Metamorfismo

El cambio en el tamaño y la orientación de los granos en la roca durante el proceso de metamorfismo se denomina recristalización . Por ejemplo, los pequeños cristales de calcita en las rocas sedimentarias caliza y creta se transforman en cristales más grandes en la roca metamórfica mármol . ^{[ 13 ]} En la arenisca metamorfizada, la recristalización de los granos de arena de cuarzo originales da como resultado una cuarcita muy compacta , también conocida como metacuarcita, en la que los cristales de cuarzo, a menudo más grandes, se entrelazan. ^{[ 14 ]} Tanto las altas temperaturas como las presiones contribuyen a la recristalización. Las altas temperaturas permiten que los átomos e iones en los cristales sólidos migren, reorganizando así los cristales, mientras que las altas presiones provocan la disolución de los cristales dentro de la roca en sus puntos de contacto ( disolución por presión ) y su redeposición en el espacio poroso. ^{[ 15 ]}

Durante la recristalización, la identidad del mineral no cambia, solo su textura. La recristalización generalmente comienza cuando las temperaturas alcanzan más de la mitad del punto de fusión del mineral en la escala Kelvin . ^{[ 16 ]}

La disolución por presión comienza durante la diagénesis (el proceso de litificación de sedimentos en roca sedimentaria), pero se completa durante las primeras etapas del metamorfismo. Para un protolito de arenisca, la línea divisoria entre la diagénesis y el metamorfismo se puede ubicar en el punto donde los granos de cuarzo deformados comienzan a ser reemplazados por nuevos granos de cuarzo pequeños y no deformados, produciendo una textura de mortero que se puede identificar en secciones delgadas bajo un microscopio de polarización. Con el aumento del grado de metamorfismo, una mayor recristalización produce una textura de espuma , caracterizada por granos poligonales que se unen en uniones triples, y luego una textura porfiroblástica , caracterizada por granos gruesos e irregulares, incluyendo algunos granos más grandes ( porfiroblastos ). ^{[ 17 ]}

Las rocas metamórficas suelen tener una cristalinidad más gruesa que el protolito del que se formaron. Los átomos en el interior de un cristal están rodeados por una disposición estable de átomos vecinos. Esta disposición está parcialmente ausente en la superficie del cristal, lo que produce una energía superficial que la hace termodinámicamente inestable. La recristalización a cristales más gruesos reduce el área superficial y, por lo tanto, minimiza la energía superficial. ^{[ 18 ]}

Aunque el engrosamiento del grano es un resultado común del metamorfismo, las rocas intensamente deformadas pueden eliminar la energía de deformación recristalizándose como una roca de grano fino llamada milonita . Ciertos tipos de roca, como las ricas en cuarzo, minerales carbonatados u olivino, son particularmente propensas a formar milonitas, mientras que el feldespato y el granate son resistentes a la milonitización. ^{[ 19 ]}

Cianita

Andalucita

Sillimanita

Diagrama de fases de Al ₂ SiO ₅ ( nesosilicatos )

El metamorfismo de cambio de fase es la creación de un nuevo mineral con la misma fórmula química que un mineral del protolito. Esto implica una reorganización de los átomos en los cristales. Un ejemplo lo proporcionan los minerales de silicato de aluminio, _cianita , andalucita y sillimanita . Los tres tienen la _misma composición, Al₂SiO₅ . La cianita es estable en condiciones superficiales. Sin embargo, a presión atmosférica, la cianita se transforma en andalucita a una temperatura de aproximadamente 190 °C (374 °F) . La andalucita, a su vez, se transforma en sillimanita cuando la temperatura alcanza aproximadamente los 800 °C (1470 °F) . A presiones superiores a unos 4 kbar (400 MPa), la cianita se transforma directamente en sillimanita a medida que aumenta la temperatura. ^{[ 20 ]} Un cambio de fase similar se observa a veces entre la calcita y la aragonita , con la calcita transformándose en aragonita a presión elevada y temperatura relativamente baja. ^{[ 21 ]}    

