Tema 05Metamorfisme. Les roques

metamòrfiques més importants.

1. Concepte de metamorfisme• Definició i aspectes que inclou. Factors del metamorfisme: temperatura, pressió i esforç diferencial, fluids químicament actius.

• Processos metamòrfics: bretxificació, reorientació, deshidratació, recristal·lització, reajustament mineralògic, metasomatisme

2. Tipus de metamorfisme.• Metamorfisme de pressió, metamorfisme tèrmic o de contacte, metamorfisme regional, , metamorfisme hidrotermal, metamorfisme de soterrament, metamorfisme d’impacte, polimetamorfisme i metamorfisme retrògrad.

3. Composició química de les roques metamòrfiques.• Components químics: sílice, alúmina, aigua, ió fèrric, cations i altres elements.• Diagrames ternaris ACF

4. Composició mineralògica de les roques metamòrfiques• Minerals més freqüents: quars, feldspats, miques, piroxens, amfíbols, granats, epidots, compostos calcaris, minerals laminars i minerals exclusius.

• Minerals índex del metamorfisme de contacte: wollastonita, cordierita.• Minerals índex del metamorfisme regional: sil·limanita, andalusita i distena.• Zona metamòrfica. Isògrades.

5. Fàcies metamòrfica• Concepte de fàcies.• Minerals característics de cada fàcies.

6. Textura i estructura de les roques metamòrfiques• Textures: granoblàstica, porfiroblàstica, lepidoblàstica i nematoblàstica • Estructures: no orientades o massives i orientades o foliades (pissarrosa, esquistosa, neísica i migmatítica).

7. Tipus de roques metamòrfiques• El problema de la classificació de les roques metamòrfiques..• Roques no orientades o massives: quarsites, marbres• Roques orientades o foiliades: sèrie de les pelites (pissarra, fil·lita, esquist, micacita, gneis), amfibolites i migmatites.

• Tectonites: bretxes tectòniques, milonites, blastomilonites i ultramilonites.

Metamorfisme

Es pot donar en qualsevol tipus de roca anterior

Les reaccions tenen lloc en estat sòlid

Els canvis són isoquímics.

Factors del metamorfisme

Temperatura

La calor afecta als materials terrestres, especialment als quals es formen en ambients de baixes temperatures, de dues maneres:

• fomenta la recristal·lització de grans minerals individuals. • inestabilitza químicament els minerals d’una roca.

Pressió

La pressió augmenta amb la profunditat conforme augmenta el gruix de les roques situades per sobre. Les roques enterrades estan

sotmeses a una pressió de confinament, que és anàloga a la pressió hidrostàtica, on les forces s’apliquen per igual en totes les

direccions. La pressió de confinament tanca els espais entre els grans minerals, donant lloc a una roca més compacta amb una major

densitat. A més, a grans profunditats, la pressió de confinament pot fer que els minerals recristal·litzen en nous minerals amb una

estructura cristal·lina més compacta. No obstant això, la pressió de confinament no plega ni deforma les roques.

Les roques també poden estar sotmeses a pressions dirigides. Això succeeix, per exemple, en les vores de placa convergents, on les plaques litosfèriques col·lideixen. Aquí, les forces que deformen la

roca són desiguals en diferents direccions i es parla d’esforç diferencial. Les roques sotmeses a aquest esforç diferencial

s’escurcen en la direcció de la major pressió i s’allarguen en la direcció perpendicular a aquesta pressió. Com a conseqüència, les

roques implicades solen plegar-se o aixafar-se. En ambients superficials, on les temperatures són comparativament baixes, les roques són fràgils i tendeixen a fracturar-se quan són sotmeses a esforços diferencials. Per contra , en ambients de temperatures

elevades les roques són dúctils, i els seus grans minerals tendeixen a aplanar-se i a allargar-se quan són sotmesos a un esforç diferencial. L’esforç diferencial juga un important paper en el desenvolupament

de les textures metamòrfiques.

Fluids actiusEls fluids formats principalment d’aigua i altres components volàtils, com el diòxid de carboni, juguen un paper important en alguns tipus

de metamorfisme. Els fluids hidrotermals contribueixen a la recristal·lització dels grans minerals dissolent el material procedent

de les regions sotmeses a esforços elevats i precipitant aquest material en zones sotmeses a esforços baixos. Com a conseqüència,

els minerals tendeixen a recristal·litzar i a allargar-se més en una direcció perpendicular als esforços de compressius.

