capitulos 11 y 12 (MIYASHIRO)

11
FACIES
METAMÓRFICAS
DE
METAMORFISMO REGIONAL DE P-T BAJO
Y MEDIO
Como se muestra en la Figura 8.3 y la Tabla 7.1, el metamorfismo regional de NT bajo y medio
generalmente produce una serie de facies metamórficas compuestas por las facies de zeolita,
prehnita-pumpellyita, greenschist, anfibolita y granulita en orden de temperatura creciente. Estas
facies, sin embargo, no se limitan al metamorfismo regional de NT bajo y medio. Las primeras tres
facies ocurren también en algunas regiones metamórficas glaucophanic, y las facies de esquistos
verdes y anfibolitas también ocurren en muchas aureolas metamórficas de contacto. Estas facies
metamórficas en todos estos modos de ocurrencia se describen en este capítulo en orden creciente
de temperatura.
11.1 Facies de zeolita
11.1.1 Características generales
11.1.1.1 Estudios iniciales. Eskola (1939) consideró que la facies de esquistos verdes representaba
la temperatura más baja en el metamorfismo ordinario. La Figura 7.1 reproduce su tabla sinóptica
de facies metamórficas, donde escribió las palabras "formación de zeolitas" en una posición que
indica una presión más baja a baja temperatura. Sin embargo, no estableció una nueva estructura
metamórfica para la formación de zeolitas, porque pensó que las rocas que contienen zeolitas no
representan equilibrios químicos y que las zeolitas cristalizan sucesivamente a partir de una solución
caliente que fluye, cuyos cambios de composición provocan variaciones en los tipos de zeolitas
formados.
En la década de 1950, Coombs (1954) estudió una gruesa pila sedimentaria del Triásico en Southland
Syncline de Nueva Zelanda, y descubrió que las zeolitas se forman allí a escala regional, y los tipos
de zeolitas varían regularmente con el aumento de la profundidad, por lo que probablemente con
presión y temperatura crecientes. Aunque las rocas de la pila todavía contienen minerales originales
que no experimentaron cristalización metamórfica, las zeolitas se encuentran en conjuntos minerales
que se formaron por cristalización metamórfica, especialmente en la mitad inferior de la pila
sedimentaria, por lo que las partes de las rocas que contienen zeolitas pueden Debe considerarse
que representa una facies metamórfica para condiciones de PT intermedias entre la diagénesis de
las rocas sedimentarias y el metamorfismo tradicional. Por lo tanto, se propuso el nombre zeolita se
desvanece (Coombs et al. 1959) para las partes de rocas que experimentaron cristalización
metamórfica y se caracterizan por el ensamblaje de zeolita + cuarzo. Posteriormente, Coombs (1960,
1961) procedió a definir los desvanecimientos de prehnita-pumpellyita, que representan la condición
intermedia entre la zeolita y la facies de esquistos verdes.
Desde entonces, se han informado muchas áreas metamórficas que contienen zeolitas en muchas
partes del mundo (por ejemplo, Boles 1977). La mayoría de ellas son formaciones cenozoicas o
mesozoicas en las regiones eircum-Pacífico, como Nueva Zelanda, Japón y el oeste de América del
Norte, aunque también se conocen algunas regiones paleozoicas que contienen zeolitas. Ha quedado
claro que algunas regiones metamórficas progresivas tienen zonas de las facies de zeolita y prehnitapumpellyita, o solo de la última facies (o, raramente, solo de la primera) entre un área no cristalizada
y una zona de facies de esquistos verdes, mientras que otras no tienen tal zona de bajo grado.
11.1.1.2 Estudios más recientes. Los primeros estudios apoyaron en general la idea anterior de que
los ensamblajes que contienen zeolitas están controlados por las condiciones P-T. Desde este punto
de vista, se asignaron diferentes variedades de zeolitas a varias posiciones en la secuencia progresiva
de cambios minerales en las facies de zeolitas (por ejemplo, Seki et al. 1969).
Sin embargo, estudios detallados han dejado en claro gradualmente que las condiciones que
controlan la formación de zeolita en montones sedimentarios gruesos son más complicadas de lo que
se pensaba originalmente. La formación de zeolitas está controlada no solo por las condiciones de
profundidad o P-T, sino también por la composición y presión de los fluidos intergranulares y los
materiales rocosos originales.
Las zeolitas son en su mayoría altas en Ca, Na o ambos. Por lo tanto, las zeolitas se forman en rocas
volcánicas y volcaniclásticas meta-morfoseadas como las de Southland Syn-cline, Nueva Zelanda,
pero no pueden formarse en metapelitas típicas muy bajas en Ca y Na. Las áreas de facies de zeolitas
bien desarrolladas suelen ser abundantes en materiales volcánicos. Los materiales originales más
comunes a partir de los cuales se forman fácilmente las zeolitas son el vidrio volcánico y la
plagioclasa.
En áreas donde los materiales volcánicos se metamorfosean en la zeolita y / o facies de prehnitapumpellyita, las rocas sedimentarias pelíticas asociadas pueden estar muy poco cristalizadas o
débilmente metamorfoseadas con minerales de cuarzo, albita y arcilla, como caolinita, mezcla de
ilita y smcctita. minerales layei y clorito. Las investigaciones mineralógicas detalladas, sin embargo,
aclararían los sutiles cambios minerales progresivos (Zen y Thompson 1974).
La intención de Eskola era que el sistema de facies metamórficas constituya un esquema de
clasificación de rocas metamórficas que muestren conjuntos minerales en equilibrio. Por otro lado,
las pilas sedimentarias que se sometieron a zeolitización a escala regional contienen una gran
cantidad de materiales originales que no sufrieron cristalización metamórfica y deben excluirse de
los ensamblajes de zeolitc-facies.
Incluso los minerales recién formados pueden no estar en equilibrio, porque las zeolitas comúnmente
se forman en secuencias a lo largo del tiempo, por lo que la coexistencia en la misma roca no significa
necesariamente su equilibrio. Algunas zeolitas (por ejemplo, heu-landita) muestran variaciones de
composición no solo entre diferentes rocas sino también entre diferentes partes de la misma roca, y
esta variación de composición parece reflejar una variación en la composición del vidrio original a
partir del cual se formaron las zeolitas (Boles & Coombs 1975). Estas observaciones indican que el
equilibrio no se acercó ni siquiera en una escala de sección delgada.
11.1.1.3 Metamorfismo de entierro. Las rocas con facies de zeolita generalmente no son esquistosas
y conservan en gran medida la textura de las rocas originales. Por lo general, esto se ha interpretado
en el sentido de que el metamorfismo de la zeolita-facies implica pocos o ningún movimiento de
deformación penetrante. Coombs (1961) acuñó el término metamorfismo funerario para este tipo de
casos. El metamorfismo de entierro en este sentido incluye no solo las facies de zeolita sino también
partes de las facies prehnitc-pumpel-lyite y blucschist. En este libro, el metamorfismo regional se
define simplemente como metamorfismo a escala regional, independientemente de si produce
esquistosidad o no (§1.3.1). De modo que el metamorfismo funerario se trata en este libro como una
subdivisión del metamorfismo regional, cuando se produce a escala regional.
Se ha descubierto que algunas de estas regiones metamórficas progresivas que contienen zeolitas
son en realidad diacrónicas-progresivas (§8.2). En otras palabras, el metamorfismo de la zona de
zeolita-facies es más joven que el de las facies de esquistos verdes asociadas o zonas de mayor
temperatura.
11.1.2 Ejemplos de áreas de facies de zeolita
11.1.2.1 Southland Syncline, Nueva Zelanda. Taringatura Hills, donde Coombs (1954) descubrió por
primera vez la existencia de zeolitización a escala regional, se encuentran en la parte noroeste de
Southland Syncline, cerca del extremo sur de la Isla Sur, Nueva Zelanda. La espesa pila sedimentaria
del Triásico y Jurásico del sinclinal está compuesta casi en su totalidad por materiales volcánicos
(grauvacas volcánicas, siltstoncs y tobas) de afinidades basalto-andesita-dacita-riolita (es decir, un
tipo de arco volcánico), y ha sido sometido a afinidades regionales. metamorfismo de escala zeolitafacies. La deformación es leve y no hay intrusión ígnea. Por lo tanto, se cree que la temperatura y la
presión durante el metamorfismo fueron controladas generalmente por la profundidad inicial del
entierro.
En las colinas de Taringatura, el tramo Triásico tiene unos 10 km de espesor. En la parte superior
de la sección, el vidrio volcánico en los lechos de toba ha sido reemplazado principalmente por
heulanditc o menos comúnmente por analcime. Ambas zeolitas coexisten con el cuarzo recién
cristalizado y la smenita de grano fino (Coombs 1954, Coombs et al. 1959). Las plagioclasas
detríticas portadoras de Ca son en su mayoría frescas en la parte superior, pero están cada vez más
albitizadas en horizontes sucesivamente inferiores. En la mitad inferior de la secuencia, analcime y
heuhmdite casi desaparecen. Parece que wield = se reemplaza principalmente por albita, mientras
que la heulandita se reemplaza por laumontita más cuarzo. Se producen esmectitc, clorita, sericita y
minerales de capa mixta. Prchnite y pumpellyite aparecen como minerales accesorios. Estos
minerales se encuentran en forma de cementos, matriz de grano fino y reemplazos de minerales
detríticos y fragmentos de vidrio. La adularia ocurre en algunas rocas.
Esta observación pareció sugerir la existencia de dos etapas de profundidad (o subfacies) en la facies
de zeolita: una etapa de heulandita-analcima en la mitad superior pobremente cristalizada de la
sección y una etapa de laumontita caracterizada por el ensamblaje laumontita + albita + cuarzo en
la mitad inferior. Las etapas pueden estar conectadas por reacciones tales como:
Dado que el H2O y el CO2 están en el lado derecho, es natural considerar que representan una
temperatura más alta y, por lo tanto, una mayor profundidad que el izquierdo. Coombs (1971) y
Miyashiro y Shido (1970) intentaron comprender la zeolita y otros ensamblajes minerales en las
facies de zeolita considerándolos como representaciones de secuencias progresivas de
deshidratación y descarbonatación.
Más tarde, sin embargo, Boles & Coombs (1975, 1977) extendieron el trabajo a zonas más orientales
de Southland Syncline, incluidas las colinas Holconni, donde no sólo una secuencia sedimentaria del
Triásico pero también del Jurásico suprayacente, compuesta principalmente de materiales máficos
y volcánicos intermedios, está expuesta con un espesor total de 9 km. En esta área, la analcima
ocurre en horizontes relativamente más altos, la pumpellyita está confinada a los horizontes
inferiores y la albitización de plagioclasa tiende a aumentar con el aumento de la profundidad al
igual que en las colinas de Taringatura, mientras que la heulandita, laumontita, prehnita y calcita
ocurren en prácticamente todos los horizontes. En otras palabras, la distinción de dos etapas de
profundidad (o subfacies) como se sugiere en Taringatura no se sostiene en las colinas de Hokonui.
Esta complicación probablemente significa que el metamorfismo de la zeolita-facies está controlado
no solo por la temperatura y la profundidad, sino también por muchos otros factores, como se
discutirá más adelante.
11.1.2.2 Metamorfismo diacrónico-progresivo en las montañas Tanzawa, Japón. Algunas áreas
metamórficas muestran minerales de zeolita mucho más diversos que el Southland Syncline. Además,
una zona de zeolita-facies comúnmente forma la parte de menor grado de una secuencia metamórfica
diacrónica-progresiva, la parte de alto grado de la cual alcanza la facies de esquistos verdes o
anfibolitas. Se dispone de datos petrográficos detallados de un área metamórfica diacrónicaprogresiva de este tipo en las montañas Tanzawa, a unos 70 km al suroeste de Tokio (Seki et al.
1969).
En esta área, el grado metamórfico varía desde la zeolita hasta la facies de anfibolita. Las partes de
mayor grado del complejo metamórfico están fuertemente deformadas y esquistosas, e incluso
parcialmente volcadas, mientras que las rocas de bajo grado no son esquistosas. Las rocas originales
eran en su mayoría piroclásticos y lavas de composiciones basálticas y andesíticas que se formaron
en el Mioceno temprano al Plioceno temprano. Seki y col. han dividido la región en las siguientes
cinco zonas en orden de temperatura creciente de metamorfismo.
Zona I (baja desvanecimiento de zeolita). Tanto las rocas máficas ígneas como las sedimentarias
conservan sus texturas originales y no muestran esquistosidad. Solo la masa de suelo de grano fino
y la matriz sufrieron cristalización metamórfica. Las partes sometidas a cristalización metamórfica
se caracterizan por la formación de clinop-tilolita, heulandita, estilbita y mordenita, así como por
esmectita-vermiculita y vermiculita-clorita en capas mixtas. No se produce clorito propiamente
dicho.
Zona II (alto desvanecimiento de zeolita). Las rocas todavía son generalmente no esquistosas y
cristalizadas de forma incompleta. Esta zona se caracteriza por la aparición del conjunto laumontita
+ cuarzo. Un mineral de arcilla de capa mixta es común en la mitad de baja temperatura de esta
zona, mientras que la clorita es común en cambio en la mitad de alta temperatura. En la mitad
superior, ocasionalmente se encontraron wairakita y yugawaralita (zeolitas) en asociación con el
cuarzo.
Como muestra la aparición de ópalo, algunos fluidos metamórficos estaban sobresaturados con
SiO2, y esto probablemente influyó en los modos de aparición de las zeolitas. Por otro lado, algunas
zeolitas observadas pueden haber sido estables solo en ausencia de cuarzo. La wairakita se encuentra
solo en la parte de temperatura más alta de la zona de facies de zeolita.
Zona III (prehnita pumpellyitefades).
Zona IV (desvanecimiento de la esquistos verdes).
Zona V (anfibolita se desvanece). La primera aparición de plagioclasa con 20% An se ha considerado
como el límite inferior de esta zona. El contenido máximo observado es del 73%.
Las rocas originales de las Zonas V, IV y III y una parte de la Zona II (llamada Grupo Tanzawa)
fueron depositadas y luego metamorfoseadas en el Mioceno temprano y medio. El levantamiento y la
erosión posteriores habían expuesto el complejo metamórfico y plu-tónico a finales del Mioceno. Se
formó una nueva cuenca depositacional al sur de las montañas elevadas, y los fragmentos de las
rocas expuestas se transportaron hacia el sur y se depositaron. Un nuevo evento metamórfico ocurrió
en los sedimentos recién depositados, formando la Zona I y una parte de la Zona II allí a finales del
Mioceno y Plioceno. La evidencia decisiva de esta relación temporal es que los fragmentos de roca
metamórfica derivados de las Zonas III, IV y V (así como la diorita de cuarzo) ocurren como
guijarros en los conglomerados de la Zona I y el área recién agregada de la Zona II. Una masa de
diorita de cuarzo se introdujo en la Zona V ligeramente después del metamorfismo, lo que produjo
un efecto metamórfico de contacto en la parte adyacente de la Zona V.
11.1.3 Relaciones de estabilidad de las zeolitas con respecto a la temperatura y la presión
Si hay un fluido intergranular compuesto de H2O virtualmente puro a la misma temperatura y
presión que las fases sólidas, las relaciones de estabilidad de las zeolitas están controladas
únicamente por la temperatura y la presión. Algunos datos experimentales recopilados en tales
condiciones se revisan a continuación.
La figura 11.1 muestra que el límite de alta temperatura del campo de estabilidad del ensamblaje
analcime + cuarzo, como se indica en la reacción (11.2), se encuentra a unos 200 ° C bajo una
presión de H2O igual a una presión de fase sólida inferior a 5 kbar. . Sin embargo, en ausencia de
cuarzo, la analcima es estable hasta aproximadamente 600 ° C a presiones de fluido inferiores a
unos pocos kilobares. Por encima de 600 ° C, la analcima se degrada por la reacción:
La analcima se descompone a presiones superiores a aproximadamente 5 kbar mediante la siguiente
reacción (figura 11.1):
La figura 11.2 muestra que bajo la condición de presión de h2o igual a la presión de la fase sólida,
la estilbita, la heulandita, la laumontita y la wairakita se vuelven estables de manera sucesiva en este
orden en rangos de temperatura (Liou 1971a). Se debe tener en cuenta que este orden está en armonía
generalmente con los órdenes observados de la presencia de zeolitas en las colinas de Taringatura y
las montañas de Tanzawa. Esto sugiere que en estas áreas el metamorfismo ocurrió generalmente en
presencia de una fase h2o casi pura.
A presiones superiores a aproximadamente 3 kbar, el conjunto de lawsonita + cuarzo se vuelve
estable en lugar de laumontita (figura 11.2) mediante la siguiente reacción (Lion 1971a):
Para obtener más datos experimentales relacionados con las relaciones de estabilidad de los
minerales en las facies de zeolita y prehnita-pumpellyita, consulte Liou (1971a, b), AB Thompson
(1971a, b), Zen & Thompson (1974), Winkler (1979) y Schiffman & Lion. (1980).
Figura 11.1 Campos de estabilidad de analcima, analcime + cuarzo, jadeíta y jadeíta-I-cuarzo en el
sistema NaAlSiO4-SiO2-H20 en presencia de una fase de vapor acuoso. V: fase de vapor de agua;
M: derretir. Después de Liou (1971b).
Figura 11.2 Campos de estabilidad de zeolitas Ca, lawsonita y anortita en presencia de cuarzo y una
fase de vapor acuoso. Según Liou (1971a) y Cho et al. (1987).
11.1.4 Factores, distintos de la temperatura y la presión, que controlan la formación de zeolita
11.1.4.1 Relación de la presión del fluido con la presión de la fase sólida. A poca profundidad, una
fase de fluido intergranular puede conectarse a una larga distancia a través de grietas y fisuras,
llegando finalmente a la superficie de la Tierra. Si es así, la presión del fluido es igual a la presión
hidrostática, mucho menor que la presión de las fases sólidas adyacentes (P.1.2.3). A grandes
profundidades, los espacios intergranulares pueden estar desconectados entre sí por cementación y
cristalización metamórfica y cada uno de ellos puede estar completamente encerrado en rocas
sólidas (p.1.2.2). En equilibrio bajo esta condición, la presión del fluido es igual a la presión de las
fases sólidas circundantes, por lo que los datos experimentales de las Figuras 11.1 y 11.2 son
directamente aplicables si el fluido tiene una composición de H2O pura. Por tanto, al aumentar la
profundidad, la presión de la fase fluida tiende a aumentar desde el valor hidrostático al litoestático.
La profundidad real a la que la presión del fluido se vuelve igual a la presión de la fase sólida debe
diferir en diferentes áreas. Boles y Coombs (1977) han discutido cómo este factor podría causar
complicaciones en la formación de zeolitas.
11.1.4.2 Efectos del CO2. Ca-zeolitas son isoquímicas con calcita + mineral de pelita (o mineral de
arcilla) excepto por su contenido de H2O y CO2, como se muestra, por ejemplo, mediante las
ecuaciones:
Por tanto, un potencial químico más alto de CO2 tiende a descomponer las zeolitas Ca y producir
ensamblajes minerales pelíticos que contienen carbonato, mientras que un potencial químico más
alto de H2O tiende a producir zeolitas Ca. En consecuencia, pueden formarse ensamblajes minerales
que contienen zeolita y que no contienen zeolita bajo la misma temperatura y presión, dependiendo
de los valores de los potenciales químicos de CO2 y H2O (Zen 1961).
A una presión de fluido = presión de fase sólida = 2 kbar, por ejemplo, el lado de reacción de
laumontita (11.9) es estable solo para una fracción molar de CO2 menor que aproximadamente
0.0075 en el fluido H2O-OO2, es decir, en una forma extremadamente baja concentración de CO2
solamente (AB Thompson 1971b).
11.1.4.3 Efectos de otros componentes en fluidos. Algunos componentes, distintos del CO2, en los
fluidos también deben tener un gran efecto sobre la formación de minerales en las facies de zeolita.
Los fluidos en rocas metamórficas libres de cuarzo comúnmente pueden estar insaturados con SiO2.
Tal fluido puede precipitar algunos tipos particulares de zeolitas, p. Ej. sonita de espina, chabacita
y natrolita (por ejemplo, Miyashiro y Shido 1970). Por otro lado, el ópalo se encuentra comúnmente
en rocas de facies de zeolita, como en las montañas de Tanzawa. Esto sugiere que los fluidos
metamórficos sobresaturados con SiO2 son relativamente comunes. Si estos fluidos sobresaturados
participan en reacciones, el rango de temperatura de equilibrio de la heulandita, por ejemplo,
aumenta en la reacción (11.1) y el de la albita aumenta en la reacción (11.2).
Las zeolitas pueden formarse por reacción de vidrio y minerales con fluidos. Dependiendo de los
materiales originales, las reacciones reales difieren, y se tomarán o liberarán varios componentes
de los fluidos. En un sistema cerrado, la composición de los fluidos metamórficos está controlada
por los ensamblajes minerales del sistema (§6.1.1). Sin embargo, en los complejos de rocas que
experimentan metamorfismo de zeolita-facies, y particularmente en las partes menos profundas de
ellos, los fluidos metamórficos probablemente fluyan en una extensión considerable, y los fluidos que
fluyen pueden transportar una variedad de sustancias desde el exterior del sistema.
11.1.5 Cambios en las definiciones de los desvanecimientos de zeolita
El concepto de facies de zeolita ha cambiado a medida que avanzaba su estudio. (a) Coombs y col.
(1959) definieron las facies de zeolita para incluir al menos todos los ensamblajes producidos en
condiciones físicas en las que se forman comúnmente los siguientes ensamblajes: analcima + cuarzo,
heulandita + cuarzo y laumontita + cuarzo. Dado que en un entorno deficiente en sílice determinadas
zeolitas, como la analcima, son estables en un intervalo de P-T mucho más amplio, la asociación del
cuarzo con la zeolita se considera esencial.
(b) Algunos autores consideraron la etapa de heulandita-analcima en la mitad superior de la pila
deposicional de Taringatura Hills en Southland Syncline como diagenética, porque las rocas
contienen demasiado material no cristalizado y están demasiado lejos del equilibrio, por lo que solo
consideraron el etapa de laumontita en la mitad inferior como representando la facies de zeolita (por
ejemplo, Fyfe et al. 1958, Winkler 1965). Sin embargo, como se indicó anteriormente, más tarde se
descubrió que tanto la heu-landita como la laumontita se encuentran en prácticamente todos los
horizontes de Southland Syncline, por lo que la laumontita ya no puede considerarse como
diagnóstico de un origen metamórfico con este significado.
