación de los sedimentos en rocas sólidas.
La diagénesis o litificación es el conjunto de transformaciones fisicoquimicas que experimentan los sedimentos desde su depósito hasta su transformación en rocas sedimentarias.
2.1 Procesos diagenéticos: de sedimentos a rocas
Los procesos diagenéticos ocurren de manera más o menos simultánea. Son la compactación, la disolución de minerales, la cementación, la recristalización y las transformaciones mineralógicas.
A) COMPACTACIÓN; La compactación de los sedimentos es un proceso físico. Se debe a la presión creciente que produce el enterramiento de los sedimentos. Implica la reducción del volumen y del espesor de las capas de sedimentos, por la disminución de la porosidad entre las partículas.
Al reducirse los poros e intersticios entre las partículas, se expulsa del sedimento gran parte del aire y del agua que contenía.
B) DISOLUCIÓN DE MINERALES; En las condiciones de la diagénesis, algunos minerales de los sedimentos se vuelven químicamente inestables y se disuelven en el agua que está siendo expulsada de los poros. La disolución de estos minerales los retira del sedimento, pero enriquece con sus iones las aguas subterráneas de la cuenca.
C) CEMENTACIÓN; La cementación es un proceso químico. Se produce por la precipitación de los minerales que había disueltos en el agua de los poros y huecos del sedimento, cuando esta es expulsada. Los minerales que precipitan en estos espacios actúan como un cemento que mantiene unidas las partículas del sedimento.
Los materiales más comunes en los cementos son los derivados de la calcita (CaCO3) y de la sílice (SIO2) y los óxidos de hierro.
La cementación reduce la permeabilidad de los sedimentos y los transforma en un material más consistente.
D) RECRISTALIZACIÓN DE LOS MINERALES; En las condiciones de la diagénesis se suele producir una recristalización, que es un aumento del tamaño de los cristales de los minerales del sedimento, pero sin cambiar su composición química.
Al crecer, los cristales rellenan todos los espacios disponibles lo que genera rocas sedimentarias cristalinas muy poco porosas (impermeables). Un ejemplo típico sería en la calcita presente en los caparazones de los seres vivos del sedimento.
E) TRANSFORMACIONES MINERALÓGICAS; Durante el proceso diagenético también tienen lugar transformaciones mineralógicas que cambian la composición química de la roca. Se producen por la llegada al sedimento de flujos de aguas subterráneas ricas en iones, que reaccionan con los minerales de los sedimentos. Entre estas transformaciones destacan:
· Sustitución de iones en la estructura de los minerales. Por ejemplo la dolomitización se produce cuando aguas subterráneas ricas en Mg2+ circulan por sedimentos ricos en Ca2+ y parte de los iones Ca2+ son sustituidos por iones Mg2+ transformando la calcita en dolomita.
· Transformaciones polimórficas. Los minerales se transforman en sus polimorfos más estables en las nuevas condiciones fisicoquímicas. Por ejemplo el aragonito se transforma en calcita.
· Cristalización de nuevos minerales. Este proceso ya lo hemos estudiado en la cementación.
3. Las rocas sedimentarias
Tras la diagénesis, las rocas sedimentarias que se han formado pueden aflorar a la superficie debido a la acción sobre ellas de las fuerzas tectónicas o a la erosión del terreno. De hecho, en la naturaleza podemos encontrar una gran variedad de rocas sedimentarias que, en función del tipo de sedimentos que las originaron, se pueden clasificar en dos tipos: detríticas y no detríticas.
3.1 Rocas sedimentarias detríticas
Las rocas detríticas son las que se originan a partir de sedimentos formados por fragmentos erosionados de otras rocas y transportados hasta la cuenca sedimentaria.
La textura característica de estas rocas se denomina clástica y tiene los siguientes componentes:
· Los clastos, que son los fragmentos más grandes (grava, granos de arena, fragmentos de conchas o caparazones...).
· La matriz, que es la fracción detrítica más fina que contiene los clastos y rellena los huecos que hay entre ellos, puede ser desde arena fina hasta limo. El análisis de los clastos y la matriz nos permite suponer de qué rocas proceden y el transporte que sufrieron hasta la cuenca sedimentaria.