Quan els fluids calents circulen lliurement a través de les roques, pot produir-se intercanvi iònics entre dues capes rocoses adjacents o els ions poden migrar a grans distàncies abans d’acabar dipositant-se.

L’aigua és molt abundant en els espais porosos de la majoria de roques sedimentàries. Molts minerals com les argiles, les miques i els

amfíbols estan hidratats. Les temperatures elevades associades amb un metamorfisme de grau

baix a moderat causen la deshidratació d’aquests minerals. Una vegada expulsada, l’aigua es mou al llarg de les superfícies dels grans

individuals i està disponible per a facilitar el transport iònic.

Processos metamòrfics

Bretxificació

Reorientació

Deshidratació

Recristal·lització

Reajustament mineralògic

Metasomatisme

Bretxificació

Els materials són triturats com a conseqüència de pressions dirigides o tectòniques (falles, mantells de corriment, etc.), originant les anomenades roques cataclàstiques. Aquest procés pot tenir diferents graus d’intensitat i l’augment de

temperatura que es pot produir és menyspreable, des del punt de vista de la formació de nous minerals.

Reorientació

Per a valors de pressió elevats, els materials, a més de trencar-se, tendeixen a reorientar-se segons la direcció de mínima resistència a les pressions actuants: esquistositat (per a

materials argilosos o minerals planares com les miques) o linearitat (per a materials allargats).

Deshidratació

És conseqüència de l’augment de temperatura. Primer es mobilitza l’aigua interposada entre els grans, després l’aigua

dels minerals hidratats.

CaSO4 · 2H2O ®¾¾ CaSO4 + 2H2O guix anhidrita

Fins i tot es pot perdre l’aigua que es troba en forma hidroxílica en alguns minerals:

2 Si4O10(OH)2Mg3 ®¾¾ 3 SiO4Mg2 + 2H2O + 5SiO2

talc olivina

Recristal·lització

En quant la temperatura puja de 250-300 °C s’incrementa la mobilitat de les partícules, pel que poden reorientar-se i

reagrupar-se, augmentant la grandària del gra. A les roques sedimentàries l’efecte de la recristal·lització depèn de la

mobilitat de les partícules; les carbonatades i les de sílice són molt mòbils pel que, amb poc augment de temperatura, es

formen bons marbres i quarsites.

Reajustament mineralògic

És el procés més important del metamorfisme. Segons la composició de roca i la temperatura, poden succeir reaccions

químiques entre els seus diferents components. Un exemple és la descomposició dels carbonats en els òxids anhidres

corresponents:

CaCO3 ® ¾¾ CaO + CO2 MgCO3 ®¾¾ MgO + CO2

Aquests òxids donada la seva avidesa per l’aigua, es converteixen en hidròxids, formant minerals típics de les

aurèoles metamòrfiques.Si es produeix també un augment de pressió poden reaccionar

entre si diferents components:

CaCO3 + SiO2 ®¾¾ SiO3Ca + CO2calcària sílice wollastonita

Si les condicions són més severes encara, les molècules es poden descompondre totalment i passar a integrar-se en altres.

Metasomatisme

Es tracta de la incorporació de materials procedents d’altres àrees que no es troben entre els components de la roca. Quan

provenen del magma poden ser solucions pneumatolítiques (vapor d’aigua i altres gasos a temperatura superior a la crítica)

o hidrotermals (en fase líquida), aquestes també es poden formar en zones amb intens metamorfisme.

• Serpentinització de l’olivina

SiO4(Mg,Fe)2 + fluids ®¾¾ Si4O10(OH)8 Mg6 + residu fluid

• Transformació dels granats en biotita i altres minerals

(SiO4)3Fe3Al2 + fluids ®¾¾ Si3AlO10(OH,F)2K(Mg,Fe2+,Mn)3 + restes

Tipus de metamorfisme

Cataclàstic o dinàmic

Tèrmic o de contacte

Regional

Hidrotermal

De soterrament

D’ impacte

Polimetamorfisme

Retrògrad

Metamorfisme cataclàstic o dinàmic

Està provocat per pressions orientades (tectòniques) o per pressions litostàtiques.