(c) En Southland Syncline, analcima, heulandita y laumontita son las zeolitas dominantes, mientras
que en muchas otras áreas que contienen zeolitas, como las montañas Tanzawa, otras variedades de
zeolitas también son comunes e incluso muestran patrones de distribución regulares relacionados
con la temperatura en armonía con datos experimentales y consideraciones teóricas. Entre ellos,
estilbita + cuarzo y mordenita + cuarzo representan una temperatura más baja que la heuland-ite
(por ejemplo, Cho et al. 1987, Miyashiro & Shido 1970: Figs. 3, 8), mientras que wairakitc + cuarzo
probablemente representa una temperatura más alta que la conjunto de montita + cuarzo (Fig. 11.2,
Seki 1966, Miyashiro & Shido 1970). Por lo tanto, el rango total de condiciones P-T en las que los
conjuntos de zeolita + cuarzo son estables, es probablemente considerablemente más amplio de lo
que se consideró originalmente a partir de los datos de Taringatura Hills (Seki 1966, 1969). Bien
podemos ampliar el concepto de los desvanecimientos de zeolita para cubrir todos esos conjuntos de
zeolita + cuarzo.
(d) Postulamos que los desvanecimientos metamórficos se definen en términos de temperatura,
presión y potencial químico del H2O (§7.4). Esto significa que se ignoran los efectos del CO2 y otros
componentes en el fluido. Si un fluido es una mezcla binaria de H2O y CO2, el potencial químico del
CO2 es función del de H2O a temperatura y presión constantes, por lo que la definición anterior no
causará problemas. Dado que un fluido generalmente contiene varios otros componentes, el
potencial químico del CO2 es independiente del del H2O. La facies de zeolita incluye no solo rocas
que contienen zeolita + cuarzo, sino también rocas libres de zeolita espacialmente asociadas. Estas
últimas rocas están libres de zeolitas, debido a la ausencia de Na2O y CaO en algunos casos y por
el alto potencial químico del CO2 en otros.
11.1.6 Relación de las facies de zeolita con las series de desvanecimientos metamórficos
La facies de zeolita representa no solo temperaturas muy bajas, sino también bajas presiones. Una
zona de la facies de zeolita se encuentra en el extremo de baja temperatura de muchas regiones
metamórficas progresivas de los tipos de P / i bajo, medio y alto. Esto probablemente significa que
las curvas de campo P-T de estas regiones metamórficas suelen tener una pendiente positiva.
A continuación se citan algunos ejemplos. Una zona de facies de zeolita parece ser la parte de
temperatura más baja en las regiones metamórficas progresivas de baja P / T en varias áreas de
Japón, p. las montañas Tanzawa y Akaishi. En otras áreas, una zona de zeolita-facies pertenece a la
secuencia metamórfica progresiva de Pa medio, p. probablemente el Southland Syncline. Hay una
zona de facies de zeolita en la parte de menor grado de algunos cinturones de esquisto glauofano, p.
el Complejo Franciscano en California y los Alpes occidentales.
11.2 Facies de prehnita-pumpellyita
11.2.1 Características generales
En la mitad inferior de la pila sedimentaria mesozoica de Southland Syncline descrita en la sección
anterior, se encuentran prehnita y pumpellyita junto con heulandita, laumontita, clorita, calcita,
albita y cuarzo. Si este tipo de meta-morfismo ocurre a temperaturas algo más altas, las zeolitas +
cuarzo assem-blage desaparecerán y las rocas resultantes tendrán prehnita y pumpellyita junto con
minerales comunes en las facies de esquistos verdes, como clorita, cal-cita, epidota, albita y cuarzo.
Rocas de este tipo ocurren ampliamente en metasedimentos mesozoicos de Canterbury en la Isla Sur
de Nueva Zelanda (por ejemplo, Coombs 1960, Bishop 1972). Para estas rocas y rocas metamórficas
asociadas, Coombs (1960, 1961) propuso el nombre de fades prehnita-pumpellyita metagrey-wacke.
Los autores posteriores eliminaron metagreywacke para acortar el nombre, y esta costumbre se
acepta en este libro. Esta facies se caracteriza por la presencia de prehnita y / o pumpellyita, y la
ausencia de zeolitas, en rocas que contienen cuarzo.
Al igual que en la facies de zeolita, la cristalización metamórfica en la facies de prehnita-pumpellyita
suele tener lugar en rocas volcánicas y volcaniclásticas y grauvacas que contienen materiales
volcánicos. Las rocas pelíticas asociadas pueden estar poco cristalizadas o pueden ser esquistos de
la zona de clorita compuestos de cuarzo, albita, moscovita, clorita, etc. Las rocas de la facies de
prehnita-pumpellyita no son esquistosas en algunos casos y esquistosas en otros.
El metamorfismo de prehnita-pumpellyita-facies ocurrió en todas las edades geológicas desde el
Arcaico (por ejemplo, Jolly 1974) hasta el Cenozoico.
11.2.2 Ejemplos de áreas de facies de prehnita-pumpellyita
En las montañas Akaishi y Tanzawa de Japón, una zona de la facies de prehnita-pumpellyita se
encuentra entre las zonas de la facies de zeolita y la facies de esquistos verdes (§11.1.2). En el
Complejo Franciscano de las Cordilleras Costeras de California, una zona de la facies de prehnitapumpellyita pasa a una zona de la facies blueschist con grado metamórfico creciente (Fig. 8.7). En
otras áreas, una región sin metamorfosis se clasifica directamente en una zona de la facies de
prehnita-pumpellyita sin una zona intermedia de la facies de zeolita. En el complejo metamórfico
regional paleozoico de los Apalaches del norte, por ejemplo, las zonas de menor grado pertenecen a
las facies de prehnita-pumpellyita (por ejemplo, Richter y Roy 1974, Zen 1974a, b).
Seki y col. (1964) descubrió que en el metamorfismo progresivo de las rocas metavolcánicas en el
cinturón de Shimanto en el centro de la península de Kfi, Japón, el grado metamórfico aumenta hacia
el norte desde un área sin metamorfosis a través de una zona de facies de prehnita-pumpellyita y
luego una zona de transición a una zona de greenschist-facies. Los conjuntos minerales
característicos son: prehnita + pumpellyita + epidota + clorita en la zona prehnita-pumpellyitafacies, pumpellyita + epidota + clorita + actinolita en la zona de transición y epidota + clorita +
actinolita en la zona verde-facies-escozor. En otras palabras, la prehnita desaparece en un grado
más bajo que la pumpellyita y, al mismo tiempo, aparece la actinolita.
Hashimoto (1966) propuso el nombre de pumpellyite-actinolite schist facksI para rocas del tipo de
zona de transición antes mencionado, que se caracteriza por el ensamblaje pumpellyita + epidota +
clorita + actinolita. Las condiciones P-T de tal zona estarían entre las de las facies típicas de
prehnita-pumpellyita (libre de actinolita), facies de esquistos verdes y facies de esquistos azules. En
este libro, sin embargo, esta facies se considera parte de la facies de prehnita-pumpellyita, cuando
no contiene glaucophane. Si un ensamblaje de este tipo va acompañado de glaucophane, se trata
como perteneciente a la facies blueschist.
11.2.3 Datos experimentales relevantes
Schiffman y Liou (1980) sintetizaron la pumpellyita de Mg-Al y mostraron que los campos de
estabilidad P-T de los ensamblajes minerales de las facies de prehnita-pumpellyita y greenschist
varían considerablemente con la presión. Bajo 1120 presiones iguales a presiones de fase sólida de
menos de 5 kbar, la pumpellyita se descompone a 300-360 ° C y la prehnita a aproximadamente 370380 ° C, mientras que a 5-9 kbar, la pumpellyita se descompone a aproximadamente 370-400 ° C y
la prehnita a una temperatura mucho más baja. Luego, por encima de aproximadamente 380-400 °
C, las metabasitas llegan a mostrar el ensamblaje de tremolita (o act-inolita) + clorita + clinozoisita
(o epidota) característico de la facies de esquistos verdes.La prehnita y la pumpellyita también
tienden a descomponerse bajo un potencial químico relativamente alto de CO2.
11.3 Facies de esquistos verdes
11.3.1 Características generales
La facies de esquistos verdes se caracteriza por esquistos verdes de cuarzo, es decir, metabasitas con
el conjunto clorita + actinolita + epidota + albita + cuarzo. La actinolita está ausente en algunos
greenschists.
Las rocas de facies de esquistos verdes se encuentran en las zonas de menor temperatura en muchos
complejos metamórficos regionales, como lo consideró originalmente Eskola (1920, 1939). En
algunas otras regiones, sin embargo, la cristalización metamórfica alcanzó más allá de una zona de
esta facies a temperaturas aún más bajas, dando como resultado la formación de una zona o zonas
de la facies de prehnita-pumpellyita, zeolita y / o blueschist (Fig. 8.3). En las regiones metapelíticas
ordinarias, esta facies está representada por zonas de clorita y biotita (Figs. 8.4, 8.5).
La prehnita, pumpellyita y glaucophane, que son características de las facies metamórficas que se
encuentran en el lado de baja temperatura de los desvanecimientos de esquistos verdes, se forman
fácilmente en las metabasitas pero no en las metapelitas típicas. Por lo tanto, las metapelitas de los
desvanecimientos prehnita-pumpellyita y blueschist pueden ser indistinguibles de las de la facies
greenschist. El límite de alto grado de los desvanecimientos de esquistos verdes está marcado por
estados de transición a la facies de anfibolita que se caracterizan por la aparición de oligoclasa
cálcica o más plagioclasa cálcica, así como de coexistencia de actinolita-hornblenda.
Dado que la facies de esquisto verde generalmente incluye las zonas de clorita y biotita para
metapelitas, generalmente ocurre una reacción de formación de biotita en el medio del rango de
grado metamórfico. La reacción real difiere de un caso a otro, dependiendo de los conjuntos
minerales de rocas pelíticas y semipelíticas presentes (62.3.3, §10.1.1.2).
11.3.2 Conjuntos minerales observados en la facies de esquistos verdes
Los diagramas esquemáticos de ACF y A'KF para las facies de esquistos verdes se muestran en la
Figura 11.3. Como está escrito en las leyendas de las figuras adjuntas, estos diagramas no pueden
representar adecuadamente la gran diversidad de conjuntos minerales, porque los componentes
ignorados en estos diagramas tienen efectos esenciales sobre las composiciones mineralógicas
(§5.3).
Metabasitas. El ensamblaje mineral común de metabasitas es actinolita + clorita + epidota + albita
(+ cuarzo + moscovita + esfena + calcita + minerales opacos). En algunas rocas puede faltar
actinolita o clorita. En las metabasitas de la zona de clorita definida para metapclitas, una pequeña
cantidad de moscovita (fengita) comúnmente coexiste con Ca-anfíbol, y la biotita ocurre muy
raramente, mientras que en las de la zona de biotita, la biotita se vuelve más común y la moscovita
más rara. . En todas las rocas de facies de esquistos verdes, el contenido de An en albita suele ser de
0-2%.
Metapelitas. El conjunto mineral más común en la zona de clorita es clorita + moscovita (fengita) +
cuarzo. En la zona de biotita, aunque este conjunto todavía es generalmente común, también se
produce el conjunto que contiene biotita biotita + clorita + moscovita (fengita) + cuarzo. En muchos
casos, se acompañan de albita, turmalina, una sustancia carbonosa similar al grafito, un óxido de
Fe (hematita o magnetita), un mineral portador de Ti (esfena, volante o il-menita) y un carbonato
(calcita o dolomita). ).
La formación de biotita con el aumento de temperatura en las mctapclitas típicas va acompañada de
una disminución de las proporciones (Fe0 + MgO) / Al203 de moscovita y clorita asociadas (Ernst
1963b, Mather 1970, Miyashiro & Shido 1985). Sólo las rocas pelíticas más aluminosas que las
anteriores pueden contener minerales altamente alú-minos: cloritoide, pirofilita y / o paragonita,
generalmente en asociación con clorita y moscovita (Zen 1960, Tobschall 1969). La paragonita es
altamente aluminosa como lo muestra la relación de composición: paragonita + 4 SiO2 = albita +
pirofilita. Las rocas relativamente bajas en Al203 y altas en FcO / MgO pueden contener
estilpnomelano, generalmente en asociación con clorita y moscovita (por ejemplo, Zen 1960).
Metagreywackes. La plagioclasa elástica original se transforma en albita + epidota durante el
metamorfismo. Así, el ensamblaje mineral más común de meta-grauvacas es moscovita + clorita +
epidota + albita + cuarzo con o sin biotita. La biotita puede comenzar a formarse en metagreywackes
a una temperatura considerablemente más baja que en las metapelitas asociadas. En una parte
sudoeste de las Tierras Altas de Escocia, Mather (1970) mostró que el isogrado de biotita para
metagreywackes se encuentra a unos 5 km hacia abajo en comparación con el isogrado de biotita
para metapelitas
Metagreywackes puede contener estilpnomelano, actinolita y / o microclina junto con turmalina. El
estilpnomelano ocurre más raramente y / o menos abundantemente en la zona de biotita que en la
zona de clorita debido al consumo de estilpno-melano por reacción con moscovita (Brown 1971).
Rocas calcáreas. Las calizas metamorfoseadas suelen estar compuestas principalmente de
Figura 11.3 Diagramas esquemáticos de ACF y A'IT para las facies de esquistos verdes. (a)
Diagrama ACF para la zona de clorito. La coexistencia de moscovita + actinolita, de actinolita +
clorita, de calcita + clorita y de calcita + estilpnomelano son comunes, aunque no se muestran. Bajo
una alta actividad de CO2, se forma dolomita (ankerita) en el punto medio del lado CF en lugar de
actinolita. (a2) Diagrama ACE para la zona de biotita. La coexistencia de calcita + moscovita y de
clorita + biotita es común, aunque no se muestra. Bajo una alta actividad de CO2, se forma dolomita
(ankerita) en lugar de actinolita. (b1) Diagrama A'KF para la zona de clorito. (b2) Diagrama A'KF
para la zona de biotita. Para los símbolos de los nombres de minerales, consulte el Apéndice 1.
calcita acompañada de pequeñas cantidades de cuarzo, albita, microclina, moscovita y clorita.
Muchas de estas rocas también contienen dolomita. Además del conjunto de calcita + cuarzo, el
conjunto de dolomita + cuarzo, representado por el lado izquierdo de la siguiente ecuación, suele
ser estable en lugar de tremolita + calcita:
11.3.3 Efectos del CO2 en conjuntos minerales de facies de esquistos verdes
Un aumento del potencial químico del CO2 tiende a descomponer los silicatos que contienen Ca,
como actinolita, epidota y esfena, con la formación resultante de carbonatos (por ejemplo, calcita,
dolomita y ankerita). Entre los carbonatos, la dolomita y la ankerita tienden a formarse bajo un
mayor potencial químico de CO2 que la calcita. Las relaciones de estabilidad cuantitativa que
pertenecen a estos cambios son dadas por Will et al. (1990). Estos cambios contribuyen a la
diversidad mineralógica en las facies de esquistos verdes, al igual que en las facies de zeolita y
prehnita-pumpellyita. Graham y col. (1983) demostraron cómo los ensamblajes minerales de
metabasitas varían con la relación CO2 / H20 de los fluidos intergranulares en las rocas
metamórficas de Dalradianes de baja ley en el área de Knapdale en un promontorio suroeste de las
Tierras Altas de Escocia. Metasedimentos de esta área incluyen arenas, conglomerados, psarmnitas,
filitas y rocas carbonatadas silíceas y aluminosas. Las metabasitas se derivaron de umbrales
doleríticos y gabroicos, de hasta 140 m de espesor, junto con volcánicas basálticas. El área de
investigación pertenece a la facies de esquistos verdes y un estado de transición a la facies anfibolita.
Clasificaron las metabasitas en el área de facies de esquistos verdes en los siguientes tipos sobre la
base de ensamblajes minerales.
Tipo I: Ca-anfíbol (actinolita o hornblenda) + epidota + clorita + cuarzo + albita + esfeno (con o
sin moscovita, biotita y estilpnomelano). Sin carbonato.
Tipo II: Ca-anfíbol + epidota + clorita + calcita + cuarzo + albita + esfena (con o sin moscovita,
biotita y estilnomelano).
Tipo III 1: epidota + clorito + calcita + cuarzo + albita (con o sin esfena, rutilo, moscovita y biotita).
Tipo III.2: clorita + cuarzo + albita + rtuile + moscovita (con o sin dolomita (ankerita) y calcita).
Estos cuatro tipos de ensamblajes son estables en rangos sucesivamente más altos del potencial
químico del CO2 en el fluido. Los tres primeros tipos están relacionados entre sí por la reacción:
Los tipos III.1 y III.2 están relacionados entre sí por las siguientes reacciones:
Los umbrales máficos metamorfoseados muestran distribuciones zonales de tipos de rocas, que se
han formado por infiltración y difusión de fluido relativamente rico en CO2 desde los metasedimentos
circundantes hacia los interiores del umbral durante el metamorfismo. El interior de la mayoría de
los umbrales máficos masivos está formado por metabasitas de tipo I, mientras que los márgenes
esquistosos de los antepechos están formados por el tipo III. Las metabasitas de tipo H se encuentran
en zonas intermedias. En los umbrales delgados y completamente esquistosos, puede faltar el tipo I
e incluso el tipo II. Parece que la infiltración fue intensa donde la esquistosidad estaba bien
desarrollada. Las relaciones de textura indican que un ensamblaje inicial de tipo I se convirtió más
tarde en parte al tipo II y luego a un ensamblaje de tipo III. Estas relaciones sugieren que hubo una
disminución gradual de la concentración de CO2 desde el margen hacia el interior en estos umbrales
en el pico térmico.
La esfena es probablemente el mineral rico en Ti más común en metapelitas, metagrauvacas y
metabasitas en las facies de esquistos verdes. Sin embargo, el rutilo o el ilmenite se producen en
cambio en muchas áreas. Dado que estos minerales tienen diferentes composiciones químicas, sus
relaciones de estabilidad están influenciadas no solo por el potencial químico del CO2 sino también
por los minerales asociados y la composición química de la roca a granel. Si el fluido intergranular
es una mezcla de H2O y CO2 en condiciones de facies de pizarra verde, la esfena es estable solo
cuando la fracción molar de CO2 es muy baja, menos de 0,1 (Ernst 1972a, Ferry 1983a).
11.4 Estados de transición entre la facies greenschist y anfibolita
11.4.1 Características mineralógicas de los estados de transición
El Ca-anfíbol en las metabasitas es actinolita en la facies de esquisto verde y es hornblenda en la
facies de anfibolita. La plagioclasa en cualquier roca de la facies de esquisto verde es albita,
usualmente con 0-2% de An, mientras que en la facies de anfibolita es generalmente cercana o más
cálcica que An20. Las regiones metamórficas progresivas con zonas de estas dos facies suelen tener
una zona de transición entre ellas.
En los complejos metamórficos regionales, el estado de transición suele caracterizarse por la
coexistencia de actinolita y hornblenda en las metabasitas, y / o por la coexistencia de albita y
plagioclasa más cálcica que An20 en rocas metabásicas, metapelíticas y metapsamíticas. Un estado
de transición de este tipo ocurre generalmente en la zona de alta biotita y / o la zona de granate,
como se define para las metapelitas (Figs. 8.4, 8.5). En algunas aureolas metamórficas de contacto,
por otro lado, un estado de transición entre la facies de esquisto verde y anfibolita se caracteriza por
la aparición del conjunto actinolita + plagioclasa relativamente cálcica.
Los estados de transición han sido discutidos por Apted y Liou (1983) y Maruyama et al. (1983)
sobre la base de sus datos experimentales.
11.4.2 La brecha de composición entre actinolita y hornblenda
11.4.2.1 Relaciones observadas. Los primeros trabajadores supusieron que la actinolita de las
esquistos verdes se transforma continuamente en la hornblenda de las anfibolitas con el aumento de
la temperatura. Shido y Miyashiro (1959), sin embargo, sugirieron la posible existencia de una
brecha de miscibilidad entre los dos Ca-anfíboles a temperaturas relativamente bajas, a partir de
sus observaciones de metabasitas que muestran la coexistencia de los dos anfíboles en el grado
metamórfico de transición. Los dos anfibolos ocurren juntos en las mismas metabasitas, no solo como
cristales divididos en zonas sino también como cristales independientes. Cuando los dos están en
contacto directo, hay un límite agudo que muestra una línea de Becke entre ellos. Algunas de las
investigaciones posteriores proporcionaron datos precisos de microsonda de electrones que
mostraban la probable existencia de una brecha de composición entre actinolita y hornblenda
coexistentes (por ejemplo, Klein 1969, Brady 1974). Estas relaciones de composición entre actinolita
y hornblenda se ilustran en el diagrama de composición-paragénesis de la figura 5.17b.
Un núcleo de actinolita, bordeado por hornblenda, probablemente cristalizó antes que el borde de
la hornblenda. Esto no excluye necesariamente la posibilidad de su equilibrio por ajuste de
composición después de la formación del borde de hornblenda. Sin embargo, esta relación de textura
es equívoca como evidencia de una coexistencia de equilibrio, aunque el límite entre ellos es nítido.
Grapes y Graham (1978) afirmaron que la relación no se atribuye a una brecha de miscibilidad sino
a factores de desequilibrio y cinéticos.
Tagiri (1977) observó grandes cristales de hornblenda originalmente ígnea que habían sido
transformados en finos intercrecimientos laminares de actinolita y hornblenda en metabasita de la
zona de grado de transición en la meseta de Abukuma. Esto apoya la existencia de una brecha
compositiva.
Smelik y col. (1991) describieron, mediante microscopios electrónicos analíticos y de transmisión, la
aparición de laminillas de exsolución de actinolita y hornblenda en una serie de anfíboles cálcicos.
Esto ha proporcionado evidencia directa de la existencia de una brecha de miscibilidad entre
actinolita y hornblenda.
11.4.2.2 Causa de la brecha composicional. La composición de hornblenda puede derivarse
aproximadamente de la de tremolita-actinolita
mediante las sustituciones
de
(p. Ej. JB Thompson y col.
1982). Se han propuesto dos hipótesis para el origen de la brecha compositiva.
Hipótesis de Solvus. Muchos autores atribuyeron la brecha compositiva observada entre la actinolita
y la hornblenda a la existencia de un solvus a bajas temperaturas. Este punto de vista fue apoyado
por los experimentos sintéticos hidrotermales de Oba (1980) y Oba & Yagi (1987) en la unión
tremolita-pargasita, así como en un sistema análogo que lleva Fe, donde pargasita
fue elegido como un miembro final representativo rico en Na y rico
en Al de horn-blende. Se observó que existía un gran espacio de miscibilidad debido a un solvus en
la unión por debajo de 1 kbar a una temperatura por debajo de aproximadamente 820 ° C.
Hipótesis del ciclo de cambio de fase. Si la actinolita y la hornblenda están conectadas por una
transformación de fase de primer orden, pueden coexistir de manera estable con un espacio de
composición entre ellas en un rango de temperaturas. Esta posibilidad fue señalada por Tagiri (1977)
y más tarde defendida por Maruyama et al. (1983) a partir de su observación del cambio progresivo
de la brecha composicional en las metabasitas de Kasuga (Japón) y las islas Yap. Observaron que,
con el aumento de la temperatura, el espacio se vuelve más estrecho y se desplaza hacia la
composición de actinolita.
