Mecanismos de deformación y microtexturas resultantes

Texturas debidas a recristalización y deformación

La deformación de las rocas metamórficas se produce por la actuación de gran cantidad de procesos, casi todos ellos a pequeña escala (de granos individuales o menores). El proceso par-ticular implicado en cada caso depende tanto de factores intrínsecos como extrínsecos. Entre los primeros destacan la mineralogía, la composición de la fase fluida, el tamaño de grano, la orien-tación preferente cristalográfica, la porosidad y la permeabilidad; y entre los factores extrínse-cos (o ambientales) son importantes la temperatura, la presión litostática, el esfuerzo desviato-rio, la presión de fluidos y la velocidad de deformación. Varios de estos procesos tienden a aumentar la deformación de los cristales que forman las rocas metamórficas y otros tienden a disminuirla.

En esta sección vamos a introducir los procesos de deformación, recuperación y recristali-zación más importantes que afectan a las rocas metamórfica y lo vamos a hacer en una secuen-cia que va de temperaturas bajas y velocidades de deformación altas a temperaturas altas y velocidades de deformación bajas. Prestaremos especial atención a las texturas que se desarro-llan como consecuencia de la actuación de cada proceso particular, para mostrar cómo el estu-dio de las texturas en lámina delgada puede usarse para identificar los procesos de deforma-ción que han actuado. Las características visibles dentro de los granos minerales reciben el nombre de texturas de deformación intracristalina.

1. Los mecanismos principales

Davis y Reynolds (1996) agrupan los mecanismos de deformación en cinco categorías generales: (1) microfracturación, cataclasis y deslizamiento friccional; (2) maclado mecánico y “kinking”; (3) creep por difusión; (4) creep por disolución; y (5) creep por dislocación. Estos mecanismos suelen actuar a la vez que otros procesos importantes, como la recuperación y la recristaliza-ción. Los procesos de deformación, cuando actúan solos, dan lugar a rocas más deformadas que las rocas de partida. Por el contrario, los procesos de recuperación y recristalización dan lugar a rocas menos deformadas, con minerales cuyas redes cristalinas contienen menos defectos.

Durante la deformación de una roca se produce una competencia entre los procesos que provocan la distorsión de la red cristalina de los minerales constituyentes y los procesos de recuperación y recristalización, que tienden a restaurar el orden. El efecto resultante de la ac-tuación de estos procesos antagónicos depende de la importancia relativa de cada uno de ellos e, indirectamente, de parámetros tales como la temperatura y la velocidad de deformación. En términos generales, las temperaturas altas y la presencia de una fase fluida intergranular favo-recen los procesos de recuperación y de recristalización, mientras que las velocidades de de-formación altas favorecen los procesos de distorsión de la red cristalina. En lámina delgáda sólo

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suelen quedar preservadas las microtexturas relacionadas con las últimas fases de actuación de estos procesos competitivos, justo antes de que la temperatura descienda lo suficiente o la velo-cidad de deformación caiga por debajo de un umbral límite y las microtexturas queden “conge-ladas” en la roca.

Una forma muy conveniente de ilustrar las condiciones físicas en las que un mecanismo de deformación particular es el dominante es por medio de los mapas de deformación, que nor-malmente representan en forma de diagrama x-y la temperatura frente al esfuerzo diferencial (o frente a otra variable). La figura 1 es un ejemplo simplificado de mapa de deformación en el que están representadas las cinco categorías de mecanismos de deformación en diferentes re-giones del espacio temperatura-esfuerzo diferencial.

La microfracturación, la cataclasis y el deslizamiento friccional implican la formación, creci-miento y coalescencia de microfracturas y el deslizamiento friccional a favor de dichas micro-fracturas o de bordes de grano. El resultado es la formación de rocas pervasivamente fractura-das y brechificadas.

El maclado mecánico y el “kinking” son dos mecanismos de deformación menos agresi-vos que la cataclasis y el deslizamiento friccional. La deformación se produce por flexión, no por rotura, de la red cristalina.

Los tres tipos de creep tienen su origen en la actuación de mecanismos distintos, aunque en los tres casos se produce un cambio en la forma y el tamaño de los cristales en respuesta a la actuación de esfuerzos dirigidos. El creep por difusión cambia la forma y el tamaño de los cris-tales por el movimiento de átomos y vacancias en el interior de los cristales y a lo largo de los bordes de grano. El creep por disolución cambia la forma y el tamaño de los cristales por diso-lución y re-precipitación de material, ayudado por fluidos a lo largo de los bordes de grano o en los poros de la roca. Este tipo de creep también se denomina disolución por presión. El creep por dislocación, que es el mecanismo de deformación por excelencia, opera por deslizamiento intracristalino en la red de los minerales (movimiento de dislocaciones).