Els canvis que pateixen les roques exposades a aquest tipus de deformació afecten sobretot a la textura (trituració i

disminució de la mida del gra). El resultat és una roca poc consistent, bretxa de falla, composta per fragments de roca trencats i

aixafats. En algunes zones també es produeix un material suau, no cementat,

semblat a l’argila, la farina de falla. El material triturat resultant experimenta una alteració ulterior per l’aigua subterrània que s’infiltra a través de la zona de falla. Gran

part d’aquesta intensa deformació associada amb les zones de falla es

produeix a grans profunditats i, per tant, a temperatures elevades. En aquest ambient,

els minerals preexistents es deformen dúctilment. Les roques que es formen en

aquestes zones de deformació dúctil intensa es denominen milonites, i son

riques en moscovita, talc, distena, granats, etc

Metamorfisme tèrmic o de contacte

Es produeix com a conseqüència de l’augment de la temperatura

quan un magma envaeix una roca encaixant. En aquest cas es forma una zona d’alteració

denominada aurèola metamòrfica en la roca que envolta el cos magmàtic. Les

intrusions petites, com dics prims i sills, tenen aurèoles de tan sols uns pocs centímetres de gruix.

Per contra, els cossos magmàtics que formen els batòlits massius

poden crear aurèoles metamòrfiques que s’estenen al

llarg de diversos quilòmetres.

A més de la grandària del cos magmàtic, la composició mineral de la roca hoste i la disponibilitat d’aigua afecten en gran mesura a

la grandària de l’aurèola. Aquestes grans aurèoles solen

tenir diferents zones metamòrfiques de tal forma que

cada zona es caracteritza per l’aparició d’un determinat mineral

índex. De major a menor temperatura els minerals índex

són: sil·limanita, andalusita, biotita, clorita, sent el més típic

de tots l’andalusita.

El nom aplicat a l’àmplia varietat de roques metamòrfiques compactes i no foliades formades durant el metamorfisme de

contacte és el de cornianes o cornubianites; solen ser compactes de gra fi, denses i sense textura orientada, ja que les pressions

dirigides no són un factor fonamental en la seva formació. A una certa distància del focus de calor la transformació és petita (roques

pigades).

Metamorfisme regional

La majoria de roques metamòrfiques es formen durant aquest metamorfisme associat amb la formació de muntanyes, quan es

deformen intensament grans segments de l’escorça terrestre al llarg de les vores de placa convergents. Aquesta activitat sol tenir lloc quan

la litosfera oceànica és subduïda i produeix arcs insulars o arcs volcànics continentals i durant les col·lisions continentals. El

metamorfisme associat amb les col·lisions continentals implica la convergència d’un límit de placa actiu amb un límit continental passiu.

S’han establert tres modalitats diferents segons la zona de l’orogen que pateix el metamorfisme:

• Metamorfisme d’alta pressió o profund (DP >DT). Es produeix en regions de gradient geotèrmic baix (fosses profundes en què es

dóna una subsidència forta)

• Metamorfisme de pressió intermèdia (DP » DT)

• Metamorfisme de baixa pressió, (DP<DT). Es produeix en zones de gradient geotèrmic alt, ja que de forma aproximada la pressió

augmenta al mateix temps que la profunditat.

Les roques es veuen sotmeses a augments de pressió dirigides i de temperatura durant llargs períodes de temps, el que permet

condicions canviants per a un mateix mineral. Les roques metamòrfiques derivades de sediments pelítics es caracteritzen per l’abundància de miques, minerals alumínics, granats, etc. Les quars-

feldspàtiques (gresos) presenten un alt contingut en quars; les calcàries es transformaran en marbres.

El límit superior del metamorfisme pot situar-se sobre els 700 i els 900 °C. A aquestes temperatures comença la migmatització (fusió parcial

d’una roca o sèrie metamòrfica) que es produeix en condicions de metamorfisme regional de grau màxim, en actuar sobre roques

heterogènies. La presència en les mateixes de minerals amb distints punts de fusió fa que, quan la temperatura supera els valors tèrmics

de fusió d’aquells minerals menys refractaris, aquests es fonguin, quedant part de la roca en estat sòlid i part fosa. Si el procés s’atura

aquí, la part fosa solidifica juntament amb la que no ho ha fet. El resultat és la formació d’una migmatita, roca amb característiques texturals i estructurals híbrides entre les roques metamòrfiques i

ígnies. Si després d’iniciar-se el procés de fusió, aquest no es deté i continua, arribarà un moment en què les condicions termodinàmiques

superen el camp d’estabilitat de temperatura dels minerals més refractaris i es forma un magma (anatèxia).

