formación, minerales, tipos y usos
Quien se planta al pie del Half Dome, en el valle de Yosemite, tiene delante una exposición de roca plutónica de varios kilómetros de espesor que cristalizó hace entre 93 y 90 millones de años, kilómetros por debajo de un arco volcánico cretácico. La mayoría de los visitantes la llama granito. Un petrólogo diría granodiorita. Ese desajuste entre la palabra cotidiana y la definición mineralógica estricta es parte de lo que convierte al granito en una de las rocas más estudiadas y más discutidas de la geología.
¿Qué es el granito?
El granito es una roca ígnea plutónica, félsica y de grano grueso, dominada por cuarzo, feldespato alcalino y plagioclasa. Según la clasificación QAPF de la IUGS de Streckeisen (1976), el granito propiamente dicho contiene entre un 20 y un 60 % de cuarzo en volumen, y el feldespato alcalino supone entre el 35 y el 90 % del feldespato total. Cristaliza despacio y en profundidad a partir de un magma rico en sílice, lo que le da una textura fanerítica de cristales entrelazados.
La palabra viene del latín granum, «grano», por ese mosaico de cristales visible a simple vista. El granito forma buena parte de la corteza continental superior y es el tipo de roca dominante que aflora en los cratones, en el núcleo de los cinturones orogénicos y en los grandes batolitos situados bajo los arcos volcánicos. El basalto es la roca del fondo oceánico; el granito es la roca de los continentes.
Química, mineralogía y estructura cristalina
El granito está sobresaturado en sílice. El SiO2 de roca total suele situarse entre el 69 y el 77 % en peso, con un 12–16 % en peso de Al2O3, y la suma Na2O + K2O supera normalmente el 7 % en peso. Esa composición obliga al cuarzo libre a cristalizar junto al feldespato, en lugar de quedar absorbido en los silicatos de armazón.
Los minerales esenciales son el cuarzo (SiO2), el feldespato alcalino (ortosa o microclina, KAlSi3O8, a menudo pertítico) y la plagioclasa sódica (de oligoclasa a andesina, An10–30). La biotita es el mineral máfico más común; la moscovita aparece en las variedades peralumínicas y la hornblenda en las metalumínicas. Entre las fases accesorias están el circón, el apatito, la titanita, la monacita, la alanita, la ilmenita y la magnetita. Juntas rara vez superan el uno por ciento de la roca, pero el circón por sí solo alberga la mayor parte de su presupuesto de U y Th y es el mineral de referencia para la datación radiométrica.
Ficha técnica
| Propiedad | Rango habitual |
|---|---|
| Dureza efectiva global | ~6–7 (escala de Mohs, agregado mineral) |
| Peso específico | 2,65–2,75 g/cm³ |
| Porosidad | Generalmente < 1 % |
| Textura | Fanerítica, de equigranular a porfídica |
| Tamaño de grano | 1–10 mm (localmente hasta centímetros) |
| Color | Blanco, gris, rosa, salmón, rara vez verdoso |
| SiO2 | 69–77 % en peso |
| T de cristalización | ~700–900 °C |
| P de emplazamiento | 0,2–1,0 GPa (≈ 5–30 km de profundidad) |
El color es, sobre todo, cuestión de feldespato. Los granitos rosas y salmón son ricos en feldespato potásico teñido por trazas de hierro e inclusiones submicroscópicas de hematites. Los granitos grises llevan más plagioclasa. El «granito negro» comercial de monumentos y encimeras es casi siempre gabro o diabasa, una roca plutónica basáltica sin nada de cuarzo. El comercio de la piedra y el petrólogo discrepan a menudo, y con cortesía.
Cómo se forma el granito
El granito nace de un fundido félsico que cristaliza en profundidad. Ese fundido puede llegar por dos vías principales. Una es la cristalización fraccionada de un magma parental más máfico: el olivino, el piroxeno y la plagioclasa cálcica tempranos se separan y el líquido residual deriva hacia composiciones ricas en sílice. La otra es la anatexia, la fusión parcial de rocas corticales preexistentes bajo un flujo de calor elevado. La mayoría de los petrólogos actuales considera los grandes volúmenes graníticos como productos de fusión cortical modificados por recargas máficas procedentes del manto, aunque la contribución relativa de cada una sigue en discusión.