2. Microfracturación, cataclasis y deslizamiento friccional

La microfracturación, la cataclasis y el deslizamiento friccional son todos ellos mecanismos de deformación frágil que operan a la escala de granos y subgranos. Las microgrietas (microcracks) individuales, en respuesta a la actuación de esfuerzos, se forman, propagan y coalescen para dar lugar a microfractuas y fracturas de mayores dimensiones. Las microgrietas se abren en

Figura 1. Mapa de deformación simplificado en el que se muestran las condiciones aproximadas de temperatura y esfuerzo diferencial a las que cada mecanismo de deforma-ción domina. Los mecanismos de deformación que se han distinguido y que se tratan en las secciones siguientes son (de temperaturas bajas y esfuerzos diferenciales altos a temperaturas altas y esfuerzos diferenciales bajos): fractura y cataclasis; creep por disolución y maclado mecánico; creep por dislocación; y creep por difusión (con sus dos variantes de difusión de borde de grano y difusión volumétrica). Según Davis y Reynolds, 1996, p. 162.

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tensión y pueden acomodar deformación por deslizamiento friccional. En las fallas y las zonas de falla, que se caracterizan por el desarrollo masivo de microgrietas y fracturas, el tamaño de grano de una roca puede reducirse dramáticamente por cataclasis y el material desmenuzado moverse por flujo cataclástico, de modo similar a como lo haría un conjunto de canicas.

Cataclasis es la fracturación frágil penetrativa y fragmentación de las rocas, normalmente en fallas y zonas de falla. Produce un agregado de granos altamente fracturados y fragmentos de roca inmersos en una matriz de granos de dimensiones todavía menores. Una vez formado, este agregado de granos desmenuzados es capaz de fluir por fracturación repetida, desliza-miento friccional y rotación rígida de granos y fragmentos de roca. A este proceso se le deno-mina flujo cataclástico. Aunque el flujo es producido por un mecanismo de deformación frágil a escala de granos y subgranos, puede parecer homogéneo (“dúctil”) sobre distancias de centí-metros a cientos de metros.

La cataclasis tiene como resultado la disminución progresiva del tamaño de grano, conforme los granos de mayores dimensiones se fragmentan para dar granos menores. También tiene como resultado una disminución de la selección ya que se crean granos cada vez más pequeños pero sin que desaparezcan los de dimensiones mayores. Además, la cataclasis generalmente produce un aumento de volumen de la roca, proceso que se denomina dilatancia, conforme se crea nuevo espacio poroso entre los fragmentos que se generan por fractura. La causa principal de la fracturación que se produce durante la cataclasis se debe a concentraciones de esfuerzos alrededor de los bordes de las microgrietas y en los contactos entre granos.

El aumento de presión dificulta la cataclasis y el flujo cataclastico, debido a la dificultad que encuentran el deslizamiento friccional y la dilatancia para progresar a presiones crecientes. Debido a ello, la cataclasis y el flujo cataclástico son importantes en las partes poco profundas de la corteza (< 10-15 km) y casi siempre asociadas a fallas o zonas de falla, en condiciones de metamorfismo muy bajas o bajas y a velocidades de deformación relativamente altas, aunque también depende del tipo de mineral y de la presión de fluidos (presiones de fluidos altas favo-recen el flujo cataclástico).

Las rocas deformadas dominantemente por flujo cataclástico (a escala de granos minerales o mayor) reciben el nombre de brechas de falla, harina de falla y cataclasitas. Se caracterizan por estar muy fracturadas a todas las escalas y contener granos y fragmentos de roca angulares.

Evidencias texturales en lámina delgada de flujo cataclástico

En lámina delgada, las zonas de flujo cataclástico pueden confundirse con zonas de cizalla for-madas por material recristalizado dinámicamente (ver más adelante). Una cataclasita se dife-rencia de una roca deformada y recirstalizada por (1) una variación mayor en el tamaño de grano, (2) la presencia de granos con contornos angulosos y bordes rectos, y (3) la presencia de fragmentos de roca policristalinos. Los granos constituyentes no presentan ninguna orientación preferente mineral cuando los fragmentos son de minerales equidimensionales como el cuarzo o el feldespato. En algunos casos, el material cataclástico ha recristalizado después de la defor-mación y entonces la distinción es imposible. Los criterios ópticos pueden ser insuficientes para una identificación positiva de una roca como cataclasita, en cuyo caso es necesario utilizar un microscopio electrónico de transmisión (TEM).

3. Maclado mecánico y “kinking”

El maclado mecánico es un mecanismo de deformación que provoca la flexión (doblado), más que la rotura, de la red cristalina de los minerales. En el caso más simple, una macla mecánica se forma cuando la red cristalina de un mineral se somete a un esfuerzo de cizalla simple para-lelo a un plano cristalográfico favorable. La red cristalina a un lado del plano de macla sufre una deformación de cizalla de un determinado ángulo por rotación con respecto a la red crista-

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lina del otro lado del plano. Después del maclado cada parte del cristal termina siendo una imagen especular de la otra. El grado de flexión de la red (y por tanto el ángulo de rotación) está limitado por la estructura cristalina del mineral. El maclado mecánico es especialmente común en la calcita y la plagioclasa, minerales que poseen una estructura cristalina apropiada para este tipo de deformación. Comparadas con las maclas primarias que se producen durante el crecimiento de un cristal, las maclas mecánicas son más lenticulares y tiendes a acuñarse dentro del cristal.