Metamorfisme hidrotermal

Té lloc quan els fluids calents, rics en ions circulen a través de les fissures i

les fractures que es desenvolupen en la roca. Sol produir-se en regions en les quals hi ha grans plutons. Quan es

refreden i se solidifiquen, s’expulsen els ions que no s’incorporen a les

estructures cristal·lines dels silicats recent formats, així com els volàtils

restants (aigua). A més d’alterar químicament la roca encaixant, els ions

de les dissolucions hidrotermals de vegades precipiten i formen una

varietat de dipòsits minerals econòmicament importants. Si

aquestes roques caixa són permeables, com succeeix amb la calcària, aquests

fluids poden estendre l’aurèola diversos quilòmetres. A més, aquestes

solucions riques en silicats poden reaccionar amb els carbonats i produir una varietat de minerals silicatats rics

en calci que formen una roca anomenada skarn.

La major incidència del metamorfisme hidrotermal té lloc al llarg de les dorsals centreoceánicas on, a mesura que les plaques se separen, el magma que aflora procedent del mantell genera nou fons oceànic.

Quan l’aigua percola a través de l’escorça oceànica jove i calenta, s’escalfa i reacciona químicament amb les roques basàltiques recent

formades. També es dissolen de l’escorça recent formada grans quantitats de metalls, com ferro, cobalt, níquel, plata, or i coure.

Aquests fluids calents i rics en metalls acaben ascendint al llarg de les fractures i brollen del sòl oceànic a temperatures del voltant de 350

ºC, generant núvols plens de partícules denominades fumaroles oceàniques. Al barrejar-se amb l’aigua marina freda, els sulfurs i els

carbonatats que contenen aquests metalls pesats precipiten i formen dipòsits metàl·lics, alguns dels quals tenen valor econòmic.

Metamorfisme de soterrament

Es produeix per grans acumulacions d’estrats sedimentaris en una conca subsident. La pressió de confinament i la calor provoquen la

recristal·lització dels minerals i modifiquen la textura o la mineralogia de la roca sense deformació apreciable. La profunditat necessària per al

metamorfisme de soterrament varia d’un lloc a un altre, segons el gradient geotèrmic predominant. El metamorfisme de grau baix sol començar a profunditats d’uns 8 quilòmetres, on les temperatures

oscil·len entre els 100 i els 200 ºC. No obstant això, en les zones que mostren gradients geotèrmics elevats, com en les proximitats del mar

Salton a Califòrnia i en la part septentrional de Nova Zelanda, les perforacions han permès recollir minerals metamòrfics a una profunditat

de només uns pocs quilòmetres.

Metamorfisme d’impacte

Es produeix quan els meteorits colpegen la superfície terrestre.

Després del xoc, l’energia cinètica del meteorit es transforma en

energia tèrmica i ones de xoc que travessen les roques del voltant. El resultat és una roca polvoritzada, fracturada i de vegades fosa. Els

productes d’aquests impactes, són barreges de roca fragmentada i

fosa riques en vidre semblants a les bombes volcàniques. En alguns casos, es troben una forma molt

densa de quars (coesita) i diamants minúsculs. Aquests minerals d’alta

pressió proporcionen proves convincents que s’ha arribat,

almenys breument, en la superfície de la Terra, a pressions i

temperatures almenys tan elevades com les existents en el mantell

superior.

Polimetamorfisme

A les regions orogèniques és molt freqüent que diversos metamorfismes successius afecten la mateixa roca. Si s’aconsegueix l’equilibri, cada fase

metamòrfica esborra les anteriors, impedint la seva detecció posterior. Però quan les transformacions no aconsegueixen el seu ple equilibri

físico-químic, poden trobar-se minerals perdurants de les fases anteriors, que ens permeten deduir un metamorfisme múltiple i successiu

(polimetamorfisme).Les roques polimetamòrfiques poden haver estat afectades per

metamorfisme de contacte i regional, metamorfisme dinàmic i regional, metamorfisme regional i regional, etc., d’intensitat i durada distints.