· El cemento, que es el precipitado químico que une los clastos y la matriz. Su análisis nos da pistas sobre el ambiente en el que se produjo la diagénesis.
Las rocas sedimentarias detríticas se clasifican en tres grandes grupos en función del tamaño de sus clastos: ruditas, areniscas y lutitas.
A) RUDITAS o CONGLOMERADOS; Se caracterizan por contener clastos grandes, gravas, de un diámetro mayor de 2 mm. Según el tamaño y la forma de los clastos, las ruditas pueden clasificarse en:
· Brechas: Están formadas por clastos angulosos, típicos de procesos de transporte cortos, como los de los torrentes o las aguas de arroyada.
· Pudingas: Sus clastos son redondeados, debido a un proceso de transporte largo con una erosión continuada, como en un río o en una zona costera con oleaje.
· Tillitas: Son un grupo particular de brechas, de origen glaciar. Sus clastos son una mezcla de material heterogéneo en la que hay grandes fragmentos angulosos, fragmentos desprendidos por gelifracción y arenas.
B) ARENISCAS; Se caracterizan por contener clastos de tamaño medio, entre 2 y 0,0625 mm, las arenas, con formas más o menos angulosas según el tipo y la intensidad del agente de transporte que las llevó hasta la cuenca sedimentaria, que puede ser el viento, las corrientes fluviales o el oleaje y las corrientes costeras. Las areniscas tienen un tacto áspero, con gran diversidad de colores y son permeables. Se clasifican en varios tipos como las cuarzoarenitas, las arcosas o las grauvacas.
C) PELITAS; Se caracterizan por contener clastos de muy pequeño tamaño, inferiores a 0,0625 mm y compuestos generalmente por silicatos de aluminio y hierro, unidos por cementos de composición variable. Son las limolitas (limos), arcillitas (arcilla) y lutitas (arcillas y limos).
3.2 Rocas sedimentarias no detríticas
Las rocas sedimentarias no detríticas son las que se originan a partir de sedimentos químicos no clásticos, que precipitan en la cuenca sedimentaria o durante la diagénesis. Estas rocas presentan una textura no clástica (sin trozos de rocas) , en algunos casos cristalina y, según su composición, se clasifican en:
A) ROCAS CARBONATADAS; Están compuestas por carbonatos y suelen contener fósiles, en ocasiones en gran cantidad. Destacan:
· Calizas; están compuestas por calcita (CaCO3), un carbonato insoluble que precipita tras formarse en la reacción química:
2 HCO3 + Ca ←—→ ↓ CaCO3 + CO2 + H2O
El ion bicarbonato es soluble y procede de la disolución del CO2 en el agua. Si cambian las condiciones de la cuenca y se libera parte del CO2, se desplaza el equilibrio de la reacción, se forma el carbonato de calcio y precipita. Así se forman también las estalactitas y las estalagmitas, los travertinos y las tobas calcáreas.
· Dolomías; Su componente principal es la dolomita, que es un carbonato de calcio y magnesio CaMg(CO3)2. Estas rocas se forman a partir de los mismos sedimentos que las calizas, pero, durante la diagénesis, la mayoría de su calcio es sustituido por magnesio.
· Margas; son mezclas de calcita y minerales arcillosos.
B) ROCAS SALINAS o EVAPORITAS; Están constituidas por minerales que cristalizan cuando se produce la evaporación del agua de la cuenca sedimentaria, generalmente un mar poco profundo o una laguna en un clima árido. Suelen estar formadas por un solo compuesto iónico. Por ejemplo, la anhidrita CaSO4, el yeso CaSO4-2H2O, la halita NaCl, la silvina KCI o la carnalita KMgCl3·6H₂O.
C) ROCAS SILÍCEAS; Se componen básicamente de sílice SiO2, que precipita durante el proceso diagenético, generalmente formando nódulos microcristalinos entre otras rocas sedimentarias. Destaca el sílex, que es muy compacta y dura y que se rompe en superficies cóncavas afiladas, por lo que se usó en la prehistoria para fabricar herramientas de corte o puntas.