La neocristalización implica la creación de nuevos cristales minerales distintos del protolito. Las reacciones químicas descomponen los minerales del protolito, lo que da lugar a nuevos minerales. Este es un proceso muy lento, ya que también puede implicar la difusión de átomos a través de cristales sólidos. ^{[ 22 ]}

Un ejemplo de reacción de neocristalización es la reacción de la fayalita con la plagioclasa a alta presión y temperatura para formar granate . La reacción es: ^{[ 23 ]}

Pueden producirse numerosas reacciones complejas a altas temperaturas entre minerales sin que estos se fundan, y cada conjunto mineral resultante nos proporciona información sobre las temperaturas y presiones presentes durante el metamorfismo. Estas reacciones son posibles gracias a la rápida difusión de átomos a temperaturas elevadas. El fluido intersticial entre los granos minerales puede ser un medio importante para el intercambio de átomos. ^{[ 4 ]}

Un grupo particularmente importante de reacciones de neocristalización son aquellas que liberan volátiles como agua y dióxido de carbono . Durante el metamorfismo del basalto a eclogita en zonas de subducción , los minerales hidratados se descomponen, produciendo grandes cantidades de agua. ^{[ 24 ]} El agua asciende al manto suprayacente, donde reduce la temperatura de fusión de la roca del manto, generando magma mediante fusión por flujo . ^{[ 25 ]} Los magmas derivados del manto pueden llegar finalmente a la superficie terrestre, dando lugar a erupciones volcánicas. Los volcanes de arco resultantes tienden a producir erupciones peligrosas, porque su alto contenido de agua los hace extremadamente explosivos. ^{[ 26 ]}

Ejemplos de reacciones de deshidratación que liberan agua incluyen: ^{[ 27 ]}

Un ejemplo de reacción de descarbonatación es: ^{[ 28 ]}

En la deformación plástica, se aplica presión al protolito , lo que provoca que se corte o se doble, pero no que se rompa. Para que esto ocurra, las temperaturas deben ser lo suficientemente altas como para que no se produzcan fracturas frágiles, pero no tan altas como para que tenga lugar la difusión de cristales. ^{[ 22 ]} Al igual que con la disolución por presión, las primeras etapas de la deformación plástica comienzan durante la diagénesis. ^{[ 29 ]}

El metamorfismo regional es un término general para el metamorfismo que afecta a regiones enteras de la corteza terrestre. ^{[ 30 ]} Se refiere con mayor frecuencia al metamorfismo dinamotérmico , que tiene lugar en cinturones orogénicos (regiones donde se está formando una montaña ), ^{[ 31 ]} pero también incluye el metamorfismo de enterramiento , que resulta simplemente de que la roca sea enterrada a grandes profundidades bajo la superficie terrestre en una cuenca en subsidencia. ^{[ 32 ] [ 33 ]}

Dinamotermal

Para muchos geólogos, el metamorfismo regional es prácticamente sinónimo de metamorfismo dinamotérmico. ^{[ 30 ]} Esta forma de metamorfismo tiene lugar en los límites de placas convergentes , donde chocan dos placas continentales o una placa continental y un arco de islas . La zona de colisión se convierte en un cinturón de formación montañosa llamado orogenia . El cinturón orogénico se caracteriza por el engrosamiento de la corteza terrestre, durante el cual la roca cortical profundamente enterrada se somete a altas temperaturas y presiones y se deforma intensamente. ^{[ 33 ] [ 34 ]} La erosión posterior de las montañas expone las raíces del cinturón orogénico como extensos afloramientos de roca metamórfica, ^{[ 35 ]} característicos de las cadenas montañosas. ^{[ 33 ]}

Las rocas metamórficas formadas en estos entornos tienden a mostrar una foliación bien desarrollada . ^{[ 33 ]} La foliación se desarrolla cuando una roca se acorta a lo largo de un eje durante el metamorfismo. Esto provoca que los cristales de minerales laminares, como la mica y la clorita , roten de manera que sus ejes cortos sean paralelos a la dirección del acortamiento. Esto da como resultado una roca bandeada o foliada, cuyas bandas muestran los colores de los minerales que las formaron. Las rocas foliadas a menudo desarrollan planos de clivaje . La pizarra es un ejemplo de roca metamórfica foliada, originada a partir de lutita , y típicamente muestra un clivaje bien desarrollado que permite que la pizarra se divida en láminas delgadas. ^{[ 36 ]}