11.4.3 La brecha de peristerita en plagioclasa
Becke (1903) fue uno de los primeros observadores que consideraron que la plagioclasa se vuelve
más cálcica a medida que aumenta el grado metamórfico. Los primeros investigadores consideraron
unánimemente que el cambio de composición de la albita a la plagioclasa cálcica con el aumento de
temperatura era continuo (por ejemplo, Ramberg 1949, 1952: 50-54). Se consideró que el Ca y el Al
necesarios para la formación de un componente adicional de A se suministraban generalmente por
descomposición de la epidota asociada.
En la década de 1950 y principios de la de 1960, sin embargo, se informaron datos petrográficos que
indicaban la aparición de un cambio muy rápido o abrupto en la composición de la plagioclasa cerca
de Anio en muchas regiones metamórficas progresivas (por ejemplo, Lyons 1955).
11.4.3.1 Hipótesis de peristerita solvus. Algunos autores consideraron que lo que se consideró como
un cambio muy rápido o abrupto en la composición de la plagioclasa cerca de Ante probablemente
era en realidad una brecha compositiva causada por un solvus a bajas temperaturas, el llamado
solvus peristerita. Esto pronto fue apoyado por el descubrimiento de Evans (1964) de granos
coexistentes de albita (An0-2) y oligoclasa (An18_26) en algunas muestras de los esquistos Haast de
Nueva Zelanda por medio del entonces nuevo instrumento, la microsonda electrónica. La albita y la
oligoclasa coexistentes se producen una al lado de la otra como granos separados o como granos
divididos en zonas en los que el límite entre un núcleo de albita y un borde de oligoclasa es nítido.
Después del descubrimiento de Evans, Crawford (1966) y Cooper (1972) hicieron observaciones más
sistemáticas sobre la brecha de peristerita en los esquistos de Haast de Nueva Zelanda. En la zona
de biotita definida para metagreywackes, la albita (An0.1_0.5) ocurre en asociación con la epidota.
La oligoclasa (An20-26) comienza a coexistir con la albita (An0.2_0.4) y la epidota
aproximadamente a partir del isogrado de almandina en adelante. Con un aumento adicional
considerable de la temperatura, la albita desaparece y la oligoclasa permanece. Crawford (1966)
encontró que los esquistos de mica cuarzo-feldespáticos en Ver-mont generalmente contienen albita
(An0-2) junto con carbonato (calcita y ankerita) en la parte de bajo grado de la zona de biotita, y
albita (An2-7) y oligoclasa (An18-27) en la parte de mayor grado de la zona de biotita. En la zona
almandina, generalmente solo se produce oligoclasa (aproximadamente An25).
Maruyama y col. (1982, 1983) describieron los cambios minerales progresivos de las metabasitas en
la aureola de contacto de Kasuga, en el centro de Japón, así como en el basamento metamorfoseado
de las islas Yap en el Océano Pacífico occidental. En ambas áreas, la albita ocurre en actinolita
verde esquistos de la zona de bajo grado, y luego la coexistencia de oligoclasa (An25) con albita
comienza casi en el mismo grado que la coexistencia de hornblenda con actinolita. Las
composiciones de las dos plagioclasas coexistentes cambian con el aumento adicional de la
temperatura hacia el mismo valor, An12. En grados metamórficos aún más altos, solo ocurre una
plagioclasa, que tiende a volverse más cálcica, con un grado creciente de An12 a An60. Por tanto,
parece que se ha observado realmente el cierre del solvus de peristerita al aumentar la temperatura.
Esto da un fuerte apoyo a la hipótesis del solvus. Las dos áreas metamórficas probablemente se
metamorfosearon a bajas presiones.
Al comparar los datos anteriores con las observaciones en otras regiones metamórficas, Maruyama
et al. (1982) concluyó que, con un aumento de presión de 2 a 10 kbar, la temperatura de la parte
superior del solvus aumenta de aproximadamente 420 ° a aproximadamente 580 ° C, con un
desplazamiento concomitante de la parte superior hacia una composición más sódica.
11.4.3.2 Hipótesis del ciclo de cambio de fase. Smith (por ejemplo, 1975) propuso otra hipótesis, que
atribuye la brecha de composición al bucle de dos fases para la transformación de fase de primer
orden entre la solución sólida de albita baja y alta. Esta hipótesis fue defendida por Orville (1974),
Spear (1980a) y otros. Si la solución sólida de alta albita muestra desmezclarse en un solvus en el
rango de composición de albita-oligoclasa, las soluciones sólidas monofásicas en el lado de alta
temperatura del solvus deben mostrar una gran desviación de la mezcla ideal. Sin embargo, Orville
no encontró una desviación de este tipo en su experimento sobre los equilibrios de intercambio entre
las soluciones de plagioclasa y clorito hidratado. Por lo tanto, al negar la existencia del solvus
peristerite, se atribuyó la brecha a un bucle binario. Calculó que la temperatura de transformación
alta-baja para la composición de Ab puro era de aproximadamente 575 ° C, y que el aumento de
temperatura con un aumento de presión de 10 kbar era del orden de 30 ° C.
11.4.4 Diversidad del estado de transición
El cambio progresivo discontinuo de actinolita a hornblenda, y el de albita a oligoclasa cálcica,
ocurre virtualmente en el mismo rango de temperatura en algunas regiones metamórficas. En otras
regiones metamórficas, sin embargo, uno de los dos cambios progresivos parece ocurrir a
temperaturas considerablemente más bajas que el otro. Podemos considerar dos casos extremos
sobre la base de las temperaturas de los dos cambios.
11.4.4.1 Un caso extremo: la zona de albita-epidota-anfibolita. Como uno de los dos casos extremos,
podemos considerar las metabasitas en las que la plagioclasa estable es la albita y la hornblenda se
produce sin ir acompañada de actinolita estable. Tales metabasitas muestran el ensamblaje mineral:
albita + epidota + hornblenda (posiblemente con cuarzo y granate pero sin actinolita y oligoclasa
estables). Este es un ensamblaje crítico de lo que Eskola y otros autores denominaron facies epidotaatnphibolite (desvanecimientos albita-epidota-anfibolita). Esta facies no se incluyó en el esquema
inicial de facies metamórficas de Eskola (1920), pero se introdujo como la facies intermedia entre
las facies de esquistos verdes y anfibolitas en su versión final (Eskola 1939).
Sin embargo, un reexamen posterior de las metabasitas que alguna vez se consideró pertenecientes
a esta facies reveló la presencia de dos Ca-anfíboles coexistentes en muchos casos, y la presencia de
dos plagioclasas distintas en algunos. Por lo tanto, las metabasitas típicas de la facies epidotaanfibolita no son comunes y, por lo tanto, esta facies no se incluye en las facies metamórficas
principales, pero se trata como una zona en este libro.
11.4.4.2 El otro caso extremo: la zona de actinolita-plagioclasa cálcica. Como otro caso extremo del
estado de transición, consideramos las metabasitas en las que la plagioclasa más cálcica que An20
se acompaña de actinolita (sin albita ni hornblenda, pero posiblemente con cuarzo). Este ensamblaje
mineral es relativamente común en las aureolas de contacto, pero no en los complejos metamórficos
regionales (Miyashiro 1961: 306-307).
En las aureolas de contacto típicas compuestas de hornfelses, una zona de la facies de esquisto verde
es rara, mientras que una zona caracterizada por metabasitas con el ensamblaje actinolita +
plagioclasa cálcica comúnmente ocurre inmediatamente en el lado de baja temperatura de una zona
de facies de anfibolita. La plagioclasa es labradorita o andesina. Este ensamblaje se observó en las
aureolas de contacto del área de Iritono (Shido 1958) y el área de Arisu (Seki 1961a), ambas en
Japón.
En la aureola de Iritono, la zona de plagioclasa de actinolita cálcica representa la temperatura más
baja de cristalización metamórfica, mientras que en la aureola de Arisu, la zona de plagioclasa de
actinolita cálcica es seguida en el lado de baja temperatura por una zona de facies de esquisto verde.
Así, esta área muestra una serie de facies intermedia entre las de la aureola de contacto típica del
área de Iritono y las áreas metamórficas regionales de pirina baja donde una zona de
desvanecimientos de esquistos verdes está bien desarrollada. No se encontraron minerales Al2SiO5
en la aureola de Iritono. En la aureola de Arisu, la andalucita se encuentra en el grado medio y la
silimanita en el grado alto.
11.4.4.3 Causa de la diversidad del estado de transición. Excepto por el contenido de H2O y CO2,
el ensamblaje actinolita + plagioclasa cálcica es virtualmente isoquímico con ensamblajes de
esquistos verdes comunes como clorita + epidota + albita + cuarzo y clorita + calcita + albita +
cuarzo, como se desprende de ecuaciones como:
(Aquí, la fórmula del clorito se toma como
Por lo tanto, la aparición del
ensamblaje actinolita + plagioclasa cálcica debe depender principalmente de la temperatura, la
presión y los potenciales químicos de H2O y CO2. El ensamblaje actino-lite + plagioclasa cálcica
tiende a formarse bajo potenciales químicos bajos de H2O y CO2. Dado que la epidota generalmente
contiene mucho Fe2O3, las condiciones de oxidación también tienen algún efecto.
Los estados de transición entre esquistos verdes y anfibolitas han sido investigados
experimentalmente por Liou et al. (1974), Apted y Liou (1983) y otros. Liou y col. así como
Maruyama et al. (1983) consideraron que las curvas de reacción de ruptura de la epidota tienen una
pendiente más suave (dP / d7 ') que las de las cloritas. Entonces, como un estado de transición entre
la esquistos verdes y la anfibolita, la anfibolita albita-epidota se forma a presiones relativamente
altas, mientras que el conjunto actinolita + plagioclasa relativamente cálcica se forma a presiones
bajas.
11.4.4.4 Relación con los cambios minerales progresivos de las tnetapelitas asociadas. En los
complejos metamórficos regionales progresivos del tipo medio-n, los cambios progresivos
discontinuos en los anfíboles de Ca y en la plagioclasa ocurren comúnmente en la zona granate
(almandina) definida para las metapelitas, y no es infrecuente en una gama algo más amplia de
grados metamórficos que incluyen la parte de mayor grado de la zona de biotita.
Las isogradas de biotita y granate para metapelitas se basan en reacciones continuas (§5.4.6).
Además, hay varias reacciones de formación de biotita (P.3.3). Por lo tanto, los rangos de
temperatura de las zonas de biotita y granate difieren de una región a otra, y esto también debe
contribuir a la diversidad del estado de transición.
11.5 Facies de anfibolita
11.5.1 Características generales y fusión parcial
La facies de anfibolita se caracteriza por anfibolitas portadoras de cuarzo, es decir, metabasitas con
el ensamblaje plagioclasa (Cualquiera) o más cálcica) + cuerno-blenda + cuarzo, comúnmente
acompañadas de una pequeña cantidad de epidota, biotita, granate y / o salita ( piroxeno diopsídico).
Con un aumento de la temperatura metamórfica, la epidota disminuye y desaparece. La formación
de granate es promovida por una relación FeO / MgO más alta de la roca junto con una presión
relativamente alta. La formación de salita se ve favorecida por un mayor contenido de CaO en la
roca.
En las regiones que muestran un metamorfismo progresivo de rocas pelíticas, la facies anfibolita
generalmente incluye la andalucita y la zona de silimanita-moscovita en el tipo de bajo PIT (Fig.
8.4), y la estaurolita, la cianita y la zona de silimanita-moscovita en el tipo de PIT medio (Fig. 8.5).
El área tipo de Eskola (1914, 1915) para la facies de anfibolitas fue la región de Orijarvi en el
suroeste de Finlandia, que pertenecía a la zona andalucita de metamorfismo de baja P-T.
El límite entre las facies de anfibolita y granulita probablemente se encuentra entre 650 ° y 700 ° C
(por ejemplo, Fig. 7.3). En presencia de un fluido acuoso a presiones superiores a 4 kbar, las rocas
pelíticas y graníticas comienzan a fundirse a temperaturas entre 600 ° y 650 ° C (por ejemplo, figuras
1.1, 11.5, 11.6). Por lo tanto, el derretimiento parcial probablemente comienza en muchas rocas en
la parte de alta temperatura de la anfibolita y se desvanece en complejos metamórficos de PIT medio
y algunos de bajo.
A presiones por debajo de aproximadamente 4 kbar (es decir, en un régimen de presión relativamente
baja de metamorfismo de baja P / T), la moscovita puede sufrir una reacción de deshidratación
(deshidratación-descomposición sin fundirse) con la formación resultante de conjuntos minerales
secos característicos de la granulita. facies (Figs. 11.5, 11.6).
Si una masa fundida de este tipo se segrega localmente del sólido sin fundir, la roca puede volverse
migrnatítica. En el proceso de enfriamiento que sigue al pico térmico, la masa fundida puede volver
a cristalizar para formar el mismo conjunto mineral que el que estaba presente antes de la fusión. Si
se elimina 1-120 durante la fusión, las rocas recién cristalizadas mostrarán más conjuntos minerales
deshidratados.
El problema de la fusión se analiza en parte en §1.2 y se trata de nuevo en relación con las facies de
granulita en la siguiente sección (§11.6.3).
11.5.2 Conjuntos minerales observados en la facies de anfibolitas
Los diagramas ACF y A'KF para las facies de anfibolitas se dan en la Figura 11.4, aunque estos
diagramas no pueden mostrar adecuadamente las relaciones paragenéticas observadas, como
explican los títulos adjuntos.
Figura 11.4 Diagramas esquemáticos de ACF y A'KF para las facies de anfibolitas. (a1) Diagrama
de AcT para la zona andalucita del metamorfismo regional de bajo PiT. La coexistencia de biotita +
hornblenda es común, aunque no se muestra. Andalusita, cordierita, antofil-lite y cummingtonita solo
pueden ocurrir en rocas libres de feldespato K. (a1) Diagrama ACF para la parte de baja
temperatura de la zona silimanita-moscovita del tipo medio-P / T. (b,) Diagrama A'KF para la zona
andalucita del metamorfismo regional de baja P / T. El ensamblaje de cuatro minerales moscovita +
biotita + andalucita + cordierita es estable, aunque no se muestra adecuadamente. (b2) Diagrama
A'KF para la parte de baja temperatura de la zona silimanita-moscovita del tipo medio-P / T. La
moscovita puede coexistir con sillimanita + estaurolita + bio-tita, estaurolita + biotita + granate y
sillimanita + estaurolita + granate, aunque esto no se muestra adecuadamente.
11.5.2.1 Metabasitas. Las metabasitas de las facies de anfibolitas suelen ser anfibolitas con conjuntos
minerales de los siguientes tipos:
1: hornblenda + plagioclasa (posiblemente con biotita y cuarzo);
2: hornblenda + plagioclasa + granate (posiblemente con cummingtonita y cuarzo);
3: hornblenda + plagioclasa + salita (o augita) (posiblemente con cuarzo).
La hornblenda en las metabasitas de la zona de transición entre las facies de esquistos verdes y
anfibolitas comúnmente muestra un color axial azul verdoso para Z, mientras que en las facies de
anfibolitas generalmente muestra un color axial verde o marrón para Z. Se dice que una El contenido
de Ti tiende a producir un color más pardusco.
En las partes de menor grado de la facies, suele haber una pequeña cantidad de epidota y las
anfibolitas con proporciones relativamente bajas de FeO / MgO pueden contener clorito. Algunas
anfibolitas con un contenido relativamente bajo de CaO contienen, además de hornblenda,
cummingtonita e incluso gedrita y antofilita. Los dos últimos anfíboles ortorrómbicos están
separados por una brecha de miscibilidad a temperaturas relativamente bajas (Spear 1980b, 1982).
El granate (almandina) es común en anfibolitos con proporciones relativamente altas de FeO / MgO
del tipo de Pa 'medio, pero está ausente en las anfibolitas del tipo de P / T bajo.
11.5.2.2 Metapelitas. Los siguientes ensamblajes son comunes en metapelites:
1: andalucita (o cianita o sillimanita) + biotita + moscovita + plagioclasa + cuarzo (posiblemente
con cordierita);
2: estaurolita + granate + biotita + moscovita + plagioclasa + cuarzo (posiblemente con cianita);
3: sillimanita + granate + biotita + moscovita + cuarzo (posiblemente con stauro-lite);
4: biotita + moscovita + plagioclasa + cuarzo + feldespato K.
El feldespato K está ausente en las metapelitas típicas. Las metapelitas comúnmente contienen
andalucita y cordierita en la parte de baja presión, y cianita (o silimanita) y almandina en la parte
de alta presión, de las facies de anfibolita. Los minerales comunes ricos en Ti son la ilmenita y la
esfena en las metapelitas y en las metabasitas. Sin embargo, en la parte de temperatura más alta de
la facies de anfibolita, una gran parte del Ti en las rocas tiende a estar contenido en biotita y
hornblenda. El rutilo se encuentra comúnmente en algunas rocas en lugar de ilmenita y esfena.
11.5.2.3 Rocas calcáreas. Los siguientes ensamblajes son comunes en rocas calcáreas
metamorfoseadas:
1: grosular + diópsido + calcita (posiblemente con plagioclasa y cuarzo);
2: grosular + diópsido + wollastonita (+ calcita o cuarzo);
3: diópsido + plagioclasa + microclina + cuarzo.
11.5.3 Hornblenda en anfibolitas
Dado que las anfibolitas típicas se componen de solo dos minerales principales, plagio-clase y
hornblenda, comúnmente con cuarzo menor, tienen una alta variación. La composición química de
la hornblenda en estas anfibolitas varía no solo con la condición P-T y la actividad del H2O, sino
también con la composición química de la roca a granel (§5.2.6). En las anfibolitas individuales, la
hornblenda sufre cambios de composición progrados en relación con la formación, aumento,
disminución y cambio de composición de minerales asociados como epidota, plagioclasa, clorita,
granate, cuarzo y esfeno.
Spear (1980a, 1981), Blundy y Holland (1990) y otros han discutido las reacciones que tienen lugar
entre componentes de plagioclasa y hornblenda en presencia de cuarzo; por ejemplo:
El primero de los tres es una reacción de intercambio NaSi-CaAI entre plagioclasa y hornblenda,
mientras que el segundo y el tercero son reacciones de transferencia neta. Todas estas reacciones
proceden hacia la derecha al aumentar la temperatura. Las dos primeras reacciones, junto con la
descomposición final de la epidota, tienden a aumentar el contenido de A de plagioclasa con el
aumento de la temperatura.
En la parte de grado más bajo de la facies de anfibolitas, las anfibolitas comúnmente contienen
pequeñas cantidades de clorita y epidota junto con cuarzo, con un número correspondientemente
menor de grados de libertad. Se parecen a los esquistos verdes portadores de actinolita en sus
conjuntos minerales. En metabasitas de este tipo, la composición de los anfíboles está sometida a
una considerable restricción impuesta por el conjunto mineral. Holland y Richardson (1979)
discutieron las reacciones químicas que controlan la composición del anfíbol en tales rocas. Laird
(1980), Laird y Albee (1981a, b) y Maruyama et al. (1983) discutieron los cambios composicionales
progresivos en anfíboles y otros minerales en tales rocas.
Para conocer la variación composicional y la nomenclatura de los anfíboles en general, consulte
Leake (1978) y Veblen (1981). Para las sustituciones atómicas y las relaciones de estabilidad de los
anfíboles metamórficos, véase Veblen y Ribbe (1982) y J. B. Thompson et al. (mil novecientos ochenta
y dos).
11.5.4 Huecos composicionales en plagioclasa
A temperaturas superiores a la desaparición de la brecha de peristerita, es decir, generalmente en
la facies de anfibolita, se producen plagioclasas intermedias y cálcicas. Algunos autores han
informado que han encontrado lagunas de diversos rangos de composición en dicha plagioclasa. En
las mismas rocas se producen dos fases de plagioclasa de tamaños microscópicos o macroscópicos
con diferentes contenidos de An, e incluso pueden cultivarse entre sí con una orientación
cristalográfica regular (por ejemplo, Wenk & Wenk 1977, Spear 1980a, Grove et al. 1983). Wenk
(1979) incluso informó de la coexistencia de albita y anortita (con una brecha que va de Ans a Anse)
en esquistos anfíbol que se formaron aparentemente bajo una condición de transición entre los
desvanecimientos de esquistos verdes y anfibolitas. Estas brechas pueden corresponder a las brechas
de Boggild y Hutten-locher y otras inmiscibilidades de baja temperatura en la serie de plagioclasa.
11.6 Facies de granulita
11.6.1 Subfacies de baja y alta temperatura de la facies de granulita
11.6.1.1 Cambios mineralógicos progresivos desde la anfibolita hasta la facies de granulita. Si la
temperatura del metamorfismo se vuelve más alta que la de la anfibolita, la hornblenda de las
anfibolitas comienza a descomponerse, con la formación resultante de orto- y Ca-clinopiroxenos
coexistentes en presencia de cuarzo y plagioclasa. Esto produce una característica de ensamblaje
mineral de las facies de granulita. La reacción de descomposición prosigue de forma continua en un
intervalo de temperaturas considerable. Las metabasitas de transición, que todavía contienen
hornblenda junto con piroxenos coexistentes, se encuentran en algunas áreas metamórficas de alta
temperatura de cinturones orogénicos fanerozoicos y en extensas regiones de gneis de alto grado del
Precámbrico. En algunos casos se produce la desaparición completa de cuerno-blenda, lo que
resulta en la formación de ensamblajes minerales anhidros, como ortopiroxeno + Ca-clinopiroxeno
+ granate + plagio-clase + cuarzo. La ocurrencia común de granate de la serie almandino-piropo
distingue la facies de granulita de la facies piroxeno-hornfels, en la que se encuentran dos piroxenos
pero el granate del tipo anterior está prácticamente ausente.
En las metapelitas asociadas, la moscovita disminuye y luego desaparece al aumentar la
temperatura. La biotita también disminuye. La desaparición completa de la bio-tita ocurre en las
metapelitas que contienen cuarzo solo en las áreas de mayor grado con la formación resultante de
ensamblajes minerales completa o virtualmente completamente anhidros, tales como sillimanita +
cordierita + granate + feldespato K + plagio-clase + cuarzo. Los cambios progresivos de las
relaciones paragenéticas en las metapelitas ya se han mostrado en las Figuras 10.3 y 10.5.
Una transición gradual de este tipo de un área de facies de anfibolita a un área de facies de granulita
se ha descrito en detalle, por ejemplo, en Langoy, Noruega (Heier 1960), el suroeste de Finlandia
(Schreurs 1984, Schreurs & Westra 1986), el sureste de Finlandia ( Korsman 1977), sur de la India
(Condie et al.1982, Jan-ardhan et al.1982, Raase et al.1986), Broken Hill, Australia (Phillips 1980),
oeste de Groenlandia (Wells 1979b), las montañas Adirondack, Nueva York (Engel y Engel 1962,
Edwards y Essene 1988) y los Apalaches del norte (Chamberlain y Lyons 1983).