Siguiendo a Chappell y White (1974), los granitos se clasifican según su fuente:
- Tipo S: derivados de la fusión de protolitos sedimentarios o metasedimentarios. Peralumínicos, a menudo con moscovita, comunes en cinturones de colisión como el Cinturón Plegado de Lachlan, en el sureste de Australia.
- Tipo I: derivados de la fusión de corteza ígnea (metaígnea) más antigua. De metalumínicos a débilmente peralumínicos, con hornblenda, característicos de los arcos volcánicos continentales.
- Tipo A: anorogénicos, de alta temperatura, a menudo alcalinos y anhidros; definidos por Loiselle y Wones (1979). Típicos de los rifts y de la extensión poscolisional. Bonin (2007) y trabajos posteriores, entre ellos Sasim et al. (2024), sostienen que el tipo A no es una única familia petrogenética, sino una química convergente producida por fuentes diversas.
- Tipo M: de origen mantélico, raros, presentes en algunos arcos de islas primitivos. Cuantitativamente menores en el registro continental.
Los experimentos de Patiño Douce y Harris (1998) con metapelitas del Himalaya mostraron que la fusión por deshidratación de la moscovita comienza a 750–800 °C y 0,6–1,0 GPa, y produce líquidos prácticamente idénticos a los leucogranitos naturales. La deshidratación de la biotita sigue a temperaturas más altas. Estas reacciones liberan apenas unos pocos porcentajes en peso de agua: suficiente para lubricar la extracción del fundido, insuficiente para inundar el magma ascendente.
Una vez generado, el fundido granítico asciende por la corteza y se acumula en plutones que van desde stocks de escala kilométrica hasta batolitos de cientos de miles de kilómetros cuadrados, como el Batolito de Sierra Nevada, en California, o el Batolito de la Costa, en Perú. Las profundidades de emplazamiento abarcan unos 5–30 km. La vieja imagen de los manuales era una única cámara magmática bulbosa que se inflaba como un globo. Esa imagen ha quedado en gran medida superada.
Glazner, Bartley, Coleman, Gray y Taylor (2004), en GSA Today, defendieron a partir de la geocronología U–Pb en circón de la Suite Intrusiva de Tuolumne que los grandes plutones se ensamblan de forma incremental a lo largo de millones de años. Las dataciones refinadas de Bartley, Glazner y Coleman (2018) en Geosphere afinaron la imagen para el plutón del Half Dome en concreto. La Granodiorita del Half Dome, cartografiada como un único cuerpo, dio edades de circón entre 92,8 ± 0,1 y 89,8 ± 0,8 Ma: una vida de 3–4 millones de años, incompatible con cualquier cámara magmática única térmicamente viable. El modelo que ha ganado terreno desde entonces, en parte gracias al marco de «papilla cristalina» (crystal mush) de Bachmann y Bergantz (2004) en el Journal of Petrology, concibe los batolitos como reservorios longevos, en su mayor parte cristalinos, rejuvenecidos periódicamente por recargas máficas.
Localidades destacadas
El Batolito de Sierra Nevada, en California, es el batolito de arco cretácico de manual: unos 600 km de largo, dominado por granodiorita y granito, y expuesto en Yosemite como el Granito de El Capitan, la Granodiorita del Half Dome y la Granodiorita de Cathedral Peak. Stone Mountain, en Georgia, es un único plutón expuesto de granito biotítico del Carbonífero tardío (~300 Ma), exhumado y meteorizado hasta formar un domo que se alza unos 251 m sobre el piedemonte circundante. El Granito de Conway, en New Hampshire, es un miembro mesozoico de complejo anular de la serie magmática de las White Mountains, con una geoquímica de tipo A clásica.