El tipo de foliación que se desarrolla depende del grado metamórfico. Por ejemplo, partiendo de una lutita , se desarrolla la siguiente secuencia con el aumento de la temperatura: La lutita se transforma primero en pizarra, una roca metamórfica foliada de grano muy fino, característica de un metamorfismo de muy bajo grado. La pizarra, a su vez, se transforma en filita , de grano fino y presente en zonas de metamorfismo de bajo grado. El esquisto , de grano medio a grueso, se encuentra en zonas de metamorfismo de grado medio. El metamorfismo de alto grado transforma la roca en gneis , de grano grueso a muy grueso. ^{[ 37 ]}

Las rocas sometidas a una presión uniforme desde todos los lados, o aquellas que carecen de minerales con patrones de crecimiento distintivos, no presentan foliación. El mármol carece de minerales laminares y, por lo general, no está foliado, lo que permite su uso como material para escultura y arquitectura.

Las orogenias colisionales están precedidas por la subducción de la corteza oceánica. ^{[ 38 ]} Las condiciones dentro de la placa subducida a medida que se hunde hacia el manto en una zona de subducción producen sus propios efectos metamórficos regionales distintivos , caracterizados por cinturones metamórficos emparejados . ^{[ 39 ]}

El trabajo pionero de George Barrow sobre el metamorfismo regional en las Tierras Altas escocesas demostró que algunos tipos de metamorfismo regional producen zonas bien definidas y cartografiables con un grado metamórfico creciente. Este metamorfismo barroviano es la serie metamórfica más reconocida del mundo. Sin embargo, el metamorfismo barroviano es específico de las rocas pelíticas , formadas a partir de lutitas o limolitas , y no es único ni siquiera en este tipo de rocas. Una secuencia diferente en el noreste de Escocia define el metamorfismo de Buchan , que tuvo lugar a menor presión que el barroviano. ^{[ 40 ]}

Entierro

El metamorfismo de enterramiento se produce simplemente cuando la roca queda enterrada a grandes profundidades bajo la superficie terrestre en una cuenca de subsidencia. ^{[ 33 ]} Allí, la roca se somete a altas temperaturas y a la gran presión causada por el inmenso peso de las capas de roca superiores. El metamorfismo de enterramiento tiende a producir roca metamórfica de bajo grado. Esta no muestra ninguno de los efectos de deformación y plegamiento tan característicos del metamorfismo dinamotérmico. ^{[ 41 ]}

Ejemplos de rocas metamórficas formadas por metamorfismo de enterramiento incluyen algunas de las rocas del Sistema de Rift del Medio Continente de América del Norte, como la Cuarcita de Sioux , ^{[ 42 ]} y en la Cuenca de Hamersley de Australia. ^{[ 43 ]}

El metamorfismo de contacto ocurre típicamente alrededor de rocas ígneas intrusivas como resultado del aumento de temperatura causado por la intrusión de magma en la roca circundante más fría . El área que rodea la intrusión donde están presentes los efectos del metamorfismo de contacto se llama aureola metamórfica , ^{[ 44 ]} aureola de contacto o simplemente aureola. ^{[ 45 ]} Las rocas metamórficas de contacto se conocen generalmente como corneanas . Las rocas formadas por metamorfismo de contacto pueden no presentar signos de deformación fuerte y a menudo son de grano fino ^{[ 46 ] [ 47 ]} y extremadamente duras. ^{[ 48 ]} El mármol de Yule utilizado en el exterior del Monumento a Lincoln y la Tumba del Soldado Desconocido en el Cementerio Nacional de Arlington se formó por metamorfismo de contacto. ^{[ 49 ]}