11.6.1.2 Subdivisiones de los desvanecimientos de granulita según la temperatura. El límite entre los
desvanecimientos de anfibolita y granulita se define en este libro como la condición P-T bajo la cual
los orto- y Ca-clinopiroxenos comienzan a coexistir con hornblenda en algunas metabasitas que
contienen cuarzo con composiciones basálticas ordinarias. Incluso cuando solo se consideran
metabasitas que contienen cuarzo, el rango de temperatura de las reacciones de descomposición
progresiva de hornblenda en ensamblajes que contienen piroxeno varía mucho con el ensamblaje
mineral (incluidas las composiciones de feldespatos) y la relación de FeO / MgO a granel de la roca.
Por esta razón, generalmente en una zona de transición de la facies de anfibolita a granulita, las
anfibolitas con solo un piroxeno y las anfibolitas libres de piroxeno se encuentran estrechamente
mezcladas con metabasitas que contienen dos piroxeno debido a sus diferencias en la composición
química de la roca a granel.
Las metabasitas que contienen solo un piroxeno (clino o ortopiroxeno) no son diagnósticos de la
facies de granulita. El piroxeno diopsídico se presenta comúnmente en anfibolitas de facies de
anfibolitas relativamente altas en contenido de CaO. En las anfibolitas que contienen cummingtonite, la descomposición de la cuningtonita en orto-piroxeno probablemente comienza a una
temperatura algo más baja que la del cuerno-blenda, con la formación resultante de anfibolitas que
llevan ortopiroxeno en las condiciones P-T de las facies de anfibolitas superiores.
Eskola (1939) definió su facies granulítica como caracterizada por ensamblajes minerales
completamente anhidros que se forman por la desaparición completa de anfíboles y micas en rocas
que contienen cuarzo. Sin embargo, las áreas de facies de granulita completamente anhidra de este
tipo son muy raras y pequeñas. Hay regiones mucho más amplias de estados de transición donde,
aunque muchas rocas muestran el ensamblaje de dos piroxeno, todas o la mayoría de ellas todavía
contienen hornblenda y biotita. Por esta razón, en los últimos años se ha convertido en una costumbre
incluir todos los estados de transición en las facies de granulita. La costumbre se acepta en este
libro. Así, la facies de granulita se divide en dos: una subfacies de baja temperatura y una de alta
temperatura, que corresponden respectivamente al estado de transición y la facies de granulita
típica, virtualmente anhidra.
11.6.1.3 La temperatura y la fusión de la granulita se desvanecen. La determinación de las
temperaturas máximas térmicas de las rocas de facies de granulita está plagada de dificultades
intrínsecas causadas por reacciones retrógradas, como se analiza más adelante. El intercambio garnet-biotita Fe-Mg, ortopiroxeno-clinopiroxeno y otros geotermómetros generalmente dan
temperaturas en un rango de 700-850 ° C para la mayoría de las rocas de desvanecimiento de
granulita. Algunas regiones de facies de granulita muestran temperaturas excepcionalmente altas de
900-1000 ° C (por ejemplo, Ellis 1980, Ellis et al. 1980, Sandiford et al. 1987, Bohlen 1991).
A temperaturas tan altas, muchas rocas experimentan un derretimiento parcial o completo (Fig. 1.1).
La temperatura de fusión, sin embargo, varía mucho con la cantidad y estado de H2O. Entonces, la
cantidad y la actividad del H2O se discuten en la siguiente sección, seguida del problema de la fusión
en las facies de granulita.
11.6.2 Baja actividad de H2O y flujo de fluido rico en CO2
11.6.2.1 Observaciones que sugieren una baja actividad de H2O. Dado que los cambios
mineralógicos de la facies de anfibolita a granulita son causados por reacciones de deshidratación,
son promovidos no solo por el aumento de temperatura, sino también por la disminución del potencial
químico o la actividad del H2O en el medio ambiente. De hecho, muchos autores, incluidos Wells
(1979a), Phillips (1980), Bhattacharya & Sen (1986) y Lamb & Valley (1988), han estimado que la
actividad de H2O está aproximadamente en el rango de 0,1-0,5 a partir de sus estudios de equilibrio
de fase. en regiones de facies de granulita en Groenlandia, Australia, India y Adirondacks (Nueva
York), respectivamente.
Se sabe que las inclusiones fluidas en las rocas de desvanecimiento de granulita contienen
comúnmente una gran parte de CO2 (§4.2). Un aumento del contenido de CO2 en el fluido
intergranular debe provocar una disminución de la proporción y actividad del H2O (Newton 1986a,
1989). Sin embargo, las inclusiones fluidas conservadas en rocas metamórficas ahora expuestas en
la superficie generalmente quedaron atrapadas en etapas posteriores al pico térmico (§4.2). Por lo
tanto, los fluidos ricos en CO2 en inclusiones pueden diferir en composición del fluido que estaba
presente en el pico térmico (Lamb et al. 1991).
El metamorfismo de facies de granulita tiene lugar a temperaturas superiores a unos 650 ° C. A estas
temperaturas, si hay un fluido acuoso entre los granos minerales, la fusión parcial debe ser intensa
en muchas o la mayoría de las rocas cuarzo-feldespáticas. Sin embargo, aunque probablemente se
produce una fusión parcial, no parece ser muy intensa en las regiones de facies de granulita. Esto
tiende a respaldar la idea de que el metamorfismo de facies de granulita se produce normalmente en
ausencia de una fase líquida o en presencia de un líquido pobre en H2.
11.6.2.2 Posibles orígenes de la baja actividad de 1120. Para el origen de la baja actividad de H2O,
muchos autores han sugerido tres posibilidades principales. Cada uno de los tres puede aplicarse a
algunas áreas.
Primero, el derretimiento parcial de las rocas pelíticas y psamíticas probablemente generalmente
comienza en la parte de alta temperatura de la facies de anfibolitas. Las masas fundidas resultantes
pueden disolver una gran cantidad de H2O pero no de CO2, lo que posiblemente lleve a la formación
de un fluido rico en CO2 y pobre en H2 (por ejemplo, Phillips 1980, Waters & Whales 1985, Bhattacharya & Sen 1986).
En segundo lugar, las bajas actividades de H2O se pueden realizar en un metamorfismo sin fluidos.
Si las rocas que se han deshidratado previamente por metamorfismo de alta temperatura se someten
a un segundo evento metamórfico, puede que no haya fase fluida y las rocas pueden mostrar una
actividad muy baja de H2O (por ejemplo, Lamb & Valley 1984).
En tercer lugar, puede formarse una gran cantidad de CO2 por reacciones de descarbonatación de
sedimentos calcáreos, o puede elevarse desde el manto subyacente a la corteza inferior. La
posibilidad de un aumento masivo de CO2 desde el manto hacia la corteza inferior ha sido enfatizada
particularmente por Newton et al. (1980).
La idea del metamorfismo de facies de granulita causado por la infiltración de fluidos ricos en CO2
ha sido fuertemente defendida, particularmente para las regiones de charnockita en el sur de la India
(por ejemplo, Condie et al. 1982, Janardhan et al. 1982). En algunas áreas allí, se observó que la
transición de rocas de facies de anfibolita a rocas de facies de granulita tuvo lugar en una distancia
demasiado corta (como varios centímetros) para atribuirse a una diferencia de temperatura, de modo
que una variación de composición en la fase fluida fue sugerido.
11.6.3 Fusión parcial y efecto de minerales hidratados
11.6.3.1 Observaciones generales. Se cree ampliamente que las rocas metamórficas de la facies
anfibolita suelen tener un fluido acuoso intergranular. Si es así, las rocas metamórficas graníticas y
pelíticas generalmente comienzan a derretirse parcialmente a una temperatura entre 600 ° y 650 ° C
(Figs. 1.1, 11.5). Este fluido es probablemente en una cantidad tan pequeña que desaparecerá cuando
la cantidad de material fundido alcance un pequeño porcentaje de las rocas (§1.2.2). A partir de
entonces, al aumentar la temperatura, el fluido se vuelve insaturado con H2O y mostrará una
actividad de H2O que disminuye progresivamente. La disminución de la actividad de H2O tiende a
dificultar el progreso de la fusión.
La figura 1.1a muestra que, si hay un exceso de H2O, algunas rocas graníticas se derriten por
completo a una temperatura cercana a los 700 ° C o ligeramente superior. Sin embargo, esta fusión
completa no se producirá generalmente en el metamorfismo regional debido a la cantidad muy
limitada de H2O presente. Si se agrega una gran cantidad de CO2 a la roca, ya sea por reacciones
de descarbonatación o por infiltración desde el exterior, hará una contribución adicional a la
disminución de la actividad del H2O.
Las rocas metapelíticas y graníticas suelen contener minerales hidratados, como moscovita y biotita.
En rocas sin fluido acuoso, incluso la pequeña cantidad de H2O en sus estructuras cristalinas
provoca un gran efecto en la disminución de la temperatura de fusión de sus rocas anfitrionas, como
se analiza a continuación.
Con el aumento de temperatura en el metamorfismo bajo presiones de menos de aproximadamente 4
kbar (es decir, en un régimen de presión relativamente baja de metamorfismo regional de PT bajo),
la moscovita sufre reacciones de deshidratación (deshidratación-descomposición), produciendo
ensamblajes minerales anhidros de las facies de granulita, como ya se muestra en los cambios
paragenéticos de (d) a (e) y luego a (f) en la Figura 10.5. Por otro lado, con el aumento de
temperatura en el metamorfismo a presiones más altas (es decir, en un régimen de presión
relativamente alta de metamorfismo de PIT bajo y en metamorfismo de P-T medio), la moscovita
sufre deshidratación y fusión simultáneas (la denominada deshidratación-fusión).
Existe una extensa literatura de investigaciones teóricas y experimentales sobre el derretimiento de
rocas metamórficas (por ejemplo, A. B. Thompson & Algor 1977, Atherton & Gribble 1983, Ashworth
1985, Le Breton & Thompson 1988, Vie! -Zeuf & Holloway 1988).
En la siguiente sección, se examinan las características de la deshidratación-descomposición y la
deshidratación-fusión con ejemplos relacionados con moscovita. Luego se discute la deshidrataciónfusión de metapelitas ordinarias que contienen tanto moscovita como biotita.
11.6.3.2 Deshidratación-descomposición y deshidratación-fusión de moscovita. La figura 11.5
muestra una cuadrícula petrogenética relacionada con la descomposición y fusión de la moscovita.
Aquí, los ensamblajes de fases se consideran pertenecientes, bien al sistema de cinco componentes
K2O-Na2O-Al2O3-SiO2-H2O (libre de CaO), o a sus subsistemas.
Q1 es un punto invariante que pertenece al sistema de cuatro componentes K2O-Al2O3-SiO2-H2O,
el sistema de miembros terminales K2O del sistema de cinco componentes anterior. Seis fases (Ms,
Kfs, Ms, Qtz, V y M) coexisten en el punto invariante, y seis curvas univariantes irradian desde allí.
Q2 es un punto invariante que pertenece al sistema de cinco componentes anterior. Siete fases (Ms,
Afs, Ab, Ms, Qtz, V y M) coexisten en el punto, y siete curvas univariantes irradian desde allí. En este
caso, Ms, Afs y Ab son soluciones sólidas de K-Na. Las proporciones K / (K + Na) de estos minerales
son específicas en un punto específico de cualquiera de las curvas. Una de las curvas univariantes
que irradian desde Q2 llega a Q1, donde la relación K / (K + Na) es la unidad. (Esta curva no
pertenece al sistema de cuatro componentes de Q1).
Q4 es un punto invariante del sistema de tres componentes KAISi3O8-Al203- H20. En el punto
coexisten cinco fases (Ms, Kfs, Cm, V y M). La línea discontinua que comienza en Q4 en la dirección
inferior izquierda representa la deshidratación-descomposición de la moscovita por sí misma.
La cuadrícula muestra que, a presiones inferiores a la de Q2, la deshidratación-descomposición de
la moscovita se produce en la siguiente secuencia. En rocas que contienen albita y cuarzo, la
descomposición comienza por una reacción del tipo (con coeficientes ignorados):
Esta reacción representa una reacción de cambio de línea de (d) a (e) en la Figura 10.5. Luego, la
descomposición final de la moscovita ocurre a una temperatura ligeramente más alta en rocas que
contienen cuarzo sin albita por reacciones continuas y discontinuas del tipo:
Esta reacción corresponde al cambio de (e) a (f) en la Figura 10.5.
Figura 11.5 Cuadrícula petrogenética que muestra la deshidratación-descomposición y la
deshidratación-fusión de la moscovita. Para los puntos invariantes Q1, Q2 y Q4, ver texto. Las curvas
univariantes que irradian desde Q1, Q2 y Q4 se distinguen, respectivamente, por líneas finas, líneas
gruesas y líneas discontinuas. Q3 es otro punto invariante del sistema de cinco componentes K2ONa2O-Al2O3-SiO2-H20. En el punto, coexisten siete fases (Pg, Ms, Ab, Als, Qtz, V y M), donde Pg,
Ms y Ab son soluciones sólidas de K-Na. Basado en Huang y Wyllie (1974) y A. B. Thompson y Algor
(1977). Las líneas de puntos muestran los límites de estabilidad entre los polimorfos de Al2SiO5
(Holdaway 1971). V: fase de vapor de agua; M: derretir. Para los símbolos minerales, consulte el
Apéndice 1.
En rocas sin cuarzo, la descomposición final de la moscovita ocurre a una temperatura aún más alta
por una reacción del tipo:
Sin embargo, a presiones superiores a la de Q2, la deshidratación de la moscovita induce la fusión
y, en el punto de fusión, la moscovita coexiste con la fusión. La temperatura de deshidratación-fusión
varía con los conjuntos minerales de las rocas como se muestra en la cuadrícula. En presencia de
feldespato potásico + plagioclasa sódica + cuarzo, la moscovita se deshidrata-derrite a la
temperatura más baja. El ensamblaje moscovita + plagioclasa sódica + cuarzo es un ensamblaje
mineral común en las metapelitas. La cuadrícula indica que este conjunto se derrite a
aproximadamente 650 ° C en presencia de vapor y a una temperatura más alta en su ausencia. En
términos generales, la fusión de un ensamblaje mineral ocurre a una temperatura considerablemente
más baja en presencia de una fase de vapor que en su ausencia. La temperatura de fusión disminuye
por la presencia de cuarzo y albita.
Al enfriarse, la masa fundida puede volver a cristalizar en un ensamblaje mineral del mismo sistema.
Es probable que muchas rocas en las regiones de facies de granulita sufrieran un derretimiento
parcial progrado de este tipo, seguido de una cristalización retrógrada. Si las rocas que se derriten
parcialmente se mantienen durante mucho tiempo a esta alta temperatura, el H2O puede salir
gradualmente del sistema y luego el enfriamiento puede resultar en la producción de ensamblajes
minerales pobres o sin moscovita.
11.6.3.3. Deshidratación-fusión sin vapor de metapelitas que contienen tanto nueces-covita como
biotita. Las metapelitas ordinarias contienen moscovita y biotita en asociación con plagioclasa y
cuarzo relativamente sódicos. En el rango de presión ordinario del metamorfismo regional,
comienzan a fundirse a unos 650 ° C en presencia de un vapor de agua (figura 11.5).
En ausencia de vapor de agua a presiones superiores a aproximadamente 4 kbar, estas rocas se
someten a deshidratación-fusión en dos etapas, como se muestra en la Figura 11.6 (Le Breton &
Thompson 1988). Primero, la moscovita reacciona con la plagioclasa y el cuarzo para formar una
masa fundida mediante una reacción del tipo:
Si la moscovita es de composición fengítica, los productos de reacción incluyen cordierita, biotita o
granate, dependiendo de la presión. Dado que un mineral AliSiOs se forma mediante la reacción
anterior, un aumento adicional de temperatura provoca una reacción de deshidratación-fusión de la
biotita del tipo:
Dado que la moscovita, biotita y plagioclasa son minerales en solución sólida, las temperaturas de
estas reacciones muestran una variación considerable con sus composiciones.
La figura 11.6 muestra curvas de equilibrio determinadas experimentalmente (con rangos estimados
de variación de temperatura) de estas dos reacciones. Las dos curvas se cruzan dentro del cuadro A
a unos 15 kbar. Por tanto, la deshidratación-fusión en dos etapas se produce en el intervalo de
presión de aproximadamente 4-15 kbar.
Figura 11.6 Condiciones P-T para la deshidratación-fusión de moscovita y biotita en metapelitas en
ausencia de vapor de agua. Además, el diagrama muestra la curva de solidus en presencia de vapor,
así como las curvas de deshidratación-descomposición para moscovita y biotita en metapelitas.
Modificado de A. B. Thompson & Algor (1977) y Le Breton & Thompson (1988). Para los símbolos
minerales, consulte el Apéndice I. El recuadro A se describe en el texto.
A presiones superiores a las de la caja A, la moscovita y la biotita experimentan deshidrataciónfusión simultánea por una reacción del tipo: moscovita + biotita + plagioclasa + cuarzo = feldespato
K + granate + fundido (11,24) En metamorfismo regional a presiones inferiores de aproximadamente
4 kbar, deshidratación-descomposición (no fusión) de la moscovita se produce primero y, con un
aumento adicional de temperatura, los productos de deshidratación se funden en presencia de vapor.
A presiones muy bajas, primero la moscovita y luego la biotita experimentan deshidratacióndescomposición, y con un aumento adicional de temperatura, los productos de deshidratación se
derriten en presencia de vapor.
11.6.4 Conjuntos minerales observados y efectos del aumento de temperatura
11.6.4.1 Metabasitos. Las metabasitas muestran ensamblajes tales como ortopiroxeno + augita +
granate + plagioclasa (comúnmente con hornblenda, biotita y cuarzo). La augita puede contener
laminillas de exsolución de ortopiroxeno y pigeonita (por ejemplo, Jaffe et al. 1975). La
descomposición de los miembros terminales de la hornblenda con el aumento de la temperatura
puede expresarse mediante reacciones tales como:
11.6.4.2 Metapelitas. La descomposición y el derretimiento de la moscovita se tratan en las páginas
anteriores. Evans y Guidotti (1966) ofrecen una discusión detallada de las relaciones paragenéticas
de la moscovita, tomando también en consideración el CaO. Otros minerales de metapelitas se
analizan a continuación.
El polimorfo estable del feldespato K es la microclina en las facies de esquistos verdes y los grados
bajo y medio de las facies de anfibolita, pero se convierte en ortoclasa en las facies de granulita y
anfibolita alta (Heier 1957, Shido 1958). Sin embargo, la microclina de origen retrógrado está muy
extendida en las regiones de facies de granulita.
La biotita puede disminuir en cantidad al aumentar la temperatura debido a algunas reacciones con
moscovita como:
Debido a esta y otras reacciones que incluyen (11,19) y (11.20), el feldespato K puede eventualmente
coexistir con silicatos de Al-Fe-Mg libres de Ca como la silimanita, el granate, la cordierita y el
ortopiroxeno. (A bajas temperaturas hasta la facies de anfibolita superior, el ensamblaje moscovita
+ biotita se forma en lugar del ensamblaje K-feldespato + silicato de Al-Fe-Mg).
Después de que desaparece la moscovita, las soluciones sólidas de biotita pueden descomponerse
por reacciones como:
Dado que la biotita tiene una relación FeO / MgO más baja que el ortopiroxeno y el granate
coexistentes, el progreso de estas reacciones disminuye la relación FeO / MgO de la biotita. El
contenido habitual de TiO2 de la biotita es de un pequeño porcentaje en las metapelitas de facies de
anfibolita y aumenta hasta aproximadamente el 5% en las metapelitas de facies de granulita.
El granate pertenece a la serie almandina-piropo, y algunos granates muestran un mayor contenido
de piropo que cualquier granate en la facies de anfibolita. Las metapelitas con un contenido de Al2O3
relativamente bajo y una relación FeO / MgO alta pueden contener orto-piroxeno. Algo de
ortopiroxeno en la facies de granulita en metapelitas muestra un contenido de Al2O3 tan alto como
10%. El mineral estable Al2Si05 suele ser la silimanita, pero la cianita ocurre muy raramente (por
ejemplo, en Granulitgebirge de Sajonia, Alemania).
La zafirina y la espinela son minerales raros que se encuentran en rocas aluminosas sin cuarzo en
la parte inferior de las facies de granulita. En condiciones en las que el cordier-ite se vuelve
inestable, la zafirina e incluso la espinela también se forman en las rocas que contienen cuarzo (Ellis
et al. 1980).
La osumilita es un mineral alutninoso similar en composición, pero con una relación Mg / Fe más
alta que la cordierita. Se descubrió originalmente en rocas volcánicas (Miyashiro 1956), pero se ha
encontrado que ocurre a escala regional en metapelitas de partes de muy alto grado de regiones de
facies de granulita (por ejemplo, Ellis 1980, Ellis et al. 1980, Kars et al. 1980, creció 1982).
La figura 11.7 muestra la interpretación de Lonker (1980) de los cambios progresivos de metapelitas
en el eje Frontenac de la provincia de Grenville en Canadá. La línea de unión de silimanita-biotita
es estable en (a). Con un aumento de temperatura, se reemplaza por la línea de cordierita-granate,
como se muestra en (b). Luego, la línea de unión granate-biotita se reemplaza por la línea de unión
cordierita-ortopiroxeno, como se muestra en (c). Con estos cambios, el campo de composición de las
metapelitas portadoras de biotita se vuelve más estrecho, mientras que los de las metapelitas
portadoras de cordierita y ortopiroxeno se vuelven progresivamente más anchos.
Figura 11.7 Diagramas AFM que muestran cambios progresivos de las relaciones paragenéticas
con el aumento de temperatura en el orden de (a) -0 (b) -0 (c) en gneis metapelíticos portadores de
feldespato K del Eje Frontenac (Lonker, 1980). Estos diagramas son proyecciones AFM modificadas
a través de feldespato K y cuarzo bajo un potencial químico constante de H2O (§5.4.1).
11.6.4.3 Metagreywackes y grajos cuarlzo-feldespáticos. Metagreywackes muestran ensamblajes
como:
ortopiroxeno + granate + plagioclasa + ortoclasa (pertítico) + cuarzo El cuarzo y los feldespatos
en las rocas de facies de granulita son blanquecinas en algunas áreas (por ejemplo, Granulitgebirge
de Sajonia y Laponia en Finlandia), pero son de color oscuro en muchas otras. En el último caso,
incluso las rocas cuarzo-feldespáticas son de color oscuro, a veces parecen metabasitas en un
espécimen de mano.