Son necesarias dos condiciones para que se genera una macla mecánica: (1) debe existir al menos un plano reticular vulnerable sobre el que se produzca la cizalla o la rotación; y (2) dicho plano debe estar orientado de forma que el esfuerza de cizalla resuelto sobre él sea suficiente para deformar la red cristalina. El maclado mecánico no es especialmente sensible a la presión confinante ya que este proceso no implica deslizamiento friccional o dilatancia. Además, la facilidad para producir maclas tampoco varía mucho con la temperatura. Lo que sí que afecta al maclado es el esfuerzo diferencial, que debe ser suficientemente alto como para ser capaz de deformar por flexión la red cristalina.

El kinking, como el maclado mecánico, supone una flexión de la red cristalina, utilizando planos de debilidad. Suele afectar a bandas discretas dentro de un cristal y en lámina delgada esto se observa por un ángulo de extinción distinto al del resto del mineral (bandas de extin-ción). Las micas y otros minerales planares son especialmente fáciles de deformar por kinking, sobre todo cuando se someten a un acortamiento en una dirección paralela a los planos de exfo-liación. La rotación de la red cristalina durante el kinking no esta limitada a un ángulo específi-ca, dictado por restricciones cristalográficas como en el caso de las maclas mecánicas, y puede acomodar por tanto mayores deformaciones.

Evidencias texturales en lámina delgada del maclado mecánico y el kinking

Las maclas de deformación se suelen distinguir de las maclas de crecimiento por su forma: las primeras tienen forma de cuña, mientras que las segundas son rectas y con escalones. Las ma-clas mecánicas suelen estar restringidas a una parte del cristal, cerca de las zonas que han sufri-do una concentración de esfuerzos mayores, y esto suele ocurrir en los bordes de los cristales, donde entran en contacto con los granos vecinos. Las maclas de crecimiento, por el contrario, es más común que afecten a todo el cristal. En la plagioclasa es común encontrar ambos tipos de maclas; las maclas de deformación se acuñan hacia el centro de los cristales. En la calcita la ma-yor parte de las maclas son mecánicas y en este caso suelen acuñarse hacia el borde de los cris-tales. En particular, las maclas mecánicas de la calcita se han utilizado para estimar la tempera-tura y la cantidad de deformación sufrida por una roca: las maclas finas y rectas indican tempe-raturas bajas (menos de 200 °C) y deformaciones pequeñas, mientras que las maclas gruesas y curvadas indican temperaturas más altas (más de 200°C) y deformaciones más grandes.

El kinking, como ya se ha dicho, se pone de manifiesto en lámina delgada por medio de bandas de extinción, que tienen un ángulo de extinción distinto al del resto del cristal. En los minerales planares con exfoliación basal buena, como las micas, el kinking se manifiesta como una serie de micropliegues de charnela angulosa (kinks).

4. Creep por disolución

El creep por disolución o disolución por presión implica la disolución selectiva, el transporte y la reprecipitación de material por medio del fluido intersticial presente en los límites de grano o en los poros entre granos. La presencia de este fluido aumenta mucho la eficiencia con la que el material se puede transportar desde las zonas de esfuerzos elevados a las zonas de esfuerzos bajos. Cuando los granos de una roca están sometidos a un esfuerzo diferencial, pueden cam-biar de forma por disolución, transporte y reprecipitación del material asistido por la fase flui-

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da. Este fluido intergranular es fundamental para que el mecanismo de creep por disolución sea operativo.

El creep por disolución depende de tres procesos interconectados: disolución de material en la fuen-te, difusión o migración del material disuelto, y reprecipitación (figura 2). Al ser sometidos a un esfuerzo diferencial, los granos se disuelven con mayor facilidad en aquellos segmentos del borde de grano donde el esfuerzo compresivo es mayor. Estos segmentos son los que están orientados casi perpendicularmente a la dirección del esfuerzo compresivo mayor (σ1) y los que están sometidos a indentación por parte de granos vecinos (donde se produce una concentración del esfuerzo, figura 2). Esta disolución no afecta por igual a todos los minerales, ya que unos son intrínsecamente más solubles que otros. Así, en las rocas carbonatadas impuras, la calcita se disuelve más rápidamente que el cuarzo, las arcillas y los óxidos de hierro y magnesio. Del mismo modo, los granos con impu-rezas y los que tienen su red cristalina dañada por la actuación de otros mecanismos de defor-mación son más susceptibles a la disolución que los granos sin impurezas ni defectos reticula-res.