El metamorfismo de contacto es mayor cerca de la intrusión y se disipa con la distancia al contacto. ^{[ 50 ]} El tamaño de la aureola depende del calor de la intrusión, su tamaño y la diferencia de temperatura con las rocas de la pared. Los diques generalmente tienen aureolas pequeñas con un metamorfismo mínimo, que se extienden no más de uno o dos espesores de dique en la roca circundante, ^{[ 51 ]} mientras que las aureolas alrededor de los batolitos pueden tener hasta varios kilómetros de ancho. ^{[ 52 ] [ 53 ]}

El grado metamórfico de una aureola se mide por el mineral metamórfico de mayor grado que se forma en ella. Esto suele estar relacionado con las temperaturas metamórficas de las rocas pelíticas o aluminosilicatas y los minerales que forman. Los grados metamórficos de las aureolas a poca profundidad son , en orden creciente de temperatura de formación, corneanas de albita - epidota , corneanas de hornblenda, corneanas de piroxeno y corneanas de sillimanita. Sin embargo, la corneana de albita-epidota a menudo no se forma, a pesar de ser el grado de temperatura más bajo. ^{[ 54 ]}

Los fluidos magmáticos provenientes de la roca intrusiva también pueden participar en las reacciones metamórficas . Una adición extensa de fluidos magmáticos puede modificar significativamente la química de las rocas afectadas. En este caso, el metamorfismo se transforma gradualmente en metasomatismo . Si la roca intrusiva es rica en carbonato , el resultado es un skarn . ^{[ 55 ]} Las aguas magmáticas ricas en flúor que dejan un granito en enfriamiento a menudo pueden formar greisens dentro y adyacentes al contacto del granito. ^{[ 56 ]} Las aureolas alteradas metasomáticamente pueden localizar la deposición de minerales de mena metálica y, por lo tanto, son de interés económico. ^{[ 57 ] [ 58 ]}

La fenitización , o metasomatismo sódico , es una forma distintiva de metamorfismo de contacto acompañada de metasomatismo. Ocurre alrededor de intrusiones de un tipo raro de magma llamado carbonatita , que es altamente rico en carbonatos y bajo en sílice . Los cuerpos de magma carbonatítico en enfriamiento emiten fluidos altamente alcalinos ricos en sodio al solidificarse, y el fluido caliente y reactivo reemplaza gran parte del contenido mineral en la aureola con minerales ricos en sodio. ^{[ 59 ]}

Un tipo especial de metamorfismo de contacto, asociado con incendios de combustibles fósiles, se conoce como pirometamorfismo . ^{[ 60 ] [ 61 ]}

El metamorfismo hidrotermal es el resultado de la interacción de una roca con un fluido de alta temperatura y composición variable. La diferencia de composición entre la roca existente y el fluido invasor desencadena una serie de reacciones metamórficas y metasomáticas . El fluido hidrotermal puede ser magmático (originado en un magma intrusivo), agua subterránea circulante o agua de mar. ^{[ 33 ]} La circulación convectiva de fluidos hidrotermales en los basaltos del fondo oceánico produce un metamorfismo hidrotermal extenso adyacente a las dorsales oceánicas y otras áreas volcánicas submarinas. Los fluidos finalmente escapan a través de chimeneas en el fondo oceánico conocidas como fumarolas negras . ^{[ 62 ]} Los patrones de esta alteración hidrotermal se utilizan como guía en la búsqueda de depósitos de menas de metales valiosos. ^{[ 63 ]}

El metamorfismo de choque se produce cuando un objeto extraterrestre (un meteorito , por ejemplo) colisiona con la superficie terrestre. Por lo tanto, el metamorfismo de impacto se caracteriza por condiciones de presión ultraalta y baja temperatura. Los minerales resultantes (como los polimorfos de _SiO₂ coesita y estishovita ) y las texturas son característicos de estas condiciones. ^{[ 64 ]}

El metamorfismo dinámico se asocia con zonas de alta deformación, como las zonas de falla . ^{[ 33 ]} En estos entornos, la deformación mecánica es más importante que las reacciones químicas en la transformación de la roca. Los minerales presentes en la roca a menudo no reflejan condiciones de equilibrio químico, y las texturas producidas por el metamorfismo dinámico son más significativas que la composición mineral. ^{[ 65 ]}

