XVI ReuniÃ³n CientÃfica de la Sociedad EspaÃ±ola de Arcillas - Libro ...

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Nieto F / Comunicaciones SEA 2001 – Baeza (Jaén) clorita existentes hasta la fecha y Essene y Peacor (1995) justificaron las diferencias de composición de las cloritas por el diferente grado de contaminación por capas de filosilicatos dioctaédricos según el grado. López Múnguira et al. (2001) han constatado que la composición genuina de las cloritas de rocas básicas, es decir cuando la contaminación por capas de esmectita u otros filosilicatos está totalmente ausente, es exclusivamente dependiente del contenido en Mg de la roca, de acuerdo con la propuesta de Xie et al. (1997). Además, si el sistema es más rico en Fe que en Mg, las capas esmectíticas pueden estar ausentes en la evolución diagenética y metamórfica de la clorita. Por tanto, el uso de la composición de la clorita con fines geotermométricos, basado en el efecto indirecto de la proporción de capas esmectíticas, debe realizarse con gran precaución. El parámetro b de la mica blanca. Diferencias en función de la presión La dimensión lateral de la celdilla de las micas dioctaédricas es fundamentalmente dependiente del grado de fengitización, aunque con una notable influencia adicional del vector ferrimoscovita (Guidotti et al. 1989). Puesto que, a su vez, el grado de fengitización depende de la presión (Masson y Scherreyer 1987), este parámetro, conocido como b 0 , ha sido ampliamente utilizado como geobarómetro semicuantitativo en la facies de esquistos verdes (Guidotti y Sassi 1986). Merriman y Frey (1999) han destacado la importancia que tiene la evaluación del gradiente en el reconocimiento del ambiente geotectónico en que se produce la génesis de las rocas de muy bajo grado, ya que permite diferenciar entre regímenes compresivos y extensionales. En tal sentido, la definición de herramientas válidas para evaluar la presión en grados muy bajos se hace fundamental. Durante muchos años, los estudios de secuencias afectadas por metamorfismo incipiente, se han centrado en regímenes de un metamorfismo de
Nieto F / Comunicaciones SEA 2001 – Baeza (Jaén) tipo regional, de presión intermedia. Kisch (1987), cuando realizó la correlación entre los distintos parámetros empleados en la evaluación del grado metamórfico muy bajo, matizó que la misma estaba basada en terrenos de gradiente normal y por tanto no era aplicable a otros regímenes de presión alta o baja. Do Campo y Nieto (2001) han propuesto a partir de datos propios sobre la Formación Puncoviscana y otros de la bibliografía sobre la Formación Franciscana, el Verrucano y el Complejo Alpujárride, que el índice de cristalinidad en terrenos que han pasado por una etapa de alta presión puede presentar datos de anquizona intensa-epizona débil incompatibles con otros criterios que indican condiciones de mayor temperatura. Ello viene motivado por el hecho de que la etapa de alta presión genera micas de un tamaño de grano más pequeño que las producidas en la etapa de alta temperatura y son las primeras las que se concentran en la separación de la fracción menor de 2 µm. En cuanto al ambiente contrario, el metamorfismo de contacto, Abad et al. (2001) han presentado datos que ponen de manifiesto que el grado de recristalización en terrenos afectados por metamorfismo térmico, puede ser claramente inferior al que presentan las rocas producidas a temperaturas equivalentes en un régimen de metamorfismo regional. Los politipos de cloritas y micas La presencia variable de los diversos politipos de filosilicatos ha sido otro de los criterios usados clásicamente para asignar el grado metamórfico en el metamorfismo incipiente. El TEM permite determinar el politipo in situ mediante la difracción de áreas seleccionadas. Los datos obtenidos ponen de manifiesto que el politipo 2M es el mayoritario en rocas afectadas por metamorfismo de grado muy bajo. Este puede aparecer acompañado por cantidades variables, decrecientes con el grado, de politipo 1M d . El politipo 1M 1 es escaso y no representa una etapa intermedia entre el 2M y el
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