Existen muchas evidencias en las rocas de la actuación del creep por disolución. Los luga-res donde la roca ha experimentado una disolución continuada están marcados por estilolitos y por la acumulación de material insoluble, como arcillas, micas, materia orgánica y óxidos de hierro y magnesio. El material disuelto precipita localmente como recrecimentos sobre minera-les preexistentes o como fibras en venas, sombras de presión y zonas abrigadas. Tanto los re-crecimientos como las sombras de presión se forman en zonas protegidas cercanas a granos rígidos de mayor tamaño, donde los esfuerzos son menores. Este proceso de disolución y preci-pitación selectiva sobre un mismo grano cambia la forma de los granos y refleja la orientación de los ejes de esfuerzos durante el tiempo que el creep por disolución estuvo activo.

El creep por disolución se da en un rango amplio de presiones y temperaturas (figura 1), siempre que exista un fluido intergranular. Es particularmente activo en condiciones diagenéticas y de metamorfismo de grado bajo, donde los fluidos son abundantes y los mecanismos de defor-mación típicos de temperaturas más altas (como el creep por difusión o por dislocación) son ineficaces. El efecto de la disolución por presión es particularmente evidente en el desarrollo de la esquistosidad de crenulación con diferenciación en bandas en condiciones metamórficas de grado bajo a medio y en el desarrollo de superficies estilolíticas subhorizontales durante la dia-génesis de rocas carbonatadas.

Una gran cantidad de rocas pueden sufrir creep por disolución, pero las más susceptibles son las litologías inmaduras, como lutitas margosas, margas y rocas carbonatadas impuras. Las rocas de grano fino son especialmente vulnerables al creep por disolución.

Evidencias texturales en lámina delgada del creep por disolución

La evidencia principal de la disolución por presión es la presencia de objetos truncados, tales como fósiles, clastos detríticos o fenocristales idiomorfos y el desplazamiento de marcadores planares (venas, bandeados, laminación, etc.) a un lado y otros de determinadas superficies. En este último caso hay que tener en cuenta también la posibilidad de movimientos de cizalla paralelos a la superficie de contacto. Si el contacto es irregular, el desplazamiento es muy probable que se deba a disolución por presión. Los planos en los que se ha producido

Figura 2. Granos rodeados de un fluido intergranular, durante la diagénesis o el metamorfismo de grado muy bajo y bajo. En los puntos de contacto el esfuerzo es mayor que en los demás puntos del borde del grano, tal y como se indica con el sombreado en (a). En (b) se mues-tra el cambio de forma que ha producido la disolución por presión en los granos (el material precipitado se muestra en otro tono de gris). Obsérvese como los marcadores en (a) están desplazados en (b). Tomado de Paschier y Trouw (1998), pág. 26.

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que se deba a disolución por presión. Los planos en los que se ha producido disolución por presión son casi siempre ricos en óxidos de hierro opacos o material arcilloso, que permanece como residuo insoluble tras el proceso de disolución. Un ejemplo espectacular de este fenóme-no son los estilolitos, que son superficies muy indentadas donde el material se ha disuelto de forma irregular, formando superficies interpenetradas. Los estilolitos se forman principalmente en rocas carbonatadas.

El proceso opuesto, la precipitación del material previamente disuelto, puede observarse en lámina delgada en forma de nuevos cristales, rellenos fibrosos en venas o rellenos fibrosos en sombras de presión y zonas abrigadas. Los nuevos cristales se reconocen por la ausencia de deformación intracristalina, por su idiomorfismo y por sus maclas primarias (en oposición a maclas de deformación). Es común la precipitación del material previamente disuelto en conti-nuidad óptica con el sustrato, pero difícil de distinguir en lámina delgada con luz convencional (no así en catodoluminiscencia). La presencia de inclusiones alineadas marcando el borde anti-guo del grano puede poner de manifiesto este tipo de recrecimientos sintaxiales.

5. Creep por dislocación

Los cristales contienen normalmente defectos, denominados defectos cristalinos, que se pue-den agrupar en dos categorías principales: defectos puntuales y defectos lineales. Los defectos puntuales son átomos extra (intersticiales) o átomos ausentes (vacancias) y los defectos lineales suelen ser debidos a la presencia de medio plano “extra” en la red cristalina. El final de tal se-miplano es lo que se conoce como una dislocación de filo. Además de dislocaciones de filo, en los cristales puede haber dislocaciones helicoidales, que son traslaciones de una parte del cris-tal sobre una distancia de uno o varios espaciados reticulares.