Aquest metamorfisme sol anar associat als cicles orogènics; així s’explica que les roques de les zones internes de les serralades muntanyoses

mostren associacions minerals que corresponen a fases metamòrfiques distintes.

Metamorfisme retrògrad

És el conjunt de canvis mineralògics produïts en una roca metamòrfica que condueixen a la formació de minerals de més baixa temperatura

que els originats en fases anteriors. Sol estar lligat a intrusions ígnies, ja que precisa de fluids intersticials.

En són exemples: la cloritització de la biotita, els amfíbols i els granats i la transformació de piroxens en amfíbols fibrosos (uralitització).

Composició química de les roques metamòrfiques

Sílice

Alúmina

Ió fèrric

Cations

Aigua

Altres elements

La composició se sol representar mitjançant diagrames ternaris ACF (alumini-calci-ferro), si abunda el K. S’incorpora un altre diagrama

triangular AFK (Alumini-ferrós-potassi).

Composició mineralògica

Primitiu o de neoformació. Si una

roca metamòrfica conté quars, la resta de

silicats que presenti seran rics en sílice.

Els minerals que apareixen amb més freqüència són tots els petrogenètics excepte els pobres en sílice (olivina i feldspatoides).

Mica

Feldspats

Quars

Piroxens i amfíbolsGranats

Epidot

Roques calcàriesMinerals d’hàbit

pla

Freqüents. Les plagiòclasis no solen estar zonades. El contingut en anortita pot indicar el grau de

metamorfisme aconseguit (temperatures altes). Els

feldspats potàssics són estables a qualsevol temperatura, però la

seva neoformació té lloc en estadis alts de metamorfisme .

Molt abundants a les roques metamòrfiques. Les miques

blanques (moscovita) apareixen a temperatures baixes; quan són mitjanes o elevades apareix la

biotita. Les clorites són minerals molt comuns a les roques

sedimentàries argiloses. Es conserven a les roques

metamòrfiques de metamorfisme baix; si aquest

augmenta reacciona amb altres minerals i el Fe és substituït per

Mg, per la qual cosa es transforma en biotita o granats.

Típics de metamorfisme tèrmic de grau mitjà (contacte) i

regional.

Família molt ben representada a les roques metamòrfiques.

Formen mescles isomorfes: a temperatura baixes abunden els

rics en Mn o Ca, però a temperatures creixents ambdós elements són substituïts per Fe

(almandina). Així el % d’almandina pot indicar el grau de metamorfisme. El pirop és un

granat magnèsic format a elevades pressions.

Són sorosilicats presents en roques produïdes per

metamorfisme regional i de contacte, a temperatura baixa i

intermèdia; a major temperatura es transformen en anortita.

Metamorfitzades, especialment per contacte, contenen minerals rics en Ca (granats, silicats de Ca, piroxens, epidots, calcita, etc.). Les dolomítiques donen

marbres dolomítics amb òxids i hidròxid de Mg.

Abunden en les roques de metamorfisme regional (talc,

grafit).

Minerals índex del metamorfisme

Són els que apareixen en condicions ben determinades de pressió i temperatura; per això poden servir com a “termòmetre” o

“manòmetre” geològics. El valor dels minerals índex no és la seva abundància, sinó la seva presència a la roca (encara que sigui en quantitats molt petites); la quantitat, en tot cas, pot indicar-nos el

temps que va tardar a desenvolupar-se el procés.

Per al metamorfisme de contacte, la formació dels nous minerals depèn de la naturalesa de les roques afectades; no és possible, per

tant, establir isògrades de validesa general. La wollastonita s’origina per la reacció

CaCO3 + SiO2 ® ¾¾ SiO3Ca + CO2

calcària sílice wollastonita

La cordierita (ciclosilicat) s’origina a temperatures més elevades (560-670 °C) i a uns 2 Kb de pressió; a temperatura més alta apareix

combinada amb ortosa:

moscovita + biotita + quars ®¾¾ cordierita + ortosa

Per a temperatura pròximes a la de fusió dels granits es forma la sanidina (feldspat K-Na).