Un ejemplo bien conocido de estas rocas de color oscuro es la charnockita, que se encuentra en la
vasta región de facies granulíticas del sur de la India. Allí, una gran parte de la región está formada
por rocas cuarzo-feldespáticas de color oscuro con hipersteno y composición granítica. Las rocas
comúnmente contienen pequeñas cantidades de granate y biotita (pero por definición no minerales
altamente aluminosos como cordierita y silimanita). El cuarzo es azul oscuro o gris azulado, y los
largueros son azul oscuro, verde azulado o verde pardusco. La charnockita parece haberse formado
a partir de rocas graníticas y psamíticas por metamorfismo de facies de granulita (por ejemplo,
Ramberg 1952, Wendlandt 1981).
11.6.4.4 Rocas calcáreas. La wollastonita se encuentra en algunas áreas, mientras que el conjunto
de calcita + cuarzo es estable en otras. Entonces, las rocas calcáreas metamorfoseadas muestran
ensamblajes como:
1: wollastonita + diópsido + calcita (posiblemente con esfena);
2: wollastonita + escapolita + calcita;
3: diópsido + plagioclasa + calcita (posiblemente con escapolita y cuarzo);
4: forsterita + calcita + dolomita (posiblemente con espineta, anfíbol y flogopita).
El granate de Ca puede no ser estable en las rocas que contienen cuarzo en la parte de baja presión
de esta facies (al igual que en la facies de piroxeno-homfels), pero se vuelve estable en la parte de
alta presión.
En la facies de granulita, los minerales ricos en Ti suelen ser rutilo o ilmenita en metabasitas y
metapelitas, pero la esfena se encuentra en rocas calcáreas.
11.6.5 Cambios de relaciones paragenéticas con presión en las facies granulíticas
11.6.5.1 Rango de presión observado. Algunas de las áreas de facies de granulita como Uusimaa en
el suroeste de Finlandia (Schreurs & Westra 1986) pertenecen a una serie de facies de bajo P / T que
tiene andalucita en la zona de facies de anfibolitas asociada. La presión predominante fue del orden
de 3-5 kbar. Muchas otras regiones de desvanecimiento de granulita, como las del sur de la India,
pertenecen a una serie de abeto medio con cianita en la zona de facies de anfibolita asociada. La
presión observada suele oscilar entre 5 y 9 kbar (p. Ej., Raase et al. 1986, Janardhan et al. 1982,
Newton 1983). Algunas otras regiones de facies de granulita han dado presiones aún más altas, como
10-11 kbar (por ejemplo, Newton 1983, Bohlen 1987).
Por tanto, las presiones observadas oscilan entre aproximadamente 3 y 11 kbar, lo que corresponde
aproximadamente a 10-40 km de profundidad. Estas regiones de facies de granulita suelen estar
sustentadas por una corteza de tipo continental con un espesor de 20-30 km. Por lo tanto, las actuales
superficies de erosión de las regiones de facies de granulita se ubicaron a una profundidad de
aproximadamente 10-401 cm dentro de una corteza continental, de 30-70 km de espesor, durante el
metamorfismo. En otras palabras, las actuales superficies de erosión de las regiones de facies de
granulita no representan la corteza inferior sino la corteza media, o incluso la parte inferior de la
corteza superior durante el metamorfismo.
En el diagrama P-T, en el lado de baja presión de la facies de granulita se encuentra la facies
piroxeno-hornfels (Fig. 7.1). Ambas facies se caracterizan por la coexistencia de dos piroxenos en
metabasitas. Las metapelitas en la parte de baja presión de la facies de granulita contienen
comúnmente cordierita al igual que las de la facies de piroxeno-homfels. En el lado de alta presión
de la facies de granulita, se encuentra la facies de eclogita, que se caracteriza por la desaparición
de plagio-clase en las metabasitas (Fig. 7.3). Los cambios de las relaciones paragenéticas con la
presión se analizan a continuación.
11.6.5.2 Relación de cordierita con granate. En las metapelitas, los cambios más importantes con el
aumento de la presión son la disminución y desaparición de cordier-ite con la formación
concomitante y el aumento de granate almandina-piropo.
La cordierita tiene una densidad baja (d = 2,5-2,8), y muchas de las reacciones productoras de
cordierita van acompañadas de un gran aumento en el volumen de las fases sólidas. Por lo tanto, los
ensamblajes minerales que contienen cordierita son estables a bajas presiones y tienen un límite de
estabilidad a medida que aumenta la presión. Están muy extendidos en rocas peneanas en aureolas
de contacto y en metamorfismos regionales de bajo Pa ', en las facies de anfibolita y granulita (Fig.
8.4). En el metamorfismo regional de abeto medio, la cordierita suele aparecer sólo en la parte de
alta temperatura de la facies de granulita (fig. 8.5). Los ensamblajes que contienen cordierita no
ocurren en la parte de alta presión de las facies de granulita.
La cordierita tiene una forma ortorrómbica ordinaria, así como una forma hexagonal de alta
temperatura, llamada indialita. La forma ortorrómbica muestra un grado variable de desorden
(Miyashiro 1957, Wallace y Wenk 1980, Putnis y Holland 1986). Las moléculas de H2O se pueden
acomodar dentro del canal abierto paralelo al eje c de la estructura de cordierita. La cordierita
anhidra
se sintetiza fácilmente, pero la cordierita natural muestra un contenido
variable de H2O. La fórmula de la cordierita hidratada se expresa como
, en la que n varía al menos entre 0.0 y 1.2, y se sabe que se acerca a
cero en las facies de granulita alta (Martignole & Sisi 1981, Lonker 1981). En muchas áreas de
metamorfismo de granulita-facies, el líquido intergranular tiene una relación de CO21 (H2O + CO2)
relativamente alta. En estas condiciones, las moléculas de CO2 también se alojan dentro del canal
abierto junto con H2O. Armbruster y col. (1982) descubrieron una cordierita con CO2 / (H20 +
CO2) = 0,75 de una región de facies granulítica de Laponia.
En las metapelitas de facies de granulita, los ensamblajes de minerales que contienen cordierita se
reemplazan gradualmente por ensamblajes que contienen granate con un volumen más pequeño al
aumentar la presión mediante diversas reacciones tales como:
Esta reacción corresponde al triángulo cordierita-granate-silimanita de la Figura 10.3k y la Figura
11.7. También son posibles reacciones correspondientes a otros triángulos de paragénesis con
cordierita y granate en dos esquinas en tales diagramas.
En condiciones anhidras, la reacción del elemento terminal de Fe correspondiente a la reacción
(11.31) se produce a aproximadamente 2-4 kbar en el rango de temperatura de 600-1000 ° C,
mientras que la reacción del elemento terminal de Mg requiere una presión mucho más alta
(aproximadamente 6- 12 kbar) (Martignole y Sisi 1981). La cordierita con un contenido más alto de
H2O es estable a presiones más altas que la cordierita equivalente con un contenido más bajo de
H2O (Newton & Wood 1979, Martignole & Sisi 1981, Lonker 1981, Bhatta-charya & Sen 1985).
Holdaway y Lee (1977) han demostrado que la coexistencia estable de cordierita y granate ocurre
solo a temperaturas más altas que las de la reacción de descomposición de la moscovita en presencia
de cuarzo y, por lo tanto, generalmente en las facies granu-lite. El cambio directo de conjuntos que
contienen cordierita en conjuntos que contienen granate ocurre sólo en estas condiciones, aunque es
cierto que, también en las facies de anfibolita, los conjuntos que contienen cordierita tienden a
formarse a presiones más bajas que los conjuntos que contienen granate. Cuando el conjunto
cordierita-granate está acompañado por sillimanita u ortopiroxeno (por ejemplo, Fig. 11.7c), las
relaciones FeO / MgO de cordierita y granate, que son funciones de temperatura y presión, pueden
usarse como geobarómetros, como intentó Hensen. Y Green (1973). Las relaciones son sensibles a
la variación de presión pero no a la temperatura. En los conjuntos de cordierita + granate +
silimanita + cuarzo y cordier-ite + granate + ortopiroxeno + cuarzo, la relación FeO / MgO de los
minerales tiende a aumentar al disminuir la presión.
11.6.5.3 Determinación experimental de relaciones paragenéticas de metabasitas en facies de
granulita y égloga. Green y Ringwood (1967a) realizaron un estudio experimental sobre la
transformación del gabro en eclogitas en condiciones prácticamente anhidras. Plagioclasa, piroxeno
y posiblemente olivino son los principales componentes de la metabasita gabro o piroxeno-homfelsfacies a bajas presiones. Con un aumento de presión, el granate comienza a aparecer y luego
aumenta en cantidad, mientras que la plagioclasa y el olivino disminuyen y desaparecen. Por lo
tanto, la roca pasa por condiciones de facies de granulita y finalmente se convierte en una roca de
granate piroxeno, es decir, eclogita.
En la figura 11.8 se muestran las relaciones P-T de una transformación de este tipo para
composiciones cuarzo-toleíticas. Para un valor medio de la relación FeO / (MgO + FeO), el campo
P-T debajo de la curva B en el diagrama representa un ensamblaje de granulita o gabro sin granate.
En este rango de presión, el componente A de la plagioclasa se incorpora cada vez más a los
piroxenos con una presión creciente. Esto da como resultado la formación de piroxenos altamente
aluminosos que contienen el componente de Tschermak: (Ca, Mg) AI2SiO6. En el rango de presión
entre las curvas B y "Eclog",
Figura 11.8 Transformación de granulita a eclogita para composiciones de cuarzo-toleitico en
condiciones prácticamente anhidras (Green & Ringwood I 967a). A, B y C son curvas que indican la
primera aparición de granate con presión creciente para composiciones de cuarzo-toleítico con
, respectivamente. La curva "Eclog" indica la desaparición de
la plagioclasa al aumentar la presión. La línea M-N es un sólido aproximado en condiciones secas.
Los límites de estabilidad a baja presión de los miembros terminales de piropo y almandina se
muestran mediante las curvas designadas como "piropo" y "almandina", respectivamente. El límite
de estabilidad de alta presión de anortita se muestra mediante la curva etiquetada como "An". Los
campos de estabilidad de la cianita, la sillimanita y la andalucita y el límite de estabilidad a baja
presión del conjunto de jadeíta -I- cuarzo se muestran a modo de comparación.
la reacción entre el ortopiroxeno y la plagioclasa produce una cantidad creciente de granate que
tiene una relación piropo / almandina creciente con la presión creciente. A presiones más altas
dentro de este rango, el componente Ab de plagio-clase comienza a convertirse en el componente
jadeíta del piroxeno, lo que lleva a la desaparición de la plagioclasa. La molécula de piroxeno de
Tschermak se descompone con la formación resultante de granate adicional. Así, la eclogita típica
con granate de magnesio y clinopiroxeno rico en jadeíta se forma en el campo P-T por encima de la
curva "Eclog".
Para las composiciones de SiO2-álcali-olivino-basalto insaturadas, la aparición del granate y la
desaparición de la plagioclasa tienen lugar a presiones algunos kilobares inferiores a las de las
composiciones de cuarzo-toleita. Cuanto mayor sea el contenido de Ab de plagioclasa, mayor será
la presión necesaria para la desaparición de plagioclasa (es decir, para la formación de eclogita).
Cuanto mayor sea la relación FeO / (MgO + FeO) de la roca, menor será la presión necesaria para
la formación del granate. Debe enfatizarse que la presión necesaria para que las reacciones formen
eclo-gites varía con la relación FeO / (MgO + FeO) y la composición de plagioclasa; por lo tanto,
la transformación debería ser esencialmente gradual en una amplia región de transición P-T.
El granate comienza a formarse a una presión más baja en las metabasitas sin cuarzo que en las
metabasitas que contienen cuarzo. Esta relación puede entenderse comparando las siguientes dos
reacciones en rocas sin y con cuarzo.
En la reacción (11.32) el lado derecho es estable en las facies de granulita y eclogita, mientras que
en la reacción (11.33) el lado izquierdo es estable en las facies de granulita y el lado derecho en las
facies de eclogita. Estas reacciones fueron discutidas termodinámicamente por Wood (1975) y luego
fueron calibradas por Newton y Perkins (1982) y otros.
11.6.6 Cambios retrógrados en rocas de facies de granulita Las rocas metamórficas de facies de
granulita suelen mostrar cambios mineralógicos retrógrados característicamente fuertes. El alcance
de las reacciones retrógradas depende de la cantidad de H2O y CO2 disponible en la etapa
retrógrada, así como de la temperatura y la duración del proceso. En el pico térmico en las facies
de granulita, las rocas generalmente se derriten parcialmente y una parte del H2O que fue liberado
por reacciones progradas se retiene en la masa fundida. Cuando la masa fundida se cristaliza en la
etapa retrógrada, el H2O se libera y puede reaccionar con los minerales de pico térmico. La primera
parte del proceso retrógrado ocurre a altas temperaturas donde las tasas de reacciones son altas.
Por tanto, las reacciones retrógradas suelen producirse de forma extensa.
En rocas de facies de granulita, las reacciones de transferencia neta en la etapa retrógrada producen
una gran variedad de minerales anhidros e hidratados, comúnmente como coronas y simplectitas.
Los estudios de microsonda han aclarado la ocurrencia generalizada de reacciones de intercambio
retrógrado entre minerales ferromagnesianos adyacentes, que conducen a la formación de zonas
químicas en cada uno de los minerales (Hess 1971, Lonker 1980, Schreurs 1985). Incluso los
minerales prácticamente homogéneos pueden haber sufrido un ajuste de composición en la etapa
retrógrada. En términos generales, las reacciones de intercambio continuarán a temperaturas más
bajas que las reacciones de transferencia neta. Las extensas e intensas reacciones retrógradas y el
derretimiento causan una gran dificultad en la geotermobarometría de rocas de facies de granulita
(Frost & Chacko 1989, Selverstone & Chamberlain 1990).
11.6.7 La relación de las facies de granulita con la estructura de la corteza
La mayoría de las amplias regiones de facies de granulita ocurren en regiones metamórficas de alto
grado del Precámbrico, y particularmente del Arcaico. Sin embargo, el progreso reciente de la
prospección petrográfica ha aclarado que las rocas de facies de granulita se formaron también en
un número considerable de regiones fanerozoicas (Windley 1981, Pin & Vielzeuf 1983).
Bohlen y Mezger (1989) señalaron que el rango de presión más común de las regiones de facies de
granulita a escala regional es de 6 a 8 kbar, lo que indica que la superficie de erosión actual tenía
solo 20 a 30 km de profundidad en el momento del metamorfismo. En la actualidad, estas regiones
suelen estar cubiertas por 20-30 km de corteza de tipo continental, lo que sugiere que el grosor de la
corteza original era de unos 50-60 km y la superficie de erosión actual estaba en la corteza media.
Por otro lado, los xenolitos de facies de granulita en tuberías volcánicas generalmente muestran una
presión de cristalización considerablemente más alta (9-12 kbar), y esto sugiere que estos xenolitos,
generalmente de composición máfica, generalmente se derivan de la corteza continental inferior y
más baja.
Harley (1989) ha realizado una revisión petrológica exhaustiva de las regiones del mundo con facies
de granulita. Destacó su diversidad en origen y características. El pico térmico es seguido por una
descompresión rápida en algunas regiones de facies de granulita, pero por un enfriamiento casi
isobárico en otras. Bohlen y Mezger (1989) y Bohlen (1991) señalaron que muchos de los complejos
granulita-facies a escala regional muestran trayectorias P-T-t en sentido antihorario como la curva
(d) de la Figura 2.2. Atribuyeron el origen de estos complejos a los efectos de calentamiento de los
magmas basálticos que habían sido intruidos desde el manto hacia la corteza media, inferior y más
baja. Estas intrusiones habrían provocado un aumento de presión y temperatura en las rocas de la
corteza media e inferior. Las composiciones basálticas de las intrusiones habrían provocado un
aumento de la densidad media de la corteza y, por tanto, poca elevación isostática y erosión en la
superficie, dando como resultado un enfriamiento casi isobárico. Consideraron que estos procesos
ocurren generalmente en profundidad en arcos de margen continental activos.
Las rocas de facies de granulita parecen mostrar características químicas distintas de las rocas
metamórficas de grado inferior. Ramberg (1951, 1952) fue el primero en señalar esta posibilidad.
Consideró que las rocas granulíticas-facies se basificaron durante el metamorfismo y prefirió la
difusión química en estado sólido a la fusión parcial como posible mecanismo de basificación. Eade
y Fahrig (1971) calcularon la composición química promedio de las regiones de facies de anfibolita
y granulita en una parte del Escudo Canadiense. Las regiones de facies de granulita son ligeramente
más altas en FeO y CaO, pero ligeramente más bajas en SiO2 y K20 que las regiones de facies de
anfibolitas. Sin embargo, la migración química en el metamorfismo de facies de granulita parece ser
mucho más complicada de lo que se suponía y varía con el tipo de roca y el mecanismo involucrado
(por ejemplo, Barbey y Cuney 1982). Moorbath y Taylor (1986) revisan datos más recientes.
En las carencias de granulita, es probable que la fusión parcial esté muy extendida. Muchos autores
atribuyeron el cambio en las composiciones químicas de las rocas a granel al transporte químico
mediante la eliminación de las masas fundidas. Algunos autores consideraron, sin embargo, que la
remoción de fundidos no puede explicar los cambios químicos observados y los atribuyeron al
transporte químico por movimiento de fluidos con alto contenido de CO2 (Glassley 1983, Newton
1989).
12
FACIES
METAMÓRFICAS
CARACTERÍSTICAS DEL METAMORFISMO
REGIONAL DE ALTA P-T
12.1 Una breve revisión de la serie de desvanecimientos metamórficos de alta P / T
Desde el comienzo de la clasificación de facies, Eskola (1920) reconoció la existencia de los
desvanecimientos de eclogita, porque la eclogita, al ser basáltica en composición química, atraía
una gran atención por su composición mineralógica notablemente peculiar y por su posible presencia
como un componente principal de capas profundas de la tierra. Con un mayor progreso en su estudio
de la diversidad de rocas metamórficas en la Tierra, Eskola (1929, 1939) introdujo la facies de
esquistos glaucófanos. Se sabía que el glaucophane, el mineral más característico de esta facies, se
presentaba con mayor frecuencia en las metabasitas, aunque también ocurre en algunos otros tipos
de rocas. Así, estas dos facies se caracterizaron por las composiciones mineralógicas de metabasitas.
En ese momento no estaba claro si existían metapelitas y metapsammitas en la facies eclogita. Su
idea de la facies de esquistos glauofanos no fue ampliamente aceptada hasta finales de la década de
1950.
A principios de la década de 1960, cuando la existencia de la facies de esquistos glauofanos ya estaba
generalmente aceptada, alguien acuñó el nombre de facies de esquistos azules para reemplazarlo,
sin ninguna razón justificable. Aunque esto es injusto para Eskola, este nombre se ha vuelto tan
popular que es aceptado de mala gana en este libro.
Aunque Eskola consideraba que las facies blueschist y eclogite se caracterizaban por altas presiones,
no sospechaba la existencia de una estrecha conexión genética entre las dos. En su tiempo, se sabía
que las rocas de estas dos facies se encontraban en lugares de la Tierra completamente diferentes, y
al menos aparentemente no relacionado.
En la década de 1980, nuestra comprensión de estos dos desvanecimientos hizo un gran avance a
través de estudios experimentales y de campo combinados. En particular, los estudios en los Alpes y
Nueva Caledonia han aclarado los ensamblajes minerales eclogita-facies en rocas de diversas
composiciones químicas, así como las relaciones genéticas y petrográficas entre las facies blueschist
y eclogita.
Tanto las facies de esquistos azules como las de zeolitas son facies metamórficas importantes, cuyas
rocas están muy extendidas en el mundo. Entre los campos P-T de estas dos facies existe una brecha.
Como ejemplo de regiones metamórficas que caen en esta brecha, Coombs (1960) descubrió una
zona en Nueva Zelanda que se caracteriza por la presencia de lawsonita sin estar acompañada de
anfíbol glaucoplumie y jadeíta. Posteriormente, se encontraron tractos metamórficos más o menos
similares en algunas otras regiones. En estos tratados, la presión del metamorfismo fue lo
suficientemente alta como para producir lawsonita, pero no tan alta como para producir glaucofano
o jadeíta. Una facies metamórfica que representa las zonas de este tipo se incluye en el extremo de
baja temperatura y baja presión de la serie de facies de alta P-T bajo el nombre de facies lawsonitaalbita-clorita.
En el pasado, se propuso un número considerable de otros nombres de facies para regiones
metamórficas con anfíboles glaucofánicos. En este libro, solo se utilizan los tres anteriores, por lo
que obtenemos un esquema simple de clasificación de facies de acuerdo con el principio general
establecido en §7.4.
Muchas regiones metamórficas de abeto alto incluyen áreas de facies de esquisto verde, prehnitapumpellyita y zeolita (Fig. 8.3). Dado que estas facies se describen en el capítulo anterior, no se
tratan en este capítulo. Por lo tanto, en este capítulo solo se describen los tres desvanecimientos
metamórficos mencionados anteriormente en orden de temperatura y presión crecientes.
12.2 Facies de lawsonita-albita-clorita
12.2.1 Concepto e historia
En el metamorfismo regional a temperaturas muy bajas, los desvanecimientos de zeolita y prehnitapumpellyita representan presiones bajas, mientras que la facies blueschist representa presiones altas.
Existe un rango de PT intermedio entre estos dos casos, donde las rocas se cristalizan a presiones lo
suficientemente altas para formar lawsonita y no zeolita (Fig. 11.2), pero no tan altas como para
formar anfíbol glaucofánico (glaucophane o crossite) o piroxeno jadeítico + cuarzo , o ambos (Fig.
12.1). Dado que el límite de baja presión para la formación de lawsonita es de aproximadamente 3
kbar a 200-350 ° C (Liou 1971a), este campo intermedio cubre un rango de presión de
aproximadamente 3 kbar a la presión para la primera formación de anfíbol con un contenido
sustancial. de componente glauofano. En este libro, las facies metamórficas que representan este
campo P-T se denominan facies de lawsonita-albita-clorita según Turner (1981).
Antes de Turner, Winkler (1965) había propuesto el nombre de facies de lawsonita-albita para estas
rocas, y las había definido como caracterizada por la presencia de lawsonita y la ausencia de
piroxeno + cuarzo jadeítico. No descartó la aparición de anfíbol glaucofánico en su rostro. En este
libro, por otro lado, la ocurrencia de anfíbol glaucophanic está excluida de nuestra facies lawsonitaalbita-clorita, y el límite de baja temperatura, baja presión de la facies blueschist se define como
marcado por la primera aparición de glau -Anfíbol Cofánico en rocas de composiciones ordinarias.
Coombs (1960) fue el primero en señalar la existencia de un tramo metamórfico de las facies. Su
área estaba en Nelson en el extremo norte de la Isla Sur de Nueva Zelanda, donde la lawsonita está
muy extendida en las metavolcánicas así como en las metapelitas, y está acompañada de cuarzo,
albita, clorita, moscovita y calcita. No se ha encontrado jadeíta ni glaucofano en esta área.