La forma de un cristal no puede cambiarse permanentemente sólo comprimiéndolo. Para producir un cambio permanente en la forma de un cristal hay que cambiar la posición relativa de sus átomos o moléculas. Esto se consigue mediante el movimiento de los defectos cristalinos a través de la red cristalina, proceso que se conoce con el nombre de creep por dislocación o deformación intracristalina. Vacancias y dislocaciones son los dos tipos de defectos que más contribuyen a la plasticidad cristalina (es decir, a los cambios permanentes de forma), pero para producir grandes deformaciones en un cristal deben crearse continuamente defectos nuevos, lo que se produce en zonas particulares de los cristales (en su interior o en su superficie), denomi-nadas fuentes de vacancias y fuentes de dislocaciones.

Las dislocaciones responden a la aplicación de un esfuerzo moviéndose. La deformación intracristalina por deslizamiento de dislocaciones es uno de estos procesos que cambia perma-nentemente la forma de los cristales. Las dislocaciones tienen una orientación particular con respecto a la red cirstalina y sólo pueden moverse según determinadas direcciones cristalográ-ficas. La combinación de un plano de deslizamiento y una dirección de deslizamiento dentro de ese plano (el vector de Burges de la dislocación) recibe el nombre de sistema de deslizamiento. Los minerales más comunes, como el cuarzo, el olivino, los feldespatos o la calcita, tienen varios sistemas de deslizamiento y más de uno puede ser activo al mismo tiempo. Los sistemas activos en un momento determinado dependen de la dirección y la magnitud del esfuerzo que actúa sobre el cristal y del esfuerzo de cizalla crítico de cada sistema. Este esfuerzo crítico debe ser excedido para que el sistema de deslizamiento se active y la dislocación pueda moverse. La magnitud de este esfuerzo depende mucho de la temperatura y, en menor medida, de otros factores como la velocidad de deformación, el esfuerzo diferencial y la actividad química de ciertos componentes (sobre todo el agua), que influyen en la resistencia de los enlaces interató-micos. Como consecuencia de estas dependencias, el número y tipo de sistemas de deslizamien-to activos en un cristal cambia con el grado metamórfico y las condiciones de deformación.

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Cuando en un cristal se cruzan varios sistemas de deslizamiento, las dislocaciones pueden “enredarse”, lo que dificulta su movimiento posterior. Tales nudos de dislocaciones pueden impedir el movimiento de las nuevas dislocaciones, que se amontonan detrás de las bloquea-das. El cristal se hace más difícil de deformar y se endurece. Este proceso se denomina endure-cimiento por deformación. El endurecimiento por deformación favorece la rotura frágil de la roca. Sin embargo, hay otros mecanismos de deformación que permiten a la deformación dúctil continuar. Uno de los más importantes es aquel que permite a una dislocación superar un obs-táculo por el movimiento de vacancias hacia la línea de dislocación, con lo que la dislocación cambia su plano de deslizamiento. Este proceso se denomina ascenso de dislocaciones.

Un efecto importante del creep por dislocación es el desarrollo de una orientación prefe-rente cristalográfica (OPC). Como las dislocaciones se mueven sólo en planos cristalográficos específicos, una roca que se deforma por movimiento de dislocaciones puede desarrollar una orientación preferente en los granos que la componen.

Evidencias texturales en lámina delgada del creep por dislocación

Las dislocaciones individuales no pueden observarse con un microscopio petrográfico, pero su efecto sobre la red cristalina de los minerales si. Una red cristalina con gran número de disloca-ciones del mismo tipo puede aparece ligeramente doblada; como consecuencia, el cristal no se extinguirá homogéneamente al observarlo con luz polarizada y analizada. Este efecto se conoce con el nombre de extinción ondulante. La extinción ondulante puede ser “de barrido” cuando lo que se produce es la flexión regular de todo el cristal, o irregular y parcheada cuando se aso-cia a microgrietas y microkinks, además de nudos de dislocaciones. Se producen por desliza-miento de dislocaciones.

Otro efecto que es común observar en cristales deformados a temperaturas bajas por creep por dislocación son lamelas de relieve óptico elevado y con orientaciones preferentes que reci-ben el nombre de lamelas de deformación. Estas lamelas están formadas por nudos de disloca-ciones, subgranos elongados de pequeñas dimensiones y cadenas de minúsculas inclusiones que sólo son visibles en el microscopio electrónico de transmisión. Las lamelas de deformación son especialmente abundantes en el cuarzo, donde suelen tener una orientación basal o sub-basal.

Finalmente, la presencia de orientaciones preferentes cristalográficas se ha sugerido co-mo evidencia de deformación por ascenso de dislocaciones, aunque en algunos minerales, en especial la calcita, también se produce por maclado mecánico. A temperaturas elevadas la ex-tinción ondulante y las lamelas de deformación pueden estar ausentes debido a procesos poste-riores de recuperación y recristalización (ver más abajo). En este caso, la presencia de una orien-tación preferente cristalográfica puede tomarse como evidencia de deformación por ascenso de dislocaciones.