D) ROCAS FERRUGINOSAS y ALUMINOSAS; Se componen de minerales de hierro (hematites, limonita, siderita, etc.) o de aluminio (bauxita) que precipitan durante la formación de calizas, areniscas y arcillas.
3.3 Materiales sedimentarios de origen biológico
Además de sedimentos clásticos y precipitados químicos, en las cuencas sedimentarias se depositan también, en ocasiones en grandes cantidades, los restos orgánicos.
Estos depósitos de origen biológico sufren la diagénesis junto con el resto de los sedimentos de la cuenca y se transforman en unos materiales que, aunque a veces se clasifican como «rocas organógenas», por su naturaleza no siempre entran en la definición de roca. Por ejemplo:
A) ROCAS SILÍCEAS DE ORIGEN BIOQUÍMICO; Estas rocas están formadas por caparazones silíceos de microorganismos que fijaron la sílice mediante procesos bioquímicos. Los caparazones se depositaron en la cuenca sedimentaria cuando esos microorganismos murieron en masa. Son la diatomita, compuesta por las “frústulas” de algas diatomeas, y la radiolarita, constituida por caparazones de radiolarios.
B) ROCAS FOSFATADAS o FOSFORITAS; Se componen básicamente de apatito Ca3(PO4)2. Se forman por precipitación del fosfato durante la formación de rocas como calizas, areniscas o arcillas. La fuente del fosfato suelen ser depósitos de gran cantidad de esqueletos (por mortandades de peces, por ejemplo), o de excrementos (guano) de aves marinas o de murciélagos. Sus yacimientos son un recurso económico importante. Pulsando aquí podemos ver algunas de la provincia de Sevilla.
C) COMBUSTIBLES FÓSILES; Son el carbón, el petróleo y el gas natural. No son rocas sino compuestos originados a partir de restos orgánicos depositados junto a sedimentos en una cuenca. Durante la diagénesis, sin oxígeno, a presión y a unos 200°C, esos restos fueron transformados (descompuestos, desecados, compactados y enriquecidos en hidrocarburos).
· Carbón; Procede de restos vegetales (plantas leñosas o no leñosas, resinas...) acumulados durante largos periodos en zonas pantanosas o costeras. Dependiendo de su grado de transformación, hay varios tipos:
Turba; Apenas está transformado. Es pardo, poco compacto y aún tiene humedad.
Lignito; Su transformación es media. Tiene el aspecto y la forma de los restos de madera que lo formaron y su color es pardo muy oscuro.
Hulla; Muy transformado. Es de color negro y tiene aspecto rocoso. Aún tiene huellas fósiles de plantas.
Antracita. Muy transformado y metamorfizado. Es muy compacto y de color negro brillante.
· Petróleo y gas natural; Se forman a partir de restos de organismos planctónicos (parecidos al crill actual que comen las ballenas...) que murieron en masa y se depositaron en el fondo de cuencas marinas. El petróleo es un líquido espeso y aceitoso, de color pardo oscuro a negro. El gas natural es una mezcla de metano y etano.
4. El metamorfismo
El metamorfismo es un conjunto de procesos (sobre todo aumento de presión y temperatura) que afectan a rocas de la corteza ya existentes y que, sin fundirlas, las transforman en rocas metamórficas.
4.1 Causas y efectos del metamorfismo
Vamos a destacar tres: la temperatura, la presión y la presencia de fluidos químicamente activos.
A) TEMPERATURA
La temperatura a la que está sometida una roca de la corteza puede aumentar debido al gradiente geotérmico, al ascenso de un magma o a la fricción generada por movimientos tectónicos. Si ocurre un incremento térmico, siempre por debajo del punto de fusión de los minerales, provoca estas transformaciones metamórficas.
B) PRESIÓN
La presión sobre una roca puede aumentar debido al peso que ejercen las rocas que tiene por encima, debido a las fuerzas tectónicas o por la presión hidrostática ejercida por fluidos que entran en sus poros y fisuras.