Per al metamorfisme regional. El de baix grau està separat del de grau mitjà per la biotita. La seva presència ens permetrà afirmar que

una roca és un esquist en compte d’una fil·lita. La biotita es pot formar de distintes formes, segons el tipus de roca, per exemple:

fengita + clorita ® ¾¾ biotita + moscovita + sílice + aiguaDins del metamorfisme de grau mitjà el mineral índex varia segons el quimisme de la roca; si no conté Fe no es podrà formar granat fèrric

ni estaurolita, predominaran els silicats d’alumini en equilibri amb les condicions de pressió. L’andalusita és característica del

metamorfisme preferentment tèrmic de grau baix i intermedi; la sil·limanita és de temperatura elevades i la distena queda

restringida a un metamorfisme amb importants pressions orientades. L’aparició de sil·limanita i de feldspat K pot prendre’s com indicativa

d’alt grau de metamorfisme.

En zones d’elevades pressions, a més de la distena pot aparèixer com a mineral índex la jadeïta o glaucòfan

albita ®¾¾ jadeïta + quars

Zona

És l’espai ocupat en la sèrie per les roques on apareix un determinat mineral (índex). Les superfícies de separació (que apareixen com a

línies en un mapa) entre dues zones metamòrfiques consecutives es denominen isògrades, i representen les superfícies al llarg de les quals

s’aconsegueix el mateix grau de metamorfisme.

Fàcies metamòrfiques

Són unes condicions de pressió i temperatura, dins de l’àmbit del metamorfisme, en les que són estables una sèrie de minerals. En

aquest interval, determinades roques matrius es transformen en roques metamòrfiques que per definició pertanyen a la mateixa fàcies.

Textures metamòrfiques

La formació i creixement de minerals d’origen metamòrfic es produeix al medi sòlid, per la qual cosa els minerals neoformats han d’ocupar els

buits que els permeten els altres preexistents; per això es diu que la textura de les roques metamòrfiques és de tipus cristal·loblàstica (es

desenvolupen els cristalls a partir de nuclis de cristal·lització). Contenen cristalls perfectes (idioblasts) i deformats (xenoblasts). L’aparició de la

textura cristal·loblàstica implica la desaparició de qualsevol altra textura de la roca original.

Els cristalls formen un mosaic de grans més o menys equidimensionals, amb

tendència a l’empaquetament hexagonal i amb una presència

característica de punts triples. La presenten roques monominerals, com

les quarsites i els marbres, roques poliminerals granulítiques i roques de

l’aureola en el metamorfisme de contacte (cornianes).

Textura granoblàstica

Definida per minerals laminars (fil·losilicats) orientats pels plans basals

(001), més o menys paral·lels entre ells. És el cas de les micacites, els esquistos micacis i alguns gneisos.

Textura lepidoblàstica

Definida per minerals aciculars (amfíbols o d’altres inosilicats) orientats homogèniament amb els eixos majors

paral·lels entre sí. Exemples: amfibolites i alguns gneisos amfibòlics.

Textura nematoblàstica

Presenta cristalls de mida més grossa que la matriu. És similar a la textura

pegmatítica de les roques ígnies, amb una matriu que pot ser afanítica o

fanerítica.

Textura porfiroblàstica

Estructures metamòrfiques

Les roques metamòrfiques deformades que contenen minerals amb hàbit planar (miques) i/o minerals allargats (amfíbols) en general mostren alguna classe d’orientació preferent en la qual els grans

minerals presenten un alineament paral·lel a subparal·lel. Es diu que una roca que mostra una orientació preferent dels seus minerals

posseeix foliació, una disposició planar dels grans minerals de l’interior d’una roca. En els ambients metamòrfics, la foliació és provocada, en última instància, pels esforços compressius que escurcen les masses

rocoses, fent que els grans minerals de les roques preexistents desenvolupin alineaments paral·lels o gairebé paral·lels.

Els diferents tipus de foliació es poden formar de moltes maneres distintes, com:

1. Rotació dels grans minerals allargats o d’hàbit planar cap a una nova orientació.

2. Recristal·lització dels minerals per a formar nous grans que creixen en la direcció de l’orientació preferent.

3. Canvis de forma en grans equidimensionals a formes allargades que s’alineen en una orientació preferent.

Per tant, si considerem la geometria de les roques metamòrfiques a escala macroscòpica, hi ha dos tipus d’estructures metamòrfiques:

• No orientades o massives. Els minerals són equidistants i la seva distribució en les roques es fa sense cap orientació preferencial. La roca

presenta un aspecte estructural homogeni. Característiques de les cornianes i d’algunes roques de metamorfisme tèrmic, en les que el

creixement dels minerals queda poc influït per les pressions dirigides. Exemple: els marbres.