6. Recuperación

Cualquier cristal tiene una cierta cantidad de energía interna de deformación. El valor mínimo de esta energía se obtiene cuando la red cristalina esta libre de defectos. Si deformamos un cris-tal e inducimos la aparición de dislocaciones, aumentamos su energía interna debido a los cam-bios locales que se producen en las distancias interatómicas. El aumento de la energía interna es proporcional a la longitud total de las dislocaciones por unidad de volumen del cristal. Es lo que se conoce con el nombre de densidad de dislocaciones.

Las dislocaciones y los nudos de dislocaciones se crean en respuesta a un esfuerzo diferen-cial. Otros procesos, sin embargo, tienden a acortar, ordenar o destruir las dislocaciones pre-viamente creadas: las vacancias pueden migrar hacia los nudos de dislocaciones y “desenredar-los”, las dislocaciones torcidas pueden enderezarse y el conjunto de dislocaciones puede reor-

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ganizarse en redes mas ordenadas. Todos estos procesos tienden a disminuir la longitud total de dislocaciones y por lo tanto la energía interna de los cristales, por lo que estarán favorecidos desde el punto de vista termodinámico (principio de minimización de la energía libre). Durante la deformación, los proceses de ordenamiento y desordenamiento compiten entre sí, pero cuando la deformación cesa los procesos de ordenamiento tienden a llevar la red cristalina hacia el estado de energía mínima por reducción de la densidad de dislocaciones. El término recuperación se utiliza para agrupar a todo este conjunto de procesos de ordenación.

Las dislocaciones en un cristal pueden agruparse en redes planares regulares como resul-tado de la recuperación. Estas redes se conocen como paredes de subgrano o bordes de sub-grano y separan fragmentos del cristal que reciben el nombre de subgranos. Estos son zonas del cristal que tienen una pequeña rotación con respecto a la red cristalina de los subgranos vecinos. La orientación de una pared de subgrano depende de la orientación del sistema de deslizamiento de las dislocaciones que se acumulan en él.

Evidencias texturales en lámina delgada de la recuperación

En respuesta a la recuperación, las dislocaciones tienden a concentrarse en zonas planares del cristal, disminuyendo de esta forma la densidad de dislocaciones en el resto del cristal. En lá-mina delgada esto provoca la aparición de zonas con una extinción aproximadamente homogé-nea que gradan rápidamente a zonas adyacentes del mismo cristal con una orientación ligera-mente distinta. Estas zonas de transición reciben el nombre de bandas de deformación y pue-den considerarse una etapa intermedia entre la extinción ondulante y los bordes de subgrano.

Los subgranos se reconocen como partes de un mismo cristal que están separadas de las partes adyacentes por limites abruptos de bajo relieve óptico. La orientación de la red cristalina cambia de un subgrano al siguiente, normalmente en menos de 5°. Los subgranos pueden ser equidimensionales o alargados. Es habitual que los bordes de subgranos pasen lateralmente a bandas de deformación o a bordes de grano de gran ángulo.

7. Recristalización dinámica

Además de la recuperación, hay otro proceso que contribuye a la reducción de la densidad de dislocaciones en un cristal deformado: la recristalización dinámica. Puede ser de dos tipos: recristalización por migración de bordes de grano y recristalización por rotación de subgranos. Ambos tipos de recristalización se producen en presencia de esfuerzos desviatorios (de ahí el nombre de “dinámica”).

Imaginemos dos cristales vecinos deformados del mismo mineral, uno con una densidad de dislocaciones alta y el otro baja. Los átomos de la red cristalina mas deformada cercanos al contacto con los de la red más deformada pueden desplazarse ligeramente para pasar a formar parte de la red menos deformada, lo que es ventajoso energéticamente. Esto da como resultado el desplazamiento del borde de grano y el crecimiento del cristal menos deformado a expensas del cristal más deformado. Este proceso reduce la energía interna del conjunto de los dos crista-les y recibe el nombre de migración de borde de grano. Si el proceso continua, el cristal que crece hacia el vecino más deformado puede dar lugar a un nuevo cristal independiente, lo que se conoce como bulging en la literatura anglosajona. El efecto final es la desaparición paulatina de los granos “viejos”, muy deformados, que son sustituidos por los granos “nuevos”, poco o nada deformados. Todo este conjunto de procesos recibe el nombre de recristalización y, más específicamente, de recristalización por migración de bordes de grano (figura 3).

Un proceso especial de recristalización tiene lugar cuando las dislocaciones, durante su movimiento, se acumulan en los bordes de subgrano. Esto sólo ocurre cuando las dislocaciones tienen facilidad para saltar de un plano de deslizamiento a otro (ascenso de dislocaciones), lo que se produce a una temperatura superior a la del simple deslizamiento de dislocaciones. Lo

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que ocurre en estos casos es que el ángulo entre las redes cristalinas de los subgranos vecinos aumenta gradualmente hasta que el ángulo es tan grande que ya no pueden denominarse sub-granos, sino granos distintos. Es decir, se ha desarrollado un nuevo grano por rotación progre-siva de subgranos. Esto es lo que se denomina recristalización por rotación de subgranos (fi-gura 7.13). Tanto la recristalización por migración de bordes de grano como la recristalización por rotación de subgranos son dos procesos importantes en la recristalización de los materiales durante la deformación. Como sólo operan si la deformación es activa, a esta recristalización de las que hemos estado hablando se de denomina recristalización dinámica para distinguirla de la recristalización estática, que se produce en ausencia de deformación y que la veremos más ade-lante.