Existen tres mecanismos de deformación mediante los cuales la roca se deforma mecánicamente. Estos son la cataclasis , la deformación de la roca a través de la fractura y rotación de granos minerales; ^{[ 66 ]} la deformación plástica de cristales minerales individuales; y el movimiento de átomos individuales por procesos difusivos. ^{[ 67 ]} Las texturas de las zonas metamórficas dinámicas dependen de la profundidad a la que se formaron, ya que la temperatura y la presión de confinamiento determinan los mecanismos de deformación que predominan. ^{[ 68 ]}

En las profundidades más someras, una zona de falla estará rellena de diversos tipos de roca cataclástica no consolidada , como la brecha de falla o la brecha de falla . A mayores profundidades, estas son reemplazadas por roca cataclástica consolidada, como la brecha triturada , en la que los fragmentos de roca más grandes están cementados entre sí por calcita o cuarzo. A profundidades mayores de unos 5 kilómetros (3,1 millas) , aparecen cataclasitas ; estas son rocas bastante duras que consisten en fragmentos de roca triturada en una matriz de sílex, que se forma solo a temperaturas elevadas. A profundidades aún mayores, donde las temperaturas superan los 300 °C (572 °F) , la deformación plástica toma el protagonismo y la zona de falla se compone de milonita . La milonita se distingue por su fuerte foliación, que está ausente en la mayoría de las rocas cataclásticas. ^{[ 69 ]} Se distingue de la roca circundante por su tamaño de grano más fino. ^{[ 70 ]}   

Existe evidencia considerable de que las cataclasitas se forman tanto por deformación plástica y recristalización como por fractura frágil de los granos, y que la roca puede no perder completamente la cohesión durante el proceso. Los distintos minerales se vuelven dúctiles a diferentes temperaturas, siendo el cuarzo uno de los primeros en volverse dúctil, y la roca cizallada compuesta por distintos minerales puede mostrar simultáneamente deformación plástica y fractura frágil. ^{[ 71 ]}

La tasa de deformación también afecta la forma en que se deforman las rocas. La deformación dúctil es más probable a bajas tasas de deformación (menos de 10⁻¹⁴ ^s⁻¹ ) ^en la corteza media e inferior, pero las altas tasas de deformación pueden causar deformación frágil. A las tasas de deformación más altas, la roca puede calentarse tan intensamente que se funde brevemente, formando una roca vítrea llamada pseudotaquilita . ^{[ 72 ] [ 73 ]} Las pseudotaquilitas parecen estar restringidas a rocas secas, como la granulita . ^{[ 74 ]}

El grado metamórfico es una indicación informal de la cantidad o grado de metamorfismo. ^{[ 78 ]}

En la secuencia barroviana (descrita por George Barrow en zonas de metamorfismo progresivo en Escocia), los grados metamórficos también se clasifican según la asociación mineral en función de la aparición de minerales clave en rocas de origen pelítico (pizarroso, aluminoso):

Grado bajo ------------------- Intermedio --------------------- Grado alto

Esquisto verde ------------- Anfibolita ----------------------- Granulita

Pizarra --- Filita ---------- Esquisto ---------------------- Gneis --- Migmatita

Zona de clorita

Zona de biotita

Zona de granate

zona de estaurolita

Zona de cianita

Zona de sillimanita

Una indicación más completa de esta intensidad o grado la proporciona el concepto de facies metamórficas . ^{[ 78 ]}

Las facies metamórficas son terrenos o zonas reconocibles con un conjunto de minerales clave que se encontraban en equilibrio bajo un rango específico de temperatura y presión durante un evento metamórfico. Las facies reciben su nombre de la roca metamórfica formada bajo esas condiciones a partir de basalto . ^{[ 79 ]}

La asociación mineral particular depende en cierta medida de la composición del protolito, de modo que (por ejemplo) la facies de anfibolita de un mármol no será idéntica a la facies de anfibolita de una pellita. Sin embargo, las facies se definen de manera que se pueda asignar a una facies particular a rocas metamórficas con un rango de composiciones lo más amplio posible. La definición actual de facies metamórfica se basa en gran medida en el trabajo del geólogo finlandés Pentti Eskola en 1921, con refinamientos basados ​​en trabajos experimentales posteriores. Eskola se basó en los esquemas zonales, basados ​​en minerales índice, que fueron desarrollados por el geólogo británico George Barrow . ^{[ 12 ]}