Un aumento de presión provoca una reorientación de los minerales, cuyos cristales se distribuyen en superficies perpendiculares a la dirección del aplastamiento. Esto genera en la roca los llamados planos de esquistosidad (capas paralelas, bandas, etc.) o foliación (como en las pizarras).
C) LÍQUIDOS QUÍMICAMENTE ACTIVOS
Son principalmente fluidos magmáticos calientes (fluidos hidrotermales) con numerosas sustancias disueltas, que pueden inyectarse en las rocas desde cámaras magmáticas situadas en las proximidades.
Las rocas sometidas a estos fluidos experimentan numerosas reacciones químicas en sus minerales. Esto tiene dos efectos principales:
· Recristalización. El fluido disuelve minerales de partes de la roca sometidas a mayor presión y esos componentes disueltos cristalizan como minerales nuevos en otras partes de la roca sometidas a menor presión.
· Metasomatismo. Es un tipo especial de metamorfismo en el que el fluido aporta iones ajenos a los de la roca original. Es el único metamorfismo que cambia sustancialmente la composición química de la roca y genera minerales totalmente nuevos.
4.2 Ambientes metamórficos y tipos de metamorfismo
El metamorfismo se da en zonas de la corteza terrestre que están sometidas a fuerzas, a fuentes de calor o a las dos cosas. Se diferencian varios tipos de metamorfismo:
A) METAMORFISMO DE CONTACTO o TÉRMICO
Se debe al aumento de la temperatura. Suele darse en la periferia de las intrusiones magmáticas y afecta a las rocas encajantes, que desarrollan aureolas metamórficas concéntricas: las más cercanas al magma presentan un mayor grado de transformación y minerales de alta temperatura (corneanas); las más alejadas del magma, están menos transformadas y tienen minerales de baja temperatura como la biotita, la clorita o el talco.
En este tipo de metamorfismo no interviene la presión, así que las rocas generadas no presentan foliación.
B) METAMORFISMO HIDROTERMAL o METASOMATISMO
Es el que está ligado a la presencia de los fluidos químicamente activos. Suele darse también en zonas de la corteza cercanas a intrusiones magmáticas que inyectan sus fluidos residuales en las rocas encajantes.
C) METAMORFISMO ESTÁTICO o DE ENTERRAMIENTO
Es característico de las cuencas sedimentarias de gran espesor. El peso de los sedimentos ejerce una importante presión en las capas más profundas, ya litificadas, que además experimentan un cierto aumento de temperatura.
Las nuevas rocas así formadas tienen minerales recristalizados y dispuestos en planos de esquistosidad horizontales, por lo que presentan foliación.
D) METAMORFISMO REGIONAL
Es característico de las zonas orogénicas muy extensas, en las que se dan interacciones entre placas litosféricas y las rocas se ven sometidas a intensas fuerzas tectónicas durante largos períodos.
Las condiciones de presión y temperatura en estas zonas tan extensas varían mucho, por lo que este tipo de metamorfismo origina una gran variedad de rocas metamórficas, cuya textura y mineralogía reflejan diferentes grados de metamorfismo. La mayoría de las rocas formadas presentan foliación.y en las que se forman en los ambientes más extremos, tiene lugar la migmatización (fusión parcial de la roca preexistente), en el límite con el magmatismo.
E) METAMORFISMO DE PRESIÓN, DINÁMICO o CATACLÁSTICO
Es característico de las zonas de fallas de compresión, donde las rocas se ven sometidas a una intensa presión dirigida, que desplaza, aplasta y tritura los materiales.
F) METAMORFISMO DE IMPACTO
Se produce cuando un meteorito impacta contra la superficie terrestre. Las rocas que reciben el impacto experimentan elevadas presiones y temperaturas y se pulverizan o se funden. Pero las rocas de alrededor se transforman en rocas metamórficas, en la que se encuentran minerales como el diamante.