Evidencias texturales en lámina delgada de la recristalización dinámica

Es más difícil encontrar evidencias de recristalización dinámica en lámina delgada que de de-formación o recuperación. Podemos distinguir dos tipos de microestructuras características: las fábricas parcialmente recristalizadas y las fábricas completamente recristalizadas.

En las fábricas parcialmente recristalizadas se aprecia una distribución bimodal de tama-ños de grano, que consiste en agregados de cristales de un tamaño de grano uniforme entre granos de mayor tamaño con extinción ondulante y subgranos del mismo tamaño que los cris-tales en los agregados. Los granos de pequeñas dimensiones son, probablemente, granos nue-

Figura 4. Agregado de cuarzo poli-cristalino desarrollado sobre todo por recristalización por rotación de subgranos. Se aprecian transiciones de límites de grano a límites de subgrano. En la parte superior hay un cristal relicto de cuarzo, con evidencias de deformación intracris-talina (bordes de subgrano y extin-ción ondulante). Anchura del campo visual: 1.8 mm (luz polarizada y analizada). Tomada de Passhier y Trouw (1996), pág. 39.

Figura 3. Cuarzo policristalino con límites de grano irregulares formados por recristalización por migración de bordes de grano en una cuarcita. Anchura del campo visual: 1.8 mm (luz polariazada y analizada). Tomada de Passhier y Trouw (1996), pág. 38.

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vos formados por recristalización dinámica. El tamaño de grano uniforme de los granos nuevos se debe a que la deformación y la recristalización se ha producido a un esfuerzo diferencial constante.

Una fábrica completamente recristalizada puede ser difícil de distinguir de una fábrica equigranular que no ha sufrido recristalización alguna. Pero en una fábrica generada por recris-talización completa, los granos muestran normalmente algún signo de deformación interna, una orientación cristalográfica preferente y un tamaño de grano bastante uniforme.

La evidencia más clara de una recristalización por migración de bordes de grano es la pre-sencia de bordes de grano muy irregulares (bordes suturados). La recristalización por rotación de subgranos se caracteriza por una transición gradual de agregados de subgranos a agregados de granos nuevos con tamaños similares y por la presencia de bordes de subgrano que pasan lateralmente a bordes de grano.

La microtextura que consiste en un agregado de granos pequeños, formados por recristali-zación dinámica, sobre un núcleo con la misma composición mineralógica recibe el nombre de textura de núcleo y manto (core-and-mantle texture). Sólo se le da este nombre si se tiene la segu-ridad de que se ha formado por la recristalización dinámica de los bordes del cristal que sirve de núcleo. Si el manto de cristales es de tamaño de grano muy fino y no se tiene claro el meca-nismo por el que se ha generado, se usa el término de textura en mortero (mortar texture).

8. Creep por difusión en estado sólido

Si la temperatura durante la deformación es relativamente alta con respecto a la temperatura de fusión de los minerales que componen la roca, los cristales se pueden deformar por el mo-vimiento de las vacancias a través de la red cristalina. Este proceso recibe el nombre de creep por difusión en estado sólido y se pueden distinguir dos tipos principales: el creep de Coble y la creep de Nabarro-Herring. El primero opera por difusión de vacancias a lo largo de los bor-des de grano (por lo que a veces se le denomina también creep por difusión de borde de grano: véase la figura 1, al comienzo de este capítulo) y el segundo opera por difusión en el interior de la red cristalina (y se le denomina también creep por difusión volumétrica: figura 1).

Otro mecanismo de deformación en el que la difusión en estado sólido juega un papel im-portante, aunque no exclusivo, es el deslizamiento de bordes de grano. Este mecanismo conju-ga el movimiento relativo de unos granos con respecto a otros con la difusión en estado sólido y la precipitación asistida por un fluido intergranular para prevenir que se formen huecos duran-te el deslizamiento. De esta manera la roca se deforma, a alta temperatura, por una combina-ción de deslizamiento de granos, difusión en estado sólido y precipitación de material a partir de un fluido.

Evidencias texturales del creep por difusión y del deslizamiento de bordes de grano

Se han propuesto muy pocas microtexturas como evidencia del creep por difusión. Este proceso puede dar lugar a bordes de grano muy curvos o lobulados entre dos cristales de composición mineralógica distinta en rocas de metamorfismo de grado alto (figura 5).