Posteriormente se encontraron áreas metamórficas similares en California, Calabria (sur de Italia)
y algunos otros lugares del mundo (por ejemplo, E. W. F. de Roever 1972, Turner 1981).
En áreas de esta facies, la albita ocurre en lugar de piroxeno + cuarzo jadeítico, y la albita + clorita
ocurre en lugar de glaucophane. En otras palabras, el lado derecho de la reacción (3.5) y el lado
izquierdo de la reacción (12.5) dados más adelante son estables debido a la presión relativamente
baja. En algunas rocas puede haber aegirina, riebeckita o magnesio-riebeckita, dependiendo de la
composición de la roca en masa. El carbonato asociado puede ser calcita o aragonita, y pueden
aparecer pumpellyita y celadonita.
Esta facies representa solo un pequeño rango de condiciones P-T y ocurre en un pequeño número de
regiones del mundo. No está claro si es apropiado tratarlo como un desvanecimiento metamórfico
mayor independiente en pie de igualdad con facies como el blueschist y el anfibolita. Esta pregunta
queda para el futuro.
12.2.2 Ejemplos de áreas de lawsonita-albita-clorita-facies
Área superior de Wakatipu, Nueva Zelanda. Kawachi (1974) trazó un mapa del área superior de
Waka-tipu en la parte sur de la Isla Sur de Nueva Zelanda. Describió una secuencia progresiva de
zonas pertenecientes a las facies de prehnita-pumpellyita, facies de lawsonita-albita-clorita,
desvanecimientos de pumpellyita-actinolita y facies de esquistos verdes. El conjunto mineral
característico de la zona de lawsonita-albita-clorita-facies es cuarzo + albita + lawsonita +
pumpellyita + moscovita + clorita + esfena.
El Complejo Franciscano en el área de Pacheco Pass, California.ia. En esta área, la zona de alto
grado definida para metagreywackes pertenece a la típica facies de esquisto azul con jadeíta +
cuarzo. Los metagreywackes están compuestos de cuarzo, jadeíta, glaucophane, lawsonita y
aragonita. Al disminuir el grado metamórfico, la jadeíta y el glaucofano disminuyen en cantidad y
desaparecen, mientras que la albita y el clorito aparecen y aumentan. Por lo tanto, los
metagreywackes en la zona de menor grado muestran un ensamblaje mineral lawsonita-albitaclorita-facies: cuarzo + albita + lawsonita + clorita + aragonita + calcita. Se consideró que la
calcita se había formado a partir de aragonito por cambio retrógrado (Maruyama et al. 1985).
12.3 Facies de Blueschist
12.3.1 Historia y definición
Eskola (1929, 1939) consideró que las facies de esquistos azules (su facies de esquistos glaucófanos)
representaban un rango de altas presiones a bajas temperaturas (Fig. 7.1). Él mencionó no solo el
glaucophane sino también la lawsonita como críticos para esta facies. Sin embargo, la gran mayoría
de los petrólogos en ese momento no aceptaron esta idea y atribuyeron el origen del glaucophane a
la composición de roca a granel rica en Na20 o la introducción metasomática de Na20 desde el
exterior (por ejemplo, Harker 1932, Turner 1948).
La existencia de la facies blueschista fue debatida y finalmente llegó a ser generalmente aceptada a
fines de la década de 1950 (para más detalles, véase el Apéndice III). Un evento muy importante que
condujo a la aceptación general de las facies fue el descubrimiento de WP de Roever (1950, 1955a)
en Célebes (Sulawesi) en Indonesia de que el conjunto de jadeíta + cuarzo es característico del grupo
de rocas metamórficas de esquisto glaucofano, y que dado que la jadeíta + cuarzo es isoquímica con
la albita, como se muestra en la reacción (3.5), la jadeíta en la roca que contiene cuarzo debe haberse
formado a una presión más alta que las rocas metamórficas ordinarias que contienen albita. Esto
fue confirmado por un cálculo termoquímico (Adams 1953) así como por experimentos sintéticos
(Birch y LeComte 1960).
El conjunto de jadeíta + cuarzo se produce en la parte típica de alta presión y baja temperatura del
rango P-T de la facies de esquistos azules. Por otro lado, existe una amplia gama de condiciones de
transición de una parte tan típica a las facies de prehnita-pumpellyita y esquisto verde de la serie de
facies de Piz medio. En estas condiciones, puede formarse crossite que contiene una cantidad
considerable de componente glauofano en rocas de composiciones apropiadas. En otras palabras,
esta facies pertenece en parte al tipo de jadeíta-glaucophane y en parte al tipo de transición de alta
presión. Se descubrió en la década de 1980 que con el aumento de la temperatura y la presión, la
facies de esquistos azules se clasifica en facies de eclogita.
En resumen, el campo P-T de las facies de esquistos azules está delimitado en el lado de baja
temperatura y baja presión por los de las facies lawsonita-albita-clorita, prehnita-pumpellyita y
esquistos verdes (fig. 8.3). El límite entre estas tres facies y la facies blueschist se define en este libro
como las condiciones P-T donde el anfíbol glaucofánico (anfíbol que contiene una cantidad
considerable de componente glauofano) comienza a formarse en algunas rocas de composiciones
basálticas ordinarias.
El campo P-T de las facies de esquistos azules está limitado en los lados de alta temperatura y alta
presión por el de las facies de eclogita (Fig. 8.3). Este libro coloca el límite desde el blueschist hasta
la eclogita facies en las condiciones P-T donde algunas metabasitas en el rango ordinario de
composición química comienzan a convertirse en eclogitas, es decir, para mostrar el ensamblaje
omphacite + granate, con temperaturas y presiones crecientes. En esta definición, los anfíboles
glaucofánicos todavía son estables en muchas rocas en partes de temperatura baja y media de la
facies de eclogita.
La temperatura de metamorfismo de la facies de esquistos azules parece oscilar entre 170 ° y
aproximadamente 500 ° C.
12.3.2 Minerales característicos de la facies blueschist
12.3.2.1 Glaucophane y anfíboles relacionados. El glaucophane es estable solo a altas presiones.
Los límites de baja y alta presión del campo de estabilidad del miembro terminal de Mg del
glaucophane según lo determinado por Carman y Gilbert (1983) se muestran mediante líneas gruesas
marcadas como C — G en la Figura 12.1.
El límite de alta presión para el Mg-glaucophane está marcado por la siguiente reacción sólidosólido (Carman & Gilbert 1983):
El conjunto de jadeíta + talco en el lado de alta presión en realidad se ha descubierto en algunas
rocas de facies de eclogita.
Por otro lado, la línea gruesa marcada con M en la Figura 12.1 indica la curva de equilibrio para
la reacción:
según lo determinado por Maruyama et al. (1986). El glaucofano utilizado en este estudio contiene
una cantidad considerable de FeO. Esta es una reacción que marca el límite entre la facies de la
esquista azul y la esquís verde.
Entre la glaucofana y otros minerales existen relaciones estequiométricas como:
Esto ilustra que la formación de glaucophane está influenciada por las actividades de H2O y CO2.
Magnesioriebeckita
, riebeckita
y actinolita
no requieren una presión particularmente alta para su formación. El glaucophane forma una serie
de solución sólida con magnesioriebeckita y riebeckita, así como con actinolita (por ejemplo,
Miyashiro & Banno 1958, Liou & Maruyama 1987). Los miembros intermedios entre el glaucophane
y la riebeckita, llamados crossite en la siguiente discusión, podrían formarse en rocas bajo
condiciones relativamente oxidadas y a presiones más bajas que el glaucophane rico en Al203. En
este libro, el nombre de anfíbol glaucofánico se utiliza para incluir tanto glaucophane y crossite.
Existe una brecha de miscibilidad entre el glaucophane y la actinolita en algunas condiciones P-T,
mientras que en otras se forman soluciones sólidas completas (Liou y Mantyama 1987). Por lo tanto,
el glaucophane y la actinolita coexisten en algunos casos, mientras que los miembros intermedios
entre los dos minerales, llamados winchita (Leake 1978), ocurren en otros.
Figura 12.1 Los segmentos de línea continua del recinto C — G indican los límites de baja y alta
presión para el campo de estabilidad del Mg-glaucophane (Carman y Gilbert 1983). La línea M
representa la curva de equilibrio para la reacción: 25 glauofano + 6 clinozoisita + 7 cuarzo + 14
H2O = 6 tremolita + 9 clorito + 50 albita (Maruyama et al. 1986). Las líneas finas muestran curvas
de equilibrio para las siguientes reacciones: aragonita = calcita, jadeíta + cuarzo = albita, coesita
= cuarzo y diamante = grafito. La línea de cadena muestra la temperatura de fusión de la albita o
jadeíta en presencia de exceso de sílice (cuarzo o coesita) y exceso de H2O (Boettcher y Wyllie 1969).
H indica el punto triple de los minerales Al2Si05 (Holdaway 1971).
12.3.2.2 Jadeíta, onfacita y otros clinopiroxenos Na-Ca. La curva de equilibrio para la reacción:
jadeíta pura + cuarzo = albita, ha sido investigada por muchos trabajadores experimentales, como
se analiza en §3.4.3 (Figs. 3.1, 12.1). La ocurrencia del ensamblaje piroxeno jadeítico + cuarzo es
característica de la parte de presión relativamente alta de la facies blueschist.
La jadeíta natural suele ser una solución sólida que contiene componentes de aegirina, diópsido y
hedenbergita. Cuando se acompaña de cuarzo, la presión necesaria para su formación es
considerablemente menor que la de jadeíta + cuarzo puro, y se vuelve más baja al disminuir el
contenido de jadeíta, como se muestra en la Figura 3.1.
Los piroxenos de la serie jadeíta-aegirina forman una serie continua de solución sólida, como se
ilustra en la figura 12.2a. Bajo una condición P-T específica, los piroxenos de esta serie no
acompañados de cuarzo muestran un mayor contenido de jadeíta que los acompañados de cuarzo.
Entre los piroxenos acompañados de cuarzo, el piroxeno acompañado de cuarzo y albita da el mayor
contenido de jadeíta. En presencia de albita y cuarzo, la presión necesaria para la formación de tal
solución sólida de piroxeno disminuye con la disminución del componente de jadeíta (fig. 12.2b).
Los clinopiroxenos del sistema jadeíta-aegirina-diópsido-hedenbergita parecen tener espacios de
miscibilidad entre jadeíta y augita (diópsido + hedenbergita) a baja temperatura (figura 12.3a). La
coexistencia de dos clinopiroxenos Na-Ca aparentemente estables es relativamente común (por
ejemplo, Maruyama y Liou 1987).
La jadeíta no acompañada de cuarzo, siendo isoquímica con albit + nefelina como se muestra en la
reacción (3.6), es un payaso estable a una presión mucho más baja que la jadeíta + cuarzo (figura
3.1). Sin embargo, en presencia de un fluido acuoso, se forma analcima en lugar de jadeíta a
temperaturas y presiones muy bajas. Por esta razón, la jadeíta pura no se forma a presiones por
debajo de aproximadamente 5 kbar en presencia de un fluido acuoso en rocas con o sin cuarzo (Fig.
11.1).
12.3.2.3 Lawsonita. Se sabe que la lawsonita es estable a presiones de hasta aproximadamente 3
kbar en presencia de fluido H2O a 200-350 ° C (Liou 1971a) como se muestra en la Figura 11.2. El
límite de alta temperatura para la formación de lawsonita se muestra en la figura 12.5b. Está cerca
del límite entre la facies blueschist y eclogite.
Figura 12.2 (a) Relaciones de fase isobárica isotérmica esquemática entre albita, jadeíta, aegirina
y cuarzo. (b) Composiciones calculadas de piroxeno de la serie jadeíta-aegirina que coexisten con
cuarzo y albita basándose en la idealidad supuesta de las soluciones sólidas de piroxeno. Según Popp
y Gilbert (1972).
Figura 12.3 (a) Diagrama de fase esquemático que muestra las brechas de miscibilidad y
ordenamiento de cationes (M.G.) en la serie augita-jadeíta. Modificado de Carpenter (1978) y Rossi
(1988). (b) Rangos de composición de granates en eclogitas que muestran varios modos de aparición.
LA: granates de Sifnos y eclogitas franciscanos (subgrupo LA). 11: granates de eclogitas del oeste
de Noruega (grupo II).
12.3.2.4 Aragonito. La aragonita es estable a altas presiones. El límite entre los campos de
estabilidad de la calcita y la aragonita se encuentra a presiones considerablemente más bajas que el
límite de baja presión de jadeíta + cuarzo (Johannes & Puhan 1971), como se muestra en la Figura
12.1. En la mayoría de los casos, sin embargo, la aragonita, una vez formada a alta presión, parece
perderse por transformación en calcita en una etapa posterior del metamorfismo.
12.3.2.5 Carfolita. La carfolita se conocía desde principios del siglo XIX como un mineral rico en
Mn. La aparición de Mg-Fe-carfolita (Mg, Fe) Al2-Si206 (OH) 4 (ortorrómbica) pobre en Mn en
metapelitas en regiones de facies de esquistos azules fue establecida recientemente por W. P. de
Roever et al. (1967). Desde entonces, se ha descubierto en muchas localidades de la zona penínica
de los Alpes occidentales. Es similar a la actinolita en apariencia y similar al cloritoide en una alta
proporción de Al203 / (FeO + MgO), pero está más hidratada y, por lo tanto, tiende a formarse a
una temperatura más baja que esta última (Chopin y Schreyer 1983). La relación de composición
puede mostrarse mediante la ecuación:
Por lo tanto, la carfolita se presenta solo en rocas muy aluminosas (figura 12.9). Se ha demostrado
experimentalmente que el campo de estabilidad de Mg-carfolita tiene un límite de baja presión en
varios kbar (Schreyer 1988).
12.3.2.6 Deerita y otros minerales. Los silicatos de hierro hidratados: deerita, how-ieita y
zussmanita, ocurren en metasedimentos ricos en Fe en áreas de facies de esquistos azules (Lattard y
Schreyer 1981).
12.3.3 Partes de baja y alta presión de la facies de blueschist
12.3.3.1 Observaciones generales. En §8.1.2, a altas P-T el tipo de metamorfismo se subdividió en
dos divisiones: el tipo transicional de alta presión y el tipo jadeíta-glaucophane. La facies de
blueschist se da en ambas divisiones. Por lo tanto, la facies blueschist se divide en dos partes
(subfacies) que corresponden a las dos divisiones, como sigue.
La parte de relativamente baja presión de la facies blueschist ocurre en regiones metamórficas del
tipo de transición de alta presión. Aquí no se produce el ensamblaje jadeítico de piroxeno + cuarzo,
y el anfíbol glaucofánico (habitualmente cruzado) se produce en las metabasitas pero no en las
metapelitas y metapsammitas. La parte de presión relativamente alta se produce en regiones
metamórficas del tipo jadeíta-glaucophane. Aquí el conjunto de piroxeno + cuarzo jadeítico se
produce en Casi todos los tipos de rocas, incluidas las metabasitas, las metapelitas y las
metapsammitas, presentan rocas de composiciones químicas apropiadas, y glaucofano y crossita.
Brothers & Yokoyama (1982) publicaron una descripción elaborada y un análisis de este problema
con especial referencia al metamorfismo en el cinturón de Sanba-gawa y el norte de Nueva
Caledonia.
12.3.3.2 La parte de relativamente baja presión de los desvanecimientos bluesthist: el cinturón
metamórfico de Sanba-gawa de Japón. Un ejemplo bien documentado de la parte de presión
relativamente baja de la facies blueschist se ve en una parte de grado medio del cinturón metamórfico
de Sanbagawa (Sambagawa) en Japón (Fig. 9.2). Ha sido investigado durante muchos años por
Banno, Seki y sus colaboradores (por ejemplo, Seki 1961b, Banno 1964, 1986, Ernst et al. 1970,
Banno et al. 1978, Higashino et al. 1981, Banno & Sakai 1989). Para conocer la situación actual de
los estudios geológicos, se remite al lector al número especial sobre el metamorfismo de Sanbagawa
del Journal of Metamorphic Geology (Vol. 8 (4), 1990).
La región metamórfica muestra una secuencia metamórfica progresiva compuesta generalmente por
una zona de pumpellyita (libre de prehnita), una zona de crossite y una zona de epidota-anfibolita
definida para metabasitas. El glauofano típico rico en Al203 apenas se presenta (Brothers y
Yokoyama 1982). La mayoría de los anfíboles de glaucophanie son crossites, que ocurren solo en
metabasitas que contienen hematites (es decir, relativamente bien oxidadas) en un rango muy
limitado de grado metamórfico. La tabla 12.1 resume los cambios mineralógicos progresivos
detallados en metabasitas ordinarias, metabasitas y metapelitas relativamente bien oxidadas. Como
se muestra en la tabla, la ocurrencia de anfíbol glaucofánico (crossita) se limita a metabasitas en
grados metamórficos que van desde la clorita superior a la zona de granate inferior definida para
metapelitas.
Incluso dentro de este rango, las metabasitas son con más frecuencia esquistos verdes de actinolita
que rocas que contienen crossita. Hashimoto (1991) ha demostrado que dentro de este rango de
leyes, la proporción de peso de la roca a granel Fe2O3 / (Fe2O3 + FeO) es de 0,15-0,51 en esquistos
verdes de actinolita y de 0,45-0,63 en metabasitas que contienen crossite, mientras que no hay una
diferencia sistemática en Na2O y CaO contenido.
Las metapelitas en este cinturón son similares en ensamblajes minerales a las de las zonas de clorita
y biotita de metamorfismo medio-P-T, excepto que el granate altamente rico en MnO se vuelve común
a una temperatura considerablemente más baja que la del isogrado de biotita. Por tanto, con respecto
a las metapelitas, esta región se puede dividir en tres zonas metamórficas progresivas caracterizadas
por la entrada de clorita, granate y biotita en orden de temperatura creciente. En el grado más alto,
comienza a aparecer la oligoclasa (Enami 1983). Cabe señalar que el anfíbol glaucophanic ocurre
en algunos metacherts.
12.3.3.3 Cambios mineralógicos al aumentar la presión. Los anfíboles tienen una composición
intermedia entre el glauofano y la actinolita y entre el glauofano y la riebeckita requieren presiones
más bajas que el glauofano típico para su formación. Entonces, en la transición de estados de Pa
medio a alto a temperaturas bajas, crossite comienza a ocurrir a una presión más baja que el
glaucophane típico, y su ocurrencia se limita a metabasites que llevan hematites, porque el
componente riebeck-ite en crossite requiere unas condiciones relativamente bien oxidadas.
Ernst (1963a) y Laird (1980) dieron el siguiente tipo de reacción entre las metabasitas de las facies
esquistos verdes y esquistos azules:
Por otro lado, Brown (1977) dio la siguiente reacción:
La presión necesaria para la formación de glaucophane o crossite es considerablemente más alta en
metapelitas que en metabasitas. En cualquier tipo de roca, la aparición de glaucophane parece
volverse cada vez más común con el aumento de la presión. Brothers y Yokoyama (1982) concluyeron
que con el aumento de la presión aumenta la frecuencia de aparición de anfíbol glaucophanic y el
cambio de composición de crossite a glaucophane típico ocurre por reacciones como:
Así, la albita + clorita decrece y desaparece con un aspecto complementario y un aumento de anfíbol
glaucofánico. En los esquistos glauofanos típicos, la paragonita puede aparecer incluso en rocas con
un contenido normal de Al2O3 debido a relaciones de composición como la ecuación (12.5).
Se sabe empíricamente que, en las regiones metamórficas del tipo jadeíta-glauco-phane, la mayoría
de piroxenos jadeíticos asociados con cuarzo y albita muestran más del 70% de componente de
jadeíta al menos en algunos grados metamórficos (Compagnoni 1977, Maruyama et al. , Yokoyama
y col. 1986, Maruyama y Liou 1987, 1988). Por otro lado, en cinturones de esquisto glaucofano de
tipo transicional de alta presión como el Sanbagawa, se producen algunos clinopiroxenos, pero su
contenido de jadeíta es inferior al 60% cuando se asocian con cuarzo, aunque puede llegar hasta el
90%. -100% cuando no estén acompañados de cuarzo (Brothers & Yokoyama 1982).
12.3.3.4 La parte de relativamente alta presión de la facies blueschist. La parte de relativamente alta
presión de la facies blueschist se caracteriza por la aparición de soluciones sólidas de jadeíta y
lawsonita en varias rocas que contienen cuarzo, incluidas las metagreywackes. Los anfíboles
glaucofánicos se encuentran no solo en las metabasitas, sino también en las metapsamnitas y
metapelitas. El conjunto casi puro de jadeíta + cuarzo puede ocurrir en rocas de composiciones
apropiadas, como cuarcitas metamorfoseadas o rocas ígneas ácidas.
Brothers y Yokoyama (1982) han descrito un ejemplo de la parte de presión relativamente alta de la
facies blueschist-eclogite en la secuencia de facies blueschist-eclogite en el norte de Nueva Caledonia
(Fig. 8.8). La jadeíta ocurre en meta-sedimentos y rocas ígneas ácidas metamorfoseadas en la parte
de mayor grado de la zona de facies de esquistos azules. El complejo metamórfico franciscano en las
cordilleras costeras de California también contiene una zona que representa la parte de presión
relativamente alta de la facies de esquistos azules (Fig. 8.7). Parte de la zona de facies blueschist
muestra una ocurrencia generalizada del ensamblaje de jadeíta + cuarzo y lawsonita.
12.4 Facies eclogita
12.4.1 Historia, definición y subdivisión
12.4.1.1 La eclogita tipo roca. El nombre de la roca eclogita fue acuñado en 1822 por Rene-Just
Hauy del Museo de Historia Natural de París. Aunque la especificación original del nombre era
vaga, su significado se estableció gradualmente a través del uso en años posteriores, particularmente
en relación con el concepto de facies eclo-gite. Según el uso generalmente establecido en los últimos
años, se refiere a una roca de composición básica (máfica) compuesta principalmente por onfacita y
granate almandina-piropo-grosular. La onfacita es un clinopiroxeno compuesto principalmente de
componentes de diópsido, hedenbcrgita y jadeíta con menor aegirina. Hace veinte años, los granates
de las eclogitas típicas generalmente se consideraban ricos en MgO. Ahora bien, esta limitación ha
sido eliminada, porque los llamados colo-gnes del grupo I en una página posterior contienen
granates pobres en MgO y, sin embargo, es conveniente para las discusiones genéticas incluir estas
rocas en las eclogitas.
Pueden estar presentes pequeñas cantidades de cuarzo, coesita, cianita, olivina, ortopiroxeno,
anfíbol (winchita, barroisita, hornblenda o glaucofano), fengita, paragonita, zoisita, epidota, rutilo,
grafito y diamante. La ausencia de plagio-clase es una de las características más importantes de la
eclogita típica.
Las eclogitas varían de cuarzo-toleítico a alcalino-basáltico en composición química y también
muestran mucha variación en la relación FeO / MgO. La variación mencionada anteriormente en la
composición mineralógica resulta en parte de tales variaciones químicas y en parte de las diferencias
en la condición P-T de su formación.