• Orientades o foliades. Es distingeixen les estructures següents:

Tipus de roques metamòrfiques

QuarsitesRoques formades per la consolidació amb ciment silícic de gresos rics en

quars, a partir de metamorfisme regional o tèrmic. Son de textura

granoblàstica. Poden contenir quantitats variables de feldspats, clorites, granats, etc. Són de gran

duresa i freqüents en terrenys paleozoics. La quarsita pura

normalment va de blanca a grisa, però també poden tenir colors del rosa al vermell si contenen d’òxids de ferro (Fe2O3). Altres colors, com el groc o taronja es deuen a altres

impureses minerals.

MarbresFormats totalment a partir de

calcàries. Granoblàstics (gra fi o gros), Quan són purs, són de color blanc, però poden contenir, com a

components accessoris, quars, silicats i, sobretot, ferro i grafit, els

quals donen els colors que caracteritzen els diferents marbres

i, juntament amb les venes de calcita, l’aspecte típic.

PissarresPresenten esquistositat fina (pissarrositat), en la que es

distingeix una fracció cristal·lina de diversos minerals (quars, feldspat,

biotita, magnetita, hematites, carbonats, etc; i una altra matriu

criptocristal·lina (clorites i minerals d’argila). Procedeixen de fangs i

llims i presenten nombroses varietats. El seu color és

correntment de gris a negre, però pot ser també verdós, groc i

vermellós.

Fil·litaPas intermedi entre pissarra i

esquist. Es formen per metamorfisme regional de baix grau, la qual cosa produeix una recristal·lització dels materials

detrítics. Contenen quars, albita, moscovita i clorites de gra fi.

Presenten una esquistositat més fina que les de les pissarres

(superfície brillant)..

EsquistLa grandària dels minerals orientats és major que en les fil·lites. És típica

l’alternança entre bandes clares quars-feldspàtiques i fosques

micaciclorítiques, els components del qual són fàcilment perceptibles.

Presenten graus intermedis de metamorfisme (formació de biotita).

Els esquists típics procedeixen de material pelític, però n’hi ha calcaris

i altres d’origen igni.

MicacitesEn realitat són esquists on la biotita

està molt ben desenvolupada. Es componen de quars i de biotita,

acompanyats a vegades per nòduls o porfiroblasts d’andalusita i altres

accessoris com estaurolita i amfíbol.

GneisSón roques de metamorfisme profund que contenen com a

minerals essencials els mateixos que el granit: quars, feldspat i mica.

La seva estructura típica és la gnèissica en la que alternen bandes esquistoses o foliàcies amb textures

granoblàstiques. Quan es desenvolupen grans cristalls

feldspàtics (ortosa) i els altres minerals els envolten recordant

contorns oculars es parla d’estructura gnèissica oftàlmica.

AmfibolitesRoques esquistoses compostes per amfíbols (hornblenda) i plagiòclasis

(andesina a labradorita), en proporcions variables. Es formen per

metamorfisme regional de grau mitjà o alt sobre roques bàsiques (gabres i basalts) o sedimentàries

(grauvaques). La seva esquistositat és poc manifesta donada la carència en miques. Les amfibolites de més

alta temperatura presenten piroxens i gradualment poden passar a

eclogites riques en granat vermell i pirop.

MigmatitesRoques híbrides constituïdes per una roca metamòrfica de textura

esquistosa i una roca ígnia intrusiva, de textura granada i de composició

generalment granítica. Presenta, per tant, esquistositat i holocristalls.

Són al límit entre les roques metamòrfiques catazonals i les roques magmàtiques, i la seva gènesi està lligada a una fusió parcial o anatèxia d’una roca

metamòrfica quarsofeldspàtica tal com un esquist o un gneis

(migmatita d’anatèxia), o bé de la injecció de magma en una roca

metamòrfica al nivell d’aflorament (migmatita d’injecció).

Es formen a causa de deformacions tectòniques. Són roques que queden fracturades donant aspecte de bretxa pels seus fragments angulosos continguts en una matriu de fragments més diminuts. Si

la mòlta és total, es parla de milonita. Aquest tipus de roques és més freqüent en les quars-feldspàtiques.

Tectonites