En Europa, el Batolito Cornubiano del suroeste de Inglaterra alimenta las exposiciones de Land’s End, Dartmoor y Bodmin Moor: granitos pérmicos de tipo S famosos por su mineralización de estaño y wolframio. El Granito del Mont Blanc, en los Alpes occidentales, es una intrusión carbonífera (~303 Ma) elevada por cabalgamientos durante la orogenia alpina. El plutón del Adamello, en el norte de Italia, es una intrusión compuesta clásica del Eoceno–Oligoceno, ensamblada de forma incremental.
Los granitos de Asuán, en el sur de Egipto, rocas precámbricas del Escudo Arábigo-Nubio, suministraron los obeliscos y la estatuaria del Egipto faraónico. La Suite Granítica del Cabo, en Sudáfrica, subyace a las laderas bajas de la Montaña de la Mesa. El Complejo de Erongo, en Namibia, es un complejo anular cretácico de tipo A célebre por sus aguamarinas de calidad gema. En el corredor Himalaya–Karakórum, los leucogranitos miocenos forman un cinturón discontinuo de más de 2.200 km, desde el Nanga Parbat hasta el Namche Barwa. La región de Kosciuszko, en Australia, expone granitos silúricos del Cinturón Plegado de Lachlan, el área tipo de la petrogénesis de tipo S.
Variedades y rocas relacionadas
«Granito», en el sentido amplio del campo, designa a cualquier miembro de la familia de los granitoides. El esquema QAPF divide esa familia en campos composicionales con nombre propio, y la textura añade subdivisiones:
- Granito de feldespato alcalino: el feldespato alcalino supone > 90 % del feldespato total (campo 2).
- Sienogranito y monzogranito: las dos mitades del campo 3, separadas en A/(A+P) = 65.
- Granodiorita: la plagioclasa supera al feldespato alcalino (campo 4). La roca dominante de la mayoría de los batolitos «graníticos», incluido el de Sierra Nevada.
- Tonalita: rica en cuarzo y con muy poco feldespato alcalino (campo 5); dominada por la plagioclasa.
- Granito porfídico: fenocristales gruesos de feldespato potásico en una matriz de grano más fino.
- Granito rapakivi: se distingue por su feldespato alcalino ovoide rodeado de plagioclasa; descrito por primera vez en Finlandia por Sederholm en 1891; normalmente de tipo A y del Proterozoico medio.
- Granito gráfico: intercrecimiento íntimo de cuarzo y feldespato alcalino que produce dibujos de aspecto rúnico, formado por cocristalización simultánea en pegmatitas.
- Pegmatita y aplita: los extremos texturales, grueso y fino, de los diferenciados graníticos tardíos. Las pegmatitas albergan buena parte de la producción mundial de litio, berilio, tántalo y gemas.
- Leucogranito: < 5 % de minerales máficos; clásico en el Alto Himalaya.
Por qué importa el granito
En la práctica, el granito se explota en canteras desde hace al menos 5.000 años. Las pirámides de Guiza incorporaron granito de Asuán en sus cámaras interiores y sarcófagos, y la pirámide de Micerino estaba revestida de granito en sus dieciséis hiladas inferiores. Los pilares del puente Eads en San Luis, el monte Rushmore (tallado en el Granito de Harney Peak, de 1,7 Ga), la Aguja de Cleopatra, los bordillos del Londres del siglo XIX y una parte considerable de todas las encimeras de cocina modernas son granito o casi granito. Las piedras de curling, por tradición, se tornean en microgranito de Ailsa Craig, una pequeña isla escocesa.
Científicamente, la roca pesa mucho más. El granito es el componente dominante de la corteza continental superior, y los continentes son lo que distingue a la Tierra de cualquier otro cuerpo rocoso del sistema solar. Los circones extraídos de rocas graníticas siguen siendo el archivo más importante de la historia temprana de la Tierra: el mineral terrestre más antiguo conocido, un circón detrítico de las Jack Hills de Australia Occidental, procede de un protolito granítico y data de 4,404 ± 0,008 Ga (Wilde et al., 2001, Nature). La química del granito registra el régimen tectónico de placas: las composiciones de tipo I y granodioríticas señalan arcos de subducción, los tipos S señalan colisiones continentales y los tipos A señalan extensión. Quien lee los granitos de una región lee su historia tectónica.