12.4.1.2 La idea de Eskola de la eclogita se desvanece. La eclogita tiene una alta densidad de
aproximadamente 3,4 g em -3 en comparación con el basalto (densidad 2,9) y la anfibolita (densidad
3,0) a pesar de su composición química ampliamente basáltica. A principios del siglo XX, esto
condujo a una especulación generalizada sobre la existencia de una capa de eclogita a grandes
profundidades de la Tierra. Básicamente, siguiendo esta línea de pensamiento, Eskola (1920, 1939)
propuso la idea de los paquetes de eclogitas como representación de un campo P-T caracterizado
por la estabilidad de eclogitas vagamente definidas. No solo las eclogitas en sí mismas, sino también
las rocas asociadas con otras composiciones químicas que se metamorfosearon en las mismas
condiciones físicas que las eclogitas, deberían pertenecer a la facies de las eclogitas. Sin embargo,
Eskola tenía pocos datos confiables sobre tales rocas asociadas, porque las eclogitas conocidas en
ese momento ocurrieron como inclusiones en rocas ígneas o como masas cuyas relaciones geológicas
con las rocas circundantes no estaban claras. Además, no se sabía cómo las rocas de diversas
composiciones químicas cambian su composición mineralógica en la transición de la eclogita a otras
facies metamórficas contiguas. Por tanto, la idea de Eskola era esencialmente incompleta.
12.4.1.3 Avances en los últimos 25 años. En los últimos años, nuestro conocimiento e ideas acerca
de las facies de eclogitas han avanzado notablemente, en parte a través de estudios experimentales
a presiones muy elevadas y en parte a través de estudios de campo en áreas metamórficas coherentes
de eclogitas-facies. Los estudios experimentales han aclarado no solo los valores numéricos de
temperatura y presión necesarias para la formación de eclogitas para diversas composiciones
básicas, pero también conjuntos minerales de rocas de otras composiciones químicas formadas bajo
altas presiones.
Los estudios de campo en los Alpes, Nueva Caledonia y otras partes del mundo han aclarado la
ocurrencia relativamente común de áreas coherentes de eclogitas-facies que contienen no solo
eclogitas sino también rocas metapelíticas, metapsamíticas, calcáreas, ultramáficas y metaácidas.
Este hallazgo nos ha permitido comprender las variaciones mineralógicas de las rocas metamórficas
que cristalizaron en las mismas condiciones P-T que las eclogitas. Aunque la plagioclasa no se
encuentra en las eclogitas y la mayoría de las rocas asociadas, no se excluye la posibilidad de que
el mineral esté presente en algunas rocas de la facies de eclogitas (figura 12.6a).
Además, en Nueva Caletonia se han descubierto regiones metamórficas progresivas que muestran
un cambio continuo de la facies blueschist a eclogite. Por lo tanto, se ha hecho posible discutir los
desvanecimientos de eclogita de una manera análoga a otras facies metamórficas. El libro de
Carswell (1990) contiene reseñas bien escritas de aspectos del progreso reciente.
12.4.1.4 Una definición más precisa de la facies eclogita. El campo P-T donde las metabasitas se
convierten en eclogitas varía mucho con la composición química a granel de las rocas (Fig. 7.3). En
el futuro, la definición precisa de las facies de eclogita debería formularse para representar el campo
P-T donde rocas básicas con una composición química definida con precisión se convierten en
eclogita, o donde las metabasitas muestran relaciones de fase definidas con mayor precisión.
Límite a las facies de granulita. Se han hecho algunos intentos para una definición precisa del límite
entre las facies de eclogita y granulita. Green & Ringwood (1967a) demostraron en experimentos en
condiciones anhidras que la presión mínima necesaria para la formación de eclogita tiende a
disminuir, a medida que las metabasitas aumentan en la relación FeO / MgO y en el grado de
insaturación con SiO2. Definieron la facies de eclogita como la representación del campo P-T donde
las rocas de composición de cuarzo-toleitico se convierten en eclogita. Por tanto, las "eclogitas" de
composición alcalina-basáltica podrían formarse no sólo en la facies de eclogita así definida sino
también a presiones más bajas, es decir, en la parte de alta presión de la facies de granulita. Esta
discusión continúa en §12.4.4.
Límite a la facies blueschist. Existe un amplio estado de transición entre las facies de blueschist y
eclogite, donde el anfíbol glaucofánico (glaucophane o crossite) es estable, pero algunas metabasitas
se vuelven eclogíticas, compuestas principalmente de onfacita, granate rico en almandina y
minerales hidratados. Por ejemplo, Schliestedt (1986) describió un bello ejemplo de un área
perteneciente a un estado de transición como Sifnos en las Cícladas (Grecia), donde se intercalaron
capas de eclogita (con o sin glaucophane), esquisto granate-glaucophane (con o sin paragonita ) y
esquisto de granate-actinolita-glaucophane. Todas estas rocas tienen una composición química
ampliamente basáltica y parecen haber sido metamorfoseadas en las mismas condiciones P-T. En
este libro, el estado de transición se incluye en la facies eclogita (§12.3.1).
12.4.1.5 La subdivisión de Carswell (1990) de los desvanecimientos de eclogita. Carswell (1990)
propuso una subdivisión de los desvanecimientos de eclogita en función de la temperatura. Como en
la Figura 12.4, la facies de eclogita se dividió en tres divisiones por límites a 550 ° y 900 ° C, de la
siguiente manera:
división de baja temperatura: alrededor de 450-550 ° C
división de temperatura media: 550-900 ° C, y
división de alta temperatura: 900 a aproximadamente 1600 ° C.
En la siguiente sección, se revisan los modos de aparición de las eclogitas en relación con estas
divisiones. La eclogita tipo roca muestra diversos modos de ocurrencia. En consecuencia, las
eclogitas varían en composición mineralógica y parecen haberse formado en una amplia gama de
condiciones P-T.
12.4.2 Clasificación de las eclogitas según sus modos de aparición
Después del pico térmico en las facies de eclogitas, la mayoría de las eclogitas experimentaron
cambios minerales a temperaturas más bajas y / o presiones más bajas. En muchos casos, es difícil
decir si la última fase de cristalización tuvo lugar en una etapa decreciente inmediatamente después
del pico térmico, o en un evento tec-tonotermal posterior separado, no relacionado. Además, es difícil
decir si los minerales hidratados en las eclogitas estaban en equilibrio estable con la onfacita y el
granate en el pico térmico, o se formaron en etapas regresivas o de descompresión. En la siguiente
descripción, solo se nombran los minerales hidratados que generalmente se consideran estables en
el pico térmico.
12.4.2.1 Eclogitas del grupo 1, que se encuentran en regiones de facies de eclogitas acompañadas
de regiones de facies de esquistos azules. Las eclogitas de este grupo van acompañadas de una
diversidad de rocas metamórficas isofísicas en muchos casos. En Sifnos y Nueva Caledonia, tales
eclogitas pertenecen a la división de baja temperatura de Carswell (1990) de las facies de eclogitas.
En los Alpes occidentales, por otro lado, tales eclogitas muestran una gama muy amplia de
temperaturas y presiones de cristalización, que cubren divisiones de temperatura baja y media de las
facies de eclogitas. Estos dos tipos de regiones de eclogita del grupo I se distinguen aquí por los
nombres de los subgrupos 1.A y I.B, respectivamente.
Subgrupos 1.A: regiones eclogitas de baja temperatura. Una región típica de eclogita-facies de este
tipo se describió en la isla de Sifnos en las Cícladas en Grecia (Schliestedt 1986, 1990, Schliestedt
& Okrusch 1988). Representa la parte de mayor grado de la amplia región de las islas Cícladas con
glaucofana.
Otro ejemplo típico es la zona de eclogita-facies en el norte de Nueva Caledonia, que se clasifica en
una zona de desvanecimiento de esquistos azules con temperatura decreciente, como se describe en
§12.4.5 (Brothers & Yokoyatna 1982, Black et al. 1988). En los franciscanos de California, las
eclogitas ocurren solo como bloques tectónicos en la región de facies de esquistos azules, pero se
incluyen tentativamente en este subgrupo en el supuesto de que existe una masa de facies de eclogitas
de baja temperatura debajo de la superficie.
Las eclogitas de este subgrupo, además de onfacita y granate, generalmente contienen cuarzo,
zoisita, epidota, lawsonita (o pseudomorfos después de lawsonita), anfíbol glaucofánico, barroisita,
fengita, paragonita, rutilo, esfena y calcita. No todas las metabasitas son eclogitas. Algunos de ellos
son esquistos granate-glaucophane, y otros pueden ser esquistos granate-actinolite-glaucophane.
Los estudios geotermobarométricos han dado valores de P-T en el rango de 450-550 ° C y 10-18
kbar (Fig. 12.4).
Las rocas ígneas ácidas metamorfoseadas isofísicas con tales eclogitas contienen cuarzo, jadeíta,
granate y fengita, posiblemente acompañadas de feldespato K, anfíbol glau-cophanico, paragonita y
albita (Black et al. 1988). Las rocas metapelíticas isofísicas pueden contener cuarzo, granate,
cianita, fengita, paragonita, cloritoide, glauofano y onfacita. Los granates en las eclogitas de las
regiones del subgrupo 1.A son almandina con una cantidad relativamente pequeña de MgO y CaO,
como se muestra en la Figura 12.3b.
Subgrupo I.B: regiones eclogitas de temperatura baja a media. En los Alpes occidentales, una amplia
zona de la facies eclogita está acompañada por una zona genéticamente relacionada de la facies
blueschist en su lado oeste (Fig. 12.8). En la zona de eclogitas-facies, las eclogitas y otras rocas
contienen anfíbol glaucofánico. Las eclogitas pertenecen a la división de baja temperatura en
algunas partes de la zona y a la división de temperatura media en otras partes. La Figura 12.4
muestra las condiciones P-T de la formación de eclogita en Gran Paradiso en una parte de ley
relativamente baja de la zona de eclogita-facies y en Dora Maria en la parte de ley más alta de la
zona. La presión del metamorfismo fue tan alta en este último como para formar coesita.
Las eclogitas en la Adula nappe en los Alpes centrales muestran un aumento gradual hacia el sur en
la temperatura y presión de cristalización desde la división de temperatura baja a la de temperatura
media de las facies (Heinrich 1986).
Los granates en eclogitas de regiones del subgrupo LB muestran un amplio campo de composición
continua que cubre los campos de composición tanto de LA como de II en la Figura 12.3b. Esto
corresponde al hecho de que, con respecto a la temperatura de formación, las partes de bajo grado
de las regiones del subgrupo IB son similares a las regiones del subgrupo IA, mientras que las partes
de alto grado de las regiones del subgrupo IB son similares a las eclogitas del grupo II descritas.
abajo.
Figura 12.4 Condiciones P-T de formación de algunas eclogitas. Subgrupo I.A: Sif: Sifnos
(Cyclades); P.: Franciscano (California); NC: Nueva Caledonia. Subgrupo I.B: GP: Gran Paradiso;
DM: Dora Maria, ambos en los Alpes occidentales. Grupo II: Nueva York: Nordfjord; Tr: Tromso,
ambos en Noruega. Curva 1: límite de baja presión para el ensamblaje de talco + fengita, es decir,
la curva de equilibrio para la reacción (12.11); curvet: límite de alta presión para Mg-glaucophane,
es decir, la curva de equilibrio para la reacción (12.1). Se muestran las divisiones de las facies de
eclogita a temperatura baja, media y alta de Carswell (1990).
12.4.2.2 Eclogitas del grupo II, que se encuentran en regiones de gneis que pertenecen a facies
aparentemente anfibolíticas o granulíticas. Muchas eclogitas que se presentan como bandas o
bloques en regiones de gneis que aparentemente pertenecen a la facies de anfibolitas, probablemente
pertenecen a la verdadera facies de eclogitas y, por lo general, a la división de temperatura media
de la misma. Además de la onfacita y el granate relativamente rico en MgO, estas eclogitas suelen
contener cuarzo, cianita, zoisita, paragonita y anfibol (cummingtonita, hornblenda, etc.). Algunos
ejemplos son las eclogitas en el oeste de Noruega, incluida la zona clásica de Nordfjord, descrita
originalmente por Eskola (1921), y en la fatua zona de Glenelg en el Precámbrico escocés.
Los llamados eclogitas "externos" en el oeste de Noruega. Se han realizado extensas investigaciones
sobre las eclogitas en el oeste de Noruega en los últimos 15 años (Griffin 1987, Cuthbert & Carswell
1990), lo que proporciona una visión completamente nueva del origen de las eclogitas del grupo II.
En el orógeno de Caledonia del oeste de Noruega, muchas masas de eclogitas se encuentran en
sótanos autóctonos como el llamado Complejo Basal Gneis (o Región de Western Gneis), situado
entre Trondheim y Bergen, así como en las siestas. (Para la región de Trondheim-Bergen, consulte
el mapa de la Figura 2.3.) Las eclogitas se clasifican en dos grupos distintos. Un grupo, llamado
eclogitas internas, se encuentra dentro de las peridotitas granate, y el otro, llamado eclogitas
externas, se encuentra en otros tipos de rocas. Estos dos parecen diferir en edad y origen. Solo las
eclogitas externas se revisan a continuación.
Las eclogitas externas comúnmente forman vainas y lentes que varían en longitud desde decímetros
hasta cientos de metros, y ocasionalmente cuerpos más grandes de hasta 6 km. Sus márgenes suelen
estar anfibolizados. Las rocas circundantes son ortogneis migmatíticos, paragneis, mármol, cuarcita,
anortosita, etc. Algunas eclogitas externas contienen minerales relictos que sugieren que sus
protolitos eran rocas de origen de la corteza media o superficial, como gabros, doleritas y anfibolitas.
Muy raramente, también se encuentra glaucophane en algunas eclogitas.
El Complejo Basal Gneis se formó y metamorfoseó originalmente en el Proterozoico, y luego fue
deformado y metamorfoseado nuevamente en la orogenia caledo-niana (450-350Ma), durante la cual
se formaron las eclogitas externas. Parece que durante la orogenia de Caledonia, el Escudo Báltico
chocó con el continente de Groenlandia. La corteza continental del escudo báltico se subdujo debajo
de la placa predominante de Groenlandia y, por lo tanto, experimentó un metamorfismo de eclogitafacies (Krogh 1977, Cuthbert et al. 1983).
Las mediciones realizadas por el geotermómetro de intercambio granate-clinopiroxeno Fe-Mg han
demostrado que en el Complejo Basal Gneis las temperaturas de formación de eclogitas externas
aumentan gradualmente en una distancia de unos 100 km hacia el noroeste de la costa atlántica
desde unos 600 ° a unos 800 ° C . En otras palabras, existe un aumento regular de temperatura a
escala regional en la dirección de la presunta subducción continental. Esto apoya la opinión de que
el metamorfismo eclogita-facies ocurrió a escala regional en el coherente Complejo Basal Gneis
(Griffin 1987).
Las presiones de formación de eclogita parecen aumentar en general con la temperatura desde
aproximadamente 12 kbar hasta aproximadamente 20 kbar. Smith (1984) descubrió la presencia de
coesita en algunas eclogitas, que parecen haberse formado a presiones aún mayores.
En la actualidad, las rocas que rodean a las eclogitas externas en el Complejo Basal Gneis
generalmente muestran ensamblajes minerales en las facies de anfibolitas. Sin embargo, hay algunas
rocas que tienen minerales relictos y microestructuras que sugieren la presencia anterior de
conjuntos minerales de facies de granulita y facies de eclogita. Parece que no sólo las eclogitas sino
también las rocas circundantes se metamorfosearon una vez en las facies de eclogitas, y que solo las
rocas circundantes posteriormente se sometieron a una reconstitución mineralógica en las facies de
anfibolitas.
Ecloguitas de facies de granulita. En muchas regiones típicas de gneis de facies de granulita en todo
el mundo, por otro lado, existen pequeñas masas de églogas, que se considera que pertenecen a la
facies de granulita y no a la eclogita. Algunos ejemplos son las eclogitas de South Harris en las
Hébridas Exteriores y las rocas eclogíticas de las regiones de charnockitas en el sur de la India.
Estas eclogitas no contienen cuarzo ni cianita. Se pueden formar églogas sin cuarzo ni cianita en
facies de granulita y eclogita (§12.4.4).
12.4.2.3 Eclogitas del grupo III, que se presentan como inclusiones en kimberlita y rocas basálticas,
o como capas en peridotitas Subgrupo iluminado A: este subgrupo incluye eclogitas en kimberlita.
Los minerales accesorios principales de estas eclogitas incluyen cianita, corindón, coesita, sani-dine,
rutilo, esfena, diamante, grafito y yagiita. Estas eclogitas probablemente representan la parte de
mayor temperatura y presión de las facies de eclogitas. Los geotermómetros dan temperaturas en el
rango de 900-1400 ° C (Dawson & Carswell 1990). La presencia de coesita y diamante indica una
presión de formación particularmente alta a profundidades de 100 km o más en el manto (Fig. 12.1).
Los granates en ellos muestran una gama inusualmente amplia de solución sólida, continua desde
piropo hasta grosular (figura 12.3b).
Estas eclogitas eran originalmente rocas sólidas que constituían el manto superior y fueron traídas
a la superficie por magmas ascendentes como inclusiones. Las eclogitas pueden haberse formado
por la consolidación de magmas basálticos que se habían generado por la fusión parcial de los
materiales del manto superior. Recientemente, sin embargo, muchos autores sospechan que algunos
de ellos pueden ser fragmentos de la corteza oceánica que fueron sometidos y metamorfoseados en
el manto (por ejemplo, Schulze y Helmstaedt 1988).
Subgrupo III.B: este subgrupo incluye inclusiones eclogíticas en rocas basálticas, como las del cráter
de Salt Lake en Oahu, Hawaii, y en Delegate en Nueva Gales del Sur, Australia. Al menos algunas
de estas eclogitas parecen haberse cristalizado en las facies de granulitas. Estas eclogitas pueden
haberse formado en partes más profundas de las costras continentales.
Subgrupo III. C: este subgrupo incluye capas de eclogita en rocas peridotíticas. Un ejemplo son las
"eclogitas internas" dentro de las peridotitas granate en el Complejo Basal Gneis en el oeste de
Noruega. Las rocas de este subgrupo parecen ser diversas en su origen, historia y condiciones de
formación P-T.
12.4.3 Minerales característicos de las eclogitas
Clinopiroxeno. Cuando los análisis de clinopiroxenos se calculan en términos de los porcentajes
moleculares de los miembros terminales aegirina, jadeíta, componente de Ca-tschermak
(CaAI2SiO6), hedenbergita y diópsido en este orden, los clinopiroxenos en Las eclogitas de las facies
eclogitas se componen principalmente de componentes de diópsido, hedenbergita y jadeíta. En
presencia de albita y cuarzo, el contenido máximo de jadeíta tiende a aumentar con la presión
predominante.
Los clinopiroxenos de las eclogitas de facies de eclogitas difieren en composición de los de las rocas
de facies de granulita (incluidas las églogas de facies de granulita). La relación molecular de
jadeíta/componente de Ca-tschermak es mayor de 0,5 en el primero y menor de 0,5 en el segundo
(por ejemplo, White 1964).
La onfacita, que es un miembro intermedio entre (diópsido + heden-bergita) y jadeíta, muestra un
orden de cationes a bajas temperaturas. Es de suponer que hay dos brechas de miscibilidad
relacionadas con él, como se muestra en la Figura 12.3a.
Granate. Los granates en las eclogitas de las pipas de kimberlita muestran una serie virtualmente
completa de solución sólida entre piropo y granate de Ca (andradita gruesa) con menos del 50% de
almandina (por ejemplo, Schulze & Helmstaedt 1988). Por otro lado, los granates en eclogitas de
otros grupos son piropo-almandina con menos del 40% de contenido de granate de Ca (Fig. 12.3b).
Los contenidos de piropo son del 70-15% en el grupo II e inferiores al 20% en el subgrupo I.A.
Sobre la base del trabajo experimental de Ellis y Green (1979), el coeficiente de distribución de Fe /
Mg entre el granate y el clinopiroxeno se ha correlacionado con las condiciones P-T (Newton 1986b,
Ghent 1988). El coeficiente de distribución es sensible a la temperatura pero no a la presión. Por lo
tanto, el coeficiente se ha utilizado como indicador de temperatura en facies de eclogita, granulita y
anfibolita superior. A temperaturas más bajas, particularmente en la facies blueschist, el contenido
relativamente alto de Na2O y el orden atómico en el clinopiroxeno pueden alterar enormemente este
coeficiente de distribución. La calibración de Ellis & Green fue cuestionada por Pattison & Newton
(1989), quienes dieron temperaturas 60-150 ° más bajas que Ellis & Green para el mismo valor del
coeficiente de distribución.
Coesita y diamante. La presencia de coesita sugiere que la presión predominante fue de
aproximadamente 25 kbar o más (Bohlen y Boettcher 1982), lo que corresponde a profundidades de
aproximadamente 100 km o más. La aparición de diamantes indica presiones aún más altas (Fig.
12.1).
Chopin (1984) descubrió la presencia de coesita en una capa de cuarcita que contiene piropo,
cianita, fengita, jadeíta, talco y rutilo del macizo de Dora Maria en los Alpes occidentales (ver
también Kienast et al. 1991). La coesita se presenta como inclusiones en piropo. Chopin considera
que el cuarzo de la cuarcita se transformó una vez en coesitc por una presión inusualmente alta por
encima de aproximadamente 25 kbar a 700-800 ° C que operó temporalmente en el área, pero luego
se cambió de nuevo a cuarzo donde no estaba protegido por piropo encerrado. Las rocas muestran
el ensamblaje de jadeíta + talco en lugar de glaucophane (figura 12.1) y el ensamblaje de jadeíta +
cianita en lugar de paragonita (figura 12.5b). Estos ensamblajes también son estables a presiones
de aproximadamente 25 kbar o más, y pertenecen a la facies eclogita (Schreyer et al. 1987).
También se encontró coesita en eclogita (grupo II) en el oeste de Noruega (Smith 1984) y China. La
presencia de coesita en xenolitos de eclogita en una tubería de kimberlita se descubrió por primera
vez en la mina Roberts Victor, Sudáfrica (Smyth y Hatton 1977). Posteriormente, el mineral se
encontró en xenolitos de eclogita de otras kimberlitas en Sudáfrica, Siberia y Colorado y Wyoming,
EE. UU. (Por ejemplo, Schulze & Helmstaedt 1988).
12.4.4 Relaciones de fase entre las facies eclogita y las facies de granulita
12.4.4.1 Experimentos anhidros en rocas básicas de facies de granulita y eclogita. Las metabasitas
típicas de facies de granulita y eclogita son prácticamente anhidras. El aumento de la presión
provoca cambios en los ensamblajes de minerales de equilibrio desde la facies de granulita a la
eclogita, esencialmente por reacciones sólido-sólido, como se discutió en §11.6.5.3 (Fig. 11.8).