4.3 Intensidad del metamorfismo
El metamorfismo es un proceso continuo y muy complejo pero para facilitar su estudio se han establecido tres niveles. Para establecer estos niveles usamos unos minerales índice que solo se forman en unas determinadas condiciones de presión y temperatura y por lo tanto indican el nivel de metamorfismo que han sufrido las rocas que los contienen.
Los grados de metamorfismo son:
a) Metamorfismo de grado bajo; bajas presiones y temperaturas (200 ºC). Origina rocas con clorita.
b) Metamorfismo de grado medio; moderadas presiones y temperaturas. Origina rocas con biotita o moscovita.
c) Metamorfismo de grado alto; altas presiones y temperaturas. Origina rocas con sillimanita.
La textura de las rocas también ayuda a caracterizar el nivel de metamorfismo: Cuanto mayor sea el metamorfismo mayores serán sus cristales.
También para determinar la intensidad y el tipo de metamorfismo que ha originado una formación rocosa usamos las facies metamórficas, que son conjuntos de rocas con una asociación determinada de minerales formados bajo las mismas condiciones de presión y temperatura.
Las rocas metamórficas se agrupan en dos categorías: rocas foliadas y rocas no foliadas.
5.1 Rocas metamórficas foliadas
Las rocas metamórficas con foliación se forman bajo altas presiones, que hacen que los minerales micáceos (sericita, clorita, biotita o moscovita) y los minerales prismáticos alargados (anfíboles y plagioclasas), se orienten perpendicularmente a la dirección principal del esfuerzo de compresión. Las más importantes son estas:
a) Pizarras. Tienen un grano muy fino con planos de esquistosidad planos, grandes y delgados (textura pizarrosa). Contienen cuarzo y filosilicatos (moscovita, sericita o clorita). que le dan una coloración gris verdosa oscura.
Como su metamorfismo se realiza a baja temperatura no es raro que encontremos fósiles conservados en la roca.
Dada su exfoliación plana y su color oscuro se han usado tradicionalmente para techar casas en climas fríos.
b) Filitas. Tienen textura pizarrosa de grano fino, con planos de esquistosidad algo ondulados y pequeños cristales de cuarzo y moscovita. Son de color grisáceo.
c) Esquistos. Presentan planos de esquistosidad irregulares y grano grueso (textura esquistosa). Se componen de abundantes cristales de cuarzo, feldespato y micas.
d) Gneises. Muestran grandes cristales de cuarzo y feldespatos distribuidos en bandas claras grisáceas alternadas con bandas oscuras verdosas en las que abundan las micas. Esta disposición en bandas se denomina textura gnéisica.
e) Migmatitas. Tienen características mineralógicas y texturales mixtas entre una roca metamórfica y una magmática. Presentan un bandeado gnéisico blanco y una textura característica debida a la fusión parcial de la roca original.
5.2 Rocas metamórficas no foliadas
Las rocas metamórficas sin foliación se originan como consecuencia de procesos en los que no intervienen presiones importantes. Las más importantes son:
a) Brecha de falla. Son rocas con textura clástica en las que se observan grandes fragmentos de roca triturada, generalmente angulosos, producidos por la fricción entre dos bloques de falla que se desplazan. No desarrollan foliación.
b) Corneanas (Hornfels). Tienen una textura cristaloblástica de grano fino, de diferente composición química, dependiendo del protolito (la roca original) del que proceden. Se originan por recristalización, debido al aumento de temperatura en el metamorfismo de contacto (cerca de un batolito, por ejemplo).
c) Cuarcitas. Tienen una textura cristaloblástica, con cristales de cuarzo de tamaño medio o grande. Son muy compactas y de color gris, crema o anaranjado. Se forman por recristalización a partir de areniscas ricas en cuarzo.
d) Mármol. Tiene textura cristaloblástica, con cristales de tamaño medio a grande de calcita y dolomita. Suele ser compacto, de color blanco, crema o gris y suele presentar vetas de diferentes colores debidas a impurezas en la roca original. Se forman por recristalización de la calcita y la dolomita que constituyen las calizas y las dolomías.
Es una roca muy apreciada desde la antigüedad en la construcción y en la escultura por su color, brillo y por las vetas que generan patrones muy atractivos.
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