La facies metamórfica no suele tenerse en cuenta al clasificar rocas metamórficas según su protolito, composición mineral o textura. Sin embargo, algunas facies metamórficas producen rocas con características tan distintivas que se utiliza su nombre cuando no es posible una clasificación más precisa. Los principales ejemplos son la anfibolita y la eclogita . El Servicio Geológico Británico desaconseja encarecidamente el uso de granulita como clasificación para rocas metamorfizadas a la facies de granulita. En su lugar, estas rocas suelen clasificarse como granofels. ^{[ 76 ]} Sin embargo, esta clasificación no es universalmente aceptada. ^{[ 77 ]}

Consulte el diagrama para obtener más detalles.

El metamorfismo se divide a su vez en metamorfismo progresivo y retrógrado . El metamorfismo progresivo implica el cambio de las asociaciones minerales ( paragénesis ) con el aumento de la temperatura y (generalmente) de la presión. Se trata de reacciones de deshidratación en estado sólido que implican la pérdida de volátiles como el agua o el dióxido de carbono. El metamorfismo progresivo da como resultado una roca con las características de la máxima presión y temperatura experimentadas. Las rocas metamórficas generalmente no sufren más cambios cuando se llevan de nuevo a la superficie. ^{[ 80 ]}

El metamorfismo retrógrado implica la reconstitución de una roca mediante la revolatización bajo temperaturas (y generalmente presiones) decrecientes, lo que permite que las asociaciones minerales formadas durante el metamorfismo progresivo reviertan a aquellas más estables en condiciones menos extremas. Este es un proceso relativamente poco común, ya que los volátiles producidos durante el metamorfismo progresivo generalmente migran fuera de la roca y no están disponibles para recombinarse con ella durante el enfriamiento. El metamorfismo retrógrado localizado puede ocurrir cuando las fracturas en la roca proporcionan una vía para que el agua subterránea penetre en la roca en enfriamiento. ^{[ 80 ]}

Una cuadrícula petrogenética es un diagrama de fases geológicas que representa las reacciones metamórficas derivadas experimentalmente en sus condiciones de presión y temperatura para una composición de roca dada. Esto permite a los petrólogos metamórficos determinar las condiciones de presión y temperatura bajo las cuales las rocas se metamorfosean. ^{[ 88 ] [ 89 ]} El diagrama de fases nesosilicato Al ₂ SiO ₅ que se muestra es una cuadrícula petrogenética muy simple para rocas que solo tienen una composición que consiste en aluminio (Al), silicio (Si) y oxígeno (O). A medida que la roca experimenta diferentes temperaturas y presiones, podría ser cualquiera de los tres minerales polimórficos dados . ^{[ 84 ]} Para una roca que contiene múltiples fases, se pueden representar los límites entre muchas transformaciones de fase, aunque la cuadrícula petrogenética se vuelve rápidamente compleja. Por ejemplo, una cuadrícula petrogenética podría mostrar tanto las transiciones de fase del silicato de aluminio como la transición del silicato de aluminio más feldespato de potasio a moscovita más cuarzo. ^{[ 92 ]}

Mientras que una cuadrícula petrogenética muestra fases para una composición única en un rango de temperatura y presión, un diagrama de compatibilidad muestra cómo varía el conjunto mineral con la composición a una temperatura y presión fijas. Los diagramas de compatibilidad proporcionan una excelente manera de analizar cómo las variaciones en la composición de la roca afectan la paragénesis mineral que se desarrolla en una roca bajo condiciones particulares de presión y temperatura. ^{[ 90 ] [ 91 ]} Debido a la dificultad de representar más de tres componentes (como un diagrama ternario ), generalmente solo se representan los tres componentes más importantes, aunque ocasionalmente se representa un diagrama de compatibilidad para cuatro componentes como un tetraedro proyectado . ^{[ 93 ]}