Las curvas P-T que indican la aparición de granate y la desaparición de plagioclasa en metabasitas
de composición cuarzosa-toleítica se han transferido de la Figura 11.8 a la Figura 12.5a (líneas B y
"Eclog", respectivamente). El campo P-T sobre la línea "Eclog" representa la facies eclogita. Las
posiciones de estas curvas cambian con la composición de la eclogita, pero son independientes del
potencial químico del H2O y de la presencia o ausencia de un fluido acuoso. Con la disminución del
potencial químico de H2O, la parte estable de cada curva se extiende a una temperatura más baja,
porque los campos de estabilidad de los conjuntos minerales hidratados se contraen.
La eclogita es la metabasita anhidra estable en el rango de presión por encima de la línea "Eclog" y
hasta aproximadamente 100 kbar. Irifune y col. (1986) han demostrado que en rocas de
composiciones básicas a presiones superiores a 100 kbar, el piroxeno disminuye y el granate
aumenta al aumentar la presión, y que la granetita sin piroxeno (con o sin estishovita) se forma a
aproximadamente 150 kbar. Esto marca el límite de alta presión de la facies de eclogita.
12.4.4.2 Diferencias en las relaciones paragenéticas entre las facies de granulita y eclogita. La
formación de eclogita tiene lugar a presiones unos pocos kilobares inferiores en la composición
alcalino-basáltica que en la composición cuarzosa-toleítica (§11.6.5.3). De manera análoga, se sabe
empíricamente que la eclogita sin cuarzo se presenta en algunas áreas típicas de facies de granulita
(por ejemplo, O'Hara 1961). Por tanto, aceptamos la definición de Green & Ringwood (1967a) de
que la facies de eclogita representa un campo P-T por encima de la línea de desaparición de
plagioclasa para la composición de cuarzo-toleitica o eclogita que contiene cuarzo. En este caso, la
eclogita sin cuarzo no es un diagnóstico de la facies de eclogita, pero puede formarse tanto en la
parte de alta presión de la facies granulita y la facies eclogita. Green y Ringwood (1967a)
propusieron que el uso del nombre de roca eclogita se limite a las eclogitas de las facies de eclogitas
así definidas. Si se acepta esta nomenclatura, las denominadas eclogitas de las facies granulíticas
bien pueden denominarse piroxenitas granate.
Los diagramas esquemáticos de ACF de la figura 12.6 indican posibles relaciones paragenéticas en
los desvanecimientos de eclogita en condiciones anhidras a dos presiones diferentes (es decir, por
debajo y por encima del límite de alta presión de anortita).
Figura 12.5 Relaciones de fase de metabasitas y minerales sónicos relevantes para las facies de
eclogitas. (a) Cambios mineralógicos en rocas con composiciones de cuarzo-toleitico. Las líneas
continuas "B" y "Eclog" indican los mismos cambios minerales por reacciones sólido-sólido que en
la Figura 11.8 (Green & Ringwood 1967a, Ringwood 1975). Una posible extensión de la línea
"Eclog" se muestra con una línea de puntos. Las líneas discontinuas indican cambios que involucran
al H2O en presencia de un fluido acuoso (Esselte et al. 1970). (b) Descomposición de paragonita y
lawsonita en presencia de un fluido acuoso. Se muestran las siguientes reacciones:
(Holland 1979a);
(Chatterjee
1972,
Holland
1979a);
(Holland
1980);
(Newton & Kennedy 1963, Chatterjee et al. 1984).
La línea de puntos marcada como Jd60 muestra los equilibrios de la reacción:
para onifacita que contiene 60% de jadeíta.
En la Figura 12.6a, la anortita por sí misma es estable, pero no ocurre en rocas de composiciones
básicas ordinarias, mientras que en la Figura 12.6b, la anortita no es estable. En lugar de eclogita
en general, la eclogita que contiene cuarzo y la eclogita que contiene cianita son diagnósticos de las
facies de eclogita definidas anteriormente a diferencia de las facies de granulita, si se fijan límites
apropiados para el Fe0 / (Fe0 + Mg0) y Relaciones siesta / Ca ° de las rocas. En las dos ecuaciones
siguientes, los lados de la izquierda representan conjuntos de minerales de facies de granulita y los
lados de eclogita de facies de la derecha.
Figura 12.6 Dos diagramas ACT esquemáticos para la facies de eclogita en condiciones anhidras.
(a) Para presiones inferiores a la presión de ruptura de la anortita. Modificado de Yoder y Tilley
(1962). (b) Para presiones superiores a la presión de ruptura de la anortita. Aquí, la onfacita se
muestra como clinopiroxeno diopsídico.
12.4.5 El metamorfismo progresivo del blueschist al eclogite se desvanece en el norte de Nueva
Caledonia
En dos regiones se ha descubierto una espectacular secuencia progresiva desde la facies blueschist
hasta la eclogita. Uno está en el norte de Nueva Caledonia y el otro en los Alpes occidentales. El
caso del norte de Nueva Caledonia se analiza a continuación, mientras que el de los Alpes
occidentales se analiza al final de este capítulo (§12.4.8), porque los estudios de las metapelitas han
desempeñado un papel esencial en este último.
En el norte de Nueva Caledonia, una región metamórfica progresiva aparentemente coherente
muestra una secuencia continua desde el blueschist hasta los desvanecimientos eclogite como se
muestra en la Figura 8.8 (Brothers & Yokoyama 1982, Yokoyama et al. 1986, Black 1977, Black et
al. 1988).
Las isogradas tienden generalmente en dirección noroeste. La región metamórfica expuesta tiene
unos 25 km de ancho, medida en una dirección perpendicular a las isogradas. El grado de
metamorfismo aumenta hacia el noreste, es decir, hacia el Océano Pacífico. Los sedimentos
originales eran principalmente pelíticos y cherty con cantidades subordinadas de rocas basálticas y
calcáreas. Sus edades de deposición van desde el Cretácico hasta el Eoceno. La edad del
metamorfismo es el Oligoceno.
A excepción de la parte de grado inferior incompletamente cristalizada, el anfíbol glaucofánico se
presenta en metapelitas y metabasitas en todos los grados.
Zona de lawsonita. En esta zona, las rocas pelíticas están compuestas principalmente por cuarzo,
albita, fengita, lawsonita, clorita y glaucophane con algo de paragonita, esfeno y grafito, mientras
que las metabasitas están compuestas principalmente por cuarzo, albita, fengita, actinolita,
glauofano y crossita, clorita. , lawsonita y pum-pellyita a veces con esfena y estilpnomelano.
Zona de epidota. En esta zona, la lawsonita y la pumpellyita desaparecen, mientras que la epi-dote
y la almandina aparecen tanto en metapelitas como en metabasitas. En las metabasitas, comienza a
aparecer la onfacita.
Zona de onfacita. Las metapelitas y metabasitas en esta zona muestran ensamblajes minerales
similares, ambos con onfacita, glaucophane, hornblenda (barro-isita), epidota, almandina, fengita,
paragonita, clorita, albita y cuarzo con esfena y / o rutilo. La fengita, la albita y el cuarzo son más
comunes en las metapelitas, mientras que la zoisita, la epidota y la barroisita son más comunes en
las metabasitas. El grafito se limita a las metapelitas. Parte o toda la albita en las zonas de epidota
superior y onfacita puede ser de origen retrógrado. Los conjuntos minerales de la zona de onfacita
pueden considerarse pertenecientes a la facies de eclogitas.
Se encontró jadeíta prácticamente pura en asociación con cuarzo en algunas rocas ácidas
metamorfosificadas en la zona de la epidota.
Se ha considerado que las condiciones P-T de este metamorfismo son cercanas a las de la curva de
equilibrio de la reacción: jadeíta + cuarzo = albita (Brothers & Yokoyama 1982).
Parte de las condiciones P-T de eclogita-facies parece estar en el lado de alta temperatura de la
facies epidota-anfibolita (Fig. 8.3). Takasu (1984) informó de una observación que sugiere la
formación de eclogita a partir de epidota anfibolita por un aumento de temperatura en el área de
Sebadani en la región metamórfica de Sanbagawa (tipo de transición de alta presión) en el centro
de Shikoku, en el oeste de Japón.
12.4.6 Relaciones de fase entre las facies eclogita y blueschista
12.4.6.1 Relaciones investigadas experimentalmente del blueschist y los desvanecimientos de
anfibolita con los desvanecimientos de eclogita en presencia de un fluido acuoso. Bajo las presiones
de las facies de eclogita (> 10 kbar), las curvas de equilibrio de muchas reacciones de deshidratación
muestran una pendiente negativa en presencia de un fluido acuoso (Fig. 3.3). Por tanto, no sólo el
aumento de la temperatura sino también el aumento de la presión tiende a provocar reacciones de
deshidratación incluso en presencia de un fluido acuoso. El cambio de conjuntos de minerales
hidratados característicos de las facies de blueschist y anfibolita a conjuntos de minerales menos
hidratados o anhidros de las facies de eclogita puede ser causado o promovido por el aumento de la
presión en la presencia de un fluido acuoso (Fry & Fyfe 1969, Newton 1986b) . Esta relación se
ilustra en la Figura 12.5.
Las líneas discontinuas de la Figura 12.5a muestran que en rocas de composición cuarzosa-toleítica
en presencia de un fluido acuoso, el campo P-T de formación de eclogitas se encuentra en el lado de
alta presión del de la formación de anfibolitas. Una relación análoga se aplica también a las rocas
de composición alcalina-olivino-basáltica.
La figura 12.5b muestra las curvas de equilibrio para la descomposición de lawsonita y paragonita
en presencia de un fluido acuoso a altas presiones. Estos dos minerales están muy extendidos en las
metabasitas de facies blueschist, pero están ausentes en las eclogitas típicas. La descomposición de
la paragonita por sí sola en respuesta al aumento de la presión produce jadeíta + cianita + H2O.
Sin embargo, la onfacita suele formarse en metabasitas en lugar de jadeíta. La curva de equilibrio
para la formación de onfacita + cianita + H2O a partir de paragonita se encuentra a presiones más
bajas en comparación con la curva correspondiente para jadeíta + lcianita + H2O. En la Figura
12.5b, la línea de puntos indica dicha curva de equilibrio para la onfacita que contiene un 60% de
componente de jadeíta.
Sin embargo, la desaparición con el grado metamórfico creciente de lawsonita, paragonita y otros
minerales hidratados ocurre comúnmente no por reacciones de descomposición de estos minerales
por sí mismos, sino por reacciones con minerales asociados a temperaturas y presiones mucho más
bajas.
12.4.6.2 Efectos del potencial químico de 1120. El trabajo de campo en algunas eclogitas asociadas
con esquistos glaucophane ha proporcionado evidencia que sugiere la existencia de un fluido acuoso
durante el metamorfismo (por ejemplo, Holland 1979b, Heinrich 1986, Pognante 1991). Sin
embargo, también es posible que algunas eclogitas se hayan formado en condiciones de menor
potencial químico de H2O. El menor potencial químico del H2O debería provocar la contracción de
los campos de estabilidad de los minerales hidratados y, en consecuencia, la ampliación del campo
de estabilidad de las eclogitas a temperaturas y presiones más bajas (Fry & Fyfe 1969). En estas
condiciones, la extensión de la línea "Eclog" a temperaturas más bajas en la Figura 12.5a representa
el límite de baja presión de las facies de eclogita a temperaturas más bajas. La pendiente de la curva
"Eclog" se haría más pequeña en la parte extendida (Ringwood 1975), como lo muestra una línea de
puntos en el diagrama.
12.4.7 Metapelitas de la facies eclogita
12.4.7.1 Importancia del ensamblaje talco + fengita. En el estudio de las metapelitas de los
desvanecimientos de eclogita, el avance más notable ocurrió con el descubrimiento de Schreyer de
la estabilidad a alta presión del ensamblaje talco + fengita, seguido por el descubrimiento de Chopin
de la ocurrencia generalizada de este ensamblaje en los Alpes occidentales. La fengita es una
solución sólida de moscovita que contiene cantidades relativamente grandes de Fe + Mg y Si a través
de la sustitución de Tschermak
(Fig. 5.13).
Abraham y Schreyer (1976) señalaron la posibilidad de que el ensamblaje talco + fengita sea estable
sólo a altas presiones. La validez de esta idea fue confirmada experimentalmente por Schreyer y
Bailer (1977). A través de un minucioso estudio experimental, Massonne y Schreyer (1989)
describieron claramente los campos P-T donde este y otros ensamblajes relacionados son estables.
El conjunto talco + fengita es estable a presiones superiores a aproximadamente 11 kbar en
presencia de un fluido acuoso (figura 12.7a).
Chopin (1981) descubrió la presencia generalizada del ensamblaje talco + fengita en metapelitas de
muchos lugares en y alrededor del macizo del Gran Paradiso en los Alpes occidentales (Fig. 12.8).
Este ensamblaje se forma en metapelitas en lugar del ensamblaje biotita + clorita que está muy
extendido en las regiones metamórficas de pir medio. El factor crucial que conduce a la formación
del talco + fengita es el avance de la contracción con el aumento de la presión del campo de
composición de roca a granel donde la clorita es estable. A este respecto, la formación de tal talco
puede visualizarse mediante reacciones simplificadas como:
Goffe y Chopin (1986) encontraron que el ensamblaje talco + fengita ocurre en un área zonal que
incluye el macizo del Gran Paradiso, que representa un cierto rango de grado metamórfico en la
secuencia metamórfica de alta pir progresiva de los Alpes occidentales. En la misma zona zonal
también se encuentran eclogitas (fig. 12.8). Esta zona puede asignarse a la parte de baja temperatura
de la facies de eclogita.
12.4.7.2 Relaciones de fase determinadas experimentalmente. La figura 12.7a muestra el campo de
estabilidad P-T determinado experimentalmente del ensamblaje talco + fengita en presencia de un
fluido acuoso en el sistema
(Massonne & Schreyer 1989).
Figura 12.7 (a) Campo de estabilidad del conjunto de talco + fengita en presencia de cuarzo y un
fluido acuoso. Se muestran los números de las ecuaciones de reacción que definen los límites de
estabilidad. (b) Las líneas gruesas indican relaciones de fase estimadas en el sistema de seis
componentes Al203-FeO-Mg0-Si02-K20-H20 en presencia de cuarzo, fengita y un fluido acuoso
(líneas continuas). En los diagramas AFM, las posiciones relativas de los minerales en solución
sólida de Fe-Mg se muestran esquemáticamente mediante puntos. Las líneas finas indican curvas
univariantes en el sistema de cinco componentes Al203-MgO-Si02-K20-H20 en presencia de cuarzo,
fengita y un fluido acuoso. Se ignora la estaurolita. Según Massonne y Schreyer (1989).
El límite de baja presión y el límite de alta temperatura del campo de estabilidad están representados
por las siguientes reacciones (con los coeficientes ignorados), respectivamente:
La unión de las curvas de equilibrio para las reacciones (12.11) y (12.12) forma un punto invariante
a aproximadamente 10,8 kbar y 610 ° C. Se infiere que el límite de baja temperatura del campo de
estabilidad está representado por:
Las líneas delgadas en la figura 12.7b muestran algunas curvas univariantes en el sistema de cinco
componentes
en presencia de cuarzo, fengita y un fluido acuoso. En las
metapelitas reales, las rocas contienen Fe0 además, por lo que deben tratarse como pertenecientes
al sistema de seis componentes
y, además, el talco + fengita
(moscovita) suele ir acompañado de otros minerales del mismo sistema de seis componentes, como
clorito, granate, cloritoide y cianita. Debido al aumento de la varianza por adición de FeO, el
ensamblaje mineral que es estable en el punto invariante del sistema de cinco componentes se vuelve
estable a lo largo de una línea que comienza desde el punto invariante en el sistema de seis
componentes, y el ensamblaje mineral que es estable en una curva univariante del sistema de cinco
componentes se vuelve estable en un área del sistema de seis componentes (§10.4). El conjunto talco
+ fengita + otro mineral del sistema de seis componentes es estable en una parte del campo de
estabilidad P-T del conjunto talco + fengita por sí mismo. Las líneas gruesas en la Figura 12.7b
muestran los campos de estabilidad estimados de tales ensamblajes en el sistema de seis componentes
. En las curvas univariantes que separan los campos de
estabilidad, una reacción discontinua (tieline-switching o terminal) ocurre de modo que la topología
del diagrama AFM cambia.
Schreyer (1988) resume los campos de estabilidad determinados experimentalmente de algunos otros
minerales relevantes a alta presión. La estabilidad del talco en metapelitas a presiones muy altas y
temperaturas bajas a moderadas está bien demostrada por las rejillas petrogenéticas de Koons y
Thompson (1985), Massonne y Schreyer (1989), Spear y Cheney (1989) y Guiraud et al. (1990).
12.4.8 Metamorfismo progresivo de alta p-T en los Alpes occidentales
12.4.8.1 Mapeo zonal. El estudio del metamorfismo alpino temprano de alta Pa 'en los Alpes
occidentales a lo largo de la frontera entre Francia e Italia ha resultado muy difícil debido a la
aparición de rocas metamórficas prealpinas, los desplazamientos tectónicos causados por la
formación de napas posmetamórficas y la sobreimpresión de los últimos tiempos. Metamorfismo
alpino. Sin embargo, Bearth (1962) mostró la existencia de una zona de lawsonita y glaucophane, y
en el lado oriental de la misma otra zona caracterizada por la desaparición de lawsonita y la
aparición de cloritoides y granates además de glaucophane.
Goffe y Chopin (1986) publicaron un mapa metamórfico que se muestra en la Figura 12.8, que indica
que lawsonita y Mg-Fe-carfolita ocurren en la parte occidental, de baja temperatura de la región
metamórfica, mientras que el talco + fengita assem-blage junto con eclogita ocurre en una zona que
se encuentra al este de la zona mencionada, e incluye los macizos del Gran Paradiso y Monte Rosa.
Las rocas que contienen coesita, que representan las temperaturas y presiones más altas, se
encuentran en el macizo de Dora Maria en la zona más oriental (Chopin 1984, Kienast et al. 1991).
Todas estas zonas pertenecen al dominio Penninic (Fig. 9.9).
El grado de metamorfismo cambia de manera discontinua en los límites de la napa. Aunque la
pendiente tiende a aumentar hacia el este en toda la región de alta fidelidad de los Alpes occidentales,
el aumento no es monótono (Pognante 1991).
Figura 12.8 Zonas metamórficas de Pa 'alto en los Alpes occidentales, basadas principalmente en
Golfe y Chopin (1986) y Pognante (1991). El mapa muestra los isogrados que indican la entrada de
lawsonita y de carfolita, así como la que indica la desaparición de carfolita, todos en la zona de
facies de esquistos azules. La zona de eclogita-facies se muestra mediante un patrón reglado. MR,
GP y DM indican, respectivamente, los macizos de Monte Rosa, Gran Paradiso y Dora Maria en el
dominio Penninic. en y SL indican, respectivamente, la zona Dent Blanche nappe y Sesia-Lanzo del
dominio austro-alpino (Fig. 9.9).
En el lado este de estas zonas se encuentra la zona Sesia-Lanzo, perteneciente al dominio austroalpino (Fig. 9.9). Esta zona se metamorfosea en parte en la facies eclogita y en parte en la facies
blueschist, hecho que atrajo una gran atención entre los geólogos italianos desde mediados de la
década de 1970 (Compagnoni 1977, Compagnoni et al. 1977, Pognante 1991). En el lado oeste de
la zona de lawsonita y glaucophane, hay una amplia zona de facies de prehnita-pumpellyita y zeolita
dentro del dominio helvético (Fig. 9.9). Esta zona parece llegar a las proximidades de Grenoble
(Frey et al. 1974).
12.4.8.2 Cambios progresivos de relaciones paragenéticas. Los cambios inferidos de las relaciones
paragenéticas con el aumento de la temperatura (y por tanto con el avance de la deshidratación) se
muestran en los diagramas (a) af) de la figura 12.9. Moscovita (feng-ite) + cuarzo (o coesita) puede
acompañar a cualquier conjunto en los diagramas. (Los diferentes diagramas de esta figura están
conectados por reacciones que no involucran fengita, por lo que se puede considerar que los
diagramas pertenecen a un sistema de cinco componentes libre de 1C20). Los diagramas (d), (e) y
(f) corresponden a campos (d), (e) y (t), respectivamente en la Figura 12.7b.
Algunos talcos en metapelitas contienen una cantidad considerable de FeO con proporciones
FeO/(FeO+MgO) de hasta 0,15. Algunos cloritoides en las inetapelitas son magnesianos con
proporciones MgO/(MgO + FeO) de hasta 0,74. Ni la albita ni la jadeíta se encuentran en las rocas
que contienen talco, aunque se ha encontrado el conjunto de jadeíta + cuarzo en los metagranitoides
asociados. La biotita (pblogopita) no se ha encontrado en metapelitas sino en el mármol dolomítico
asociado.
12.4.8.3 Relaciones geológicas. Las edades de metamorfismo observadas tienden a aumentar hacia
el este (Ernst 1975, Goff6 y Chopin 1986). En otras palabras, el metamorfismo de toda la región es
diacrónico-progresivo. El metamorfismo en la zona de lawsonita-carfolita ocurrió aproximadamente
a los 40 Ma, mientras que en las zonas de alto grado parece ser de 90-130 Ma (Cretácico tardío y
medio). El metamorfismo parece haber sido causado por la subducción hacia el este de la placa
continental europea debajo de otra masa continental (el continente de Apulia). La placa subducida
alcanzó una profundidad de unos 100 km como mínimo, para producir coesita. La mayor parte de la
región metamórfica, que se encuentra en el dominio Penninic, se derivó de sedimentos y basamentos
de tipo continental subyacentes en el pequeño océano entre los dos continentes. La zona de SesiaLanzo representa la parte del margen del continente de Apulia que fue cortado y subducido junto con
la placa europea tectónicamente subyacente y la pequeña cuenca oceánica (Ernst 1975, 1977, Goffe
& Chopin 1986).
Para una revisión general del metamorfismo alpino, consulte Frey et al. (1974). Para una revisión
de los esquistos glaucophane en los Alpes y otras regiones mediterráneas, consulte Okay (1989).
Figura 12.9 Diagramas de brazos que muestran cambios progresivos de rocas pelíticas (basado en
Coffee y Chopin 1986). La temperatura aumenta de (a) a (0. (a) protolitos pelíticos; (b) y (c) rocas
metamórficas de facies blueschist en la zona carfolita (alrededor de 300 ° C, 4-8 kbar); (d) y (e )
metapelitas de eclogita-facies en zonas con talco y cloritoide (500-600 ° C, aproximadamente 15
kbar); (f) rocas metamórficas de eclogita-facies en una zona con coesita después de la
descomposición del cloritoide (700-800 ° C, por encima de 27 kbar). Las fases adicionales son cuarzo
y fengita en (a) a (e), y coesita y fengita en (si)