El creep por difusión en estado sólido junto con el deslizamiento de bordes de grano pue-de impedir el desarrollo de una orientación preferente cristalográfica o destruir una orientación preferente previa. Si una roca de grano muy fino ha sufrido una deformación muy intensa pero está formada por granos equidimensionales y carece de una orientación preferente cristalográ-fica, esto puede tomarse como indicativo de que el mecanismo principal de deformación ha sido el deslizamiento de bordes de grano. Sin embargo, la presencia de una orientación preferen-te cristalográfica no puede tomarse como prueba de que el deslizamiento de bordes de grano no ha actuado.

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Otra posible indicación de que una roca ha sido deformada por deslizamiento de bordes de grano es la presencia de contactos rectos y paralelos entre granos, normalmente en dos di-recciones diferentes. Tales contactos son especialmente evidentes en rocas monominerales com-puestas por cuarzo o calcita, en las que este tipo de contactos son poco habituales.

9. Recristalización estática

Cuando la deformación de una roca cesa o se hace menos intensa, el agregado cristalino que la forma no está en el estado de menor energía libre, ni siquiera si han operado los mecanismos de recuperación y recristalización durante la deformación. Los cristales contienen todavía gran cantidad de dislocaciones, nudos de dislocaciones y bordes de subgrano, los límites entre gra-nos vecinos son muy irregulares y puede haber incluso minerales fuera de equilibrio termodi-námico. Si la deformación tuvo lugar a una temperatura relativamente baja (o no había un flui-do intergranular), la textura resultante puede preservarse tal cual. Esta situación permite al geólogo observar las texturas directamente relacionadas con el proceso de deformación. Sin embargo, cuando la temperatura al cesar la deformación es relativamente alta o si existe un fluido intergranular abundante, los procesos de recuperación y recristalización continúan en ausencia de deformación hasta que se alcanza una configuración de energía mínima. Todos estos procesos combinados reciben el nombre de recristalización estática, es decir, en ausencia de deformación. La recristalización dinámica y estática se conocen también con los nombres de recristalización primaria y secundaria, respectivamente, aunque esta última terminología no se recomienda.

Durante la recristalización estática los minerales inestables son reemplazados por otros es-tables en las condiciones de presión y temperatura reinantes, los nudos de dislocaciones se eli-minan, los límites de grano se rectifican y los granos tienden a aumentar de tamaño. Estos dos últimos procesos tienden a reducir el área de los límites de grano y conjuntamente definen el

Figura 6. Ilustración del proceso de reducción del área de los bordes de grano por reajuste de los límites de grano y el creci-miento cristalino diferencial de los granos más grandes a expensas de los más pequeños. El resultado es un descenso en la energía de los bordes de grano. Los contactos entre granos formados durante la deformación y la recristalización dinámi-ca, muy irregulares, se van rectificando hasta convertir el agregado en un mosaico granoblastico poligonal. Tomada de Passchier y Trouw, 1996, pág. 43.

Figura 5. Gneiss con bordes de grano lobados, especial-mente entre cuarzo y feldes-pato (centro de la figura), generados por creep por difusión. La roca ha sido deformada en condiciones de metamorfismo de grado alto. La anchura del campo visual es de 4 mm (luz polarizada y analizada). Tomada de Paschier y Trouw, 1996, pág. 42.

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mecanismo de reducción de área de los bordes de grano (figura 6), que conlleva una reducción de la energía total del agregado cristalino. El resultado final es un mosaico de cristales con los bordes rectos, contactos triples con ángulos interfaciales próximos a 120° y un tamaño de grano mayor que el original (figura 7).

Evidencias texturales en lámina delgada de la recristalización estática

La mejor evidencia de la recristalización estática y de su principal mecanismo, la reducción del área de los bordes de grano, es la presencia de cristales con límites de grano rectos o ligeramen-te curvados (figura 7), que carecen de extinción ondulante o subgranos, en una roca que ha sido intensamente deformada (según queda evidenciado en muestra de mano o en el afloramiento por la presencia de pliegues o en lámina delgada por la presencia de una fuerte orientación preferente cristalográfica).

Bibliografía

Referencias básicas

Davis, G.H. y Reynolds, S.J. (1996), Structural geology of rocks and regions, 2ª edición, John Wiley & Sons, Nueva York, USA,. Capítulo 4, Deformation Mechanisms and Microstructures, pp. 150-202.

Passchier, C.W. y Trouw, R.A.J. (1996). Microtectonics, Springer. [Capítulo 3]. De este libro se ha extraído todo lo referente a las evidencias texturales de deformación en lámina delgada.

Figura 7. Textura grano-blástica poligonal en escapo-lita formada por recristali-zación estática en la que ha operado el proceso de reduc-ción del área de los bordes de grano. Anchura del campo visual: 4 mm (luz polarizada y analizada). Tomada de Paschier y Trouw, 1996, pág. 43.