Cómo identificar el granito en el campo
Tres pruebas rápidas funcionan con una muestra de mano. Primera: la roca debe ser lo bastante gruesa como para distinguir los granos minerales sin lupa; eso descarta la riolita, el equivalente volcánico del granito, que es de grano fino o vítrea. Segunda: deben verse tres minerales distintos en proporciones comparables: cuarzo gris vítreo (sin exfoliación, fractura concoidea), feldespato rosa o blanco (buena exfoliación a ~90°, a menudo con estrías en la plagioclasa) y láminas oscuras de biotita o cristales cortos de hornblenda. Tercera: la fábrica debe ser isótropa y granular, con cristales entrelazados al azar. Una fábrica planar o bandeada, con capas claras y oscuras, apunta al gneis, el primo metamórfico del granito, y no al granito en sí.
El feldespato potásico tiende a ser más rosado; la plagioclasa tiende a ser más blanca y puede mostrar finas estrías de macla con la lupa. Si un grano de feldespato rosa muestra vetas pertíticas, casi con seguridad se trata de granito o sienita. Si no se ve nada de cuarzo, la roca es una sienita o una monzonita, no un granito.
Debates científicos abiertos
La petrología del granito parece resuelta desde lejos y es cualquier cosa menos eso de cerca. Cuatro debates dominan la bibliografía actual.
Ritmos de ensamblaje de los plutones y el «problema del granito». El modelo de Glazner et al. (2004) de ensamblaje incremental a escalas de millones de años es hoy la corriente principal, pero los estudios de campo, geoquímicos y analógicos siguen discutiendo si alguna vez existieron grandes cuerpos magmáticos transitorios bajo el arco volcánico. Una síntesis de 2025 en Nature Reviews Earth & Environment (Bergantz y coautores) concibe la corteza superior como una columna de papilla cristalina longeva de la que ocasionalmente se extrae fundido eruptible. Cómo surge un plutón químicamente homogéneo a partir de muchas intrusiones pequeñas, cada una con su propia geoquímica, sigue sin explicarse del todo.
Almacenamiento frío frente a almacenamiento caliente. La cronometría por difusión en la zonación de circón, cuarzo y feldespato sugiere que los cristales pasan la mayor parte de su existencia por debajo del solidus o cerca de él, y solo se movilizan brevemente antes de la erupción. Los críticos replican que los termómetros y los relojes de difusión arrastran cada uno sus propias hipótesis de modelo. La historia térmica de un cristal granítico «medio» se sigue recalibrando artículo a artículo.
Petrogénesis de tipo A. Loiselle y Wones (1979) agruparon bajo una sola etiqueta un conjunto diverso de granitos anorogénicos, ricos en Fe y en HFSE. Bonin (2007) y contribuciones más recientes en Lithos (incluida Sasim et al. 2024, sobre leucogranitos de tipo A de Kazajistán) tratan el tipo A como una textura y una química convergentes, producidas por rocas fuente y regímenes tectónicos muy distintos. No existe una única receta del tipo A.
Leucogranitos del Himalaya y colisión continental. Patiño Douce y Harris (1998) mostraron experimentalmente que la fusión por deshidratación pura de metapelitas reproduce la química de los leucogranitos. Un conjunto más reciente de artículos en Lithos y EPSL (Hou et al. 2012; Zhang et al. 2018; Wu et al. 2020; revisiones hasta 2023) apunta a una contribución de magmas máficos subplacados y de fluidos corticales. Que los leucogranitos del Himalaya daten la colisión India–Asia o solo la relajación térmica poscolisional depende de cuál de los modelos sea el correcto.
