Roca metamórfica

La metasomatosis puede modificar la composición global de una roca. Los fluidos calientes que circulan por los poros de la roca pueden disolver los minerales existentes y precipitar otros nuevos. Las sustancias disueltas son transportadas fuera de la roca por los fluidos, mientras que las nuevas sustancias son introducidas por fluidos frescos. Esto, obviamente, puede alterar la composición mineral de la roca. ^{[ 10 ]}

Sin embargo, pueden producirse cambios en la composición mineral incluso cuando la composición global de la roca no cambia. Esto es posible porque todos los minerales son estables solo dentro de ciertos límites de temperatura, presión y entorno químico. Por ejemplo, a presión atmosférica, el mineral 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) . Los tres tienen la misma composición, Al₂SiO₅ . Del mismo modo, la forsterita es estable en un amplio rango de presión y temperatura en el mármol , pero se convierte en piroxeno a presión y temperatura elevadas en rocas más ricas _en silicatos que contienen plagioclasa , con la cual la forsterita reacciona químicamente. ^{[ 11 ]}    

Pueden tener lugar numerosas reacciones complejas a altas temperaturas entre minerales sin que estos se fundan, y cada conjunto mineral resultante indica las temperaturas y presiones presentes durante el metamorfismo. Estas reacciones son posibles debido 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. ^{[ 10 ]}

El cambio en el tamaño de las partículas de la roca durante el proceso de metamorfismo se denomina recristalización . Por ejemplo, los pequeños cristales de calcita en la roca sedimentaria caliza y creta se transforman en cristales más grandes en la roca metamórfica mármol . ^{[ 12 ]} 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 encuentran entrelazados. ^{[ 13 ]} 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 su punto de contacto. ^{[ 14 ]}

Dado que cada mineral es estable solo dentro de ciertos límites, la presencia de ciertos minerales en rocas metamórficas indica las temperaturas y presiones aproximadas a las que la roca sufrió metamorfismo. Estos minerales se conocen como minerales índice . Algunos ejemplos son la sillimanita , la cianita , la estaurolita , la andalucita y algunos granates . ^{[ 15 ]}

Otros minerales, como olivinos , piroxenos , hornblenda , micas , feldespatos y cuarzo , pueden encontrarse en rocas metamórficas, pero no son necesariamente el resultado del proceso de metamorfismo. Estos minerales también pueden formarse durante la cristalización de rocas ígneas. Son estables a altas temperaturas y presiones, y pueden permanecer químicamente inalterados durante el proceso metamórfico. ^{[ 16 ]}

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. ^{[ 17 ]}

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. ^{[ 18 ]}

Muchos tipos de rocas metamórficas muestran una estratificación distintiva llamada foliación (derivada de la palabra latina folia , que significa "hojas"). La foliación se desarrolla cuando una roca se acorta a lo largo de un eje durante la recristalización. 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 dividirla en láminas delgadas. ^{[ 19 ]}

El tipo de foliación que se desarrolla depende del grado metamórfico. ^{[ 20 ]} Por ejemplo, partiendo de una lutita , se desarrolla la siguiente secuencia con el aumento de la temperatura: La lutita se convierte primero en pizarra, que es una roca metamórfica foliada de grano muy fino, característica de un metamorfismo de muy bajo grado. La pizarra, a su vez, se convierte en filita , que es de grano fino y se encuentra en áreas de metamorfismo de bajo grado. El esquisto es de grano medio a grueso y se encuentra en áreas de metamorfismo de grado medio. El metamorfismo de alto grado transforma la roca en gneis , que es de grano grueso a muy grueso. ^{[ 21 ]}

Las rocas sometidas a una presión uniforme desde todos los lados, o aquellas que carecen de minerales con hábitos 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 rocas metamórficas constituyen una de las tres grandes divisiones de todos los tipos de rocas, por lo que existe una gran variedad de tipos de rocas metamórficas. En general, si se puede determinar el protolito de una roca metamórfica, esta se describe añadiendo el prefijo meta- al nombre de la roca protolítica. Por ejemplo, si se sabe que el protolito es basalto , la roca se describirá como metabasalto. Del mismo modo, una roca metamórfica cuyo protolito se sabe que es un conglomerado se describirá como metaconglomerado . Para que una roca metamórfica se clasifique de esta manera, el protolito debe ser identificable a partir de las características de la propia roca metamórfica, y no inferirse de otra información. ^{[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ]}

Según el sistema de clasificación del Servicio Geológico Británico , si lo único que se puede determinar del protolito es su tipo general, como sedimentario o volcánico, la clasificación se basa en la composición mineral (los porcentajes volumétricos de los diferentes minerales en la roca). Las rocas metasedimentarias se dividen en rocas ricas en carbonato (metacarbonatos o rocas calcosilicatadas) o rocas pobres en carbonato, y estas últimas se clasifican además por la abundancia relativa de mica en su composición. Esto abarca desde psamita con bajo contenido de mica hasta semipelita y pelita con alto contenido de mica . Las psamitas compuestas principalmente de cuarzo se clasifican como cuarcita. Las rocas metaígneas se clasifican de forma similar a las rocas ígneas, por su contenido de sílice , desde roca metaultramáfica (con muy bajo contenido de sílice) hasta roca metafélsica (con alto contenido de sílice). ^{[ 23 ]}

Cuando no se puede determinar la composición mineral, como suele ocurrir al examinar la roca por primera vez en el campo , la clasificación debe basarse en la textura. Los tipos texturales son:

• Esquistos , que son rocas de grano medio fuertemente foliadas. ^{[ 23 ]} Estas muestran la esquistosidad más desarrollada, definida como el grado en que los minerales laminares están presentes y alineados en una sola dirección, de modo que la roca se divide fácilmente en placas de menos de un centímetro (0,4 pulgadas) de espesor. ^{[ 24 ]}
• Los gneises , que son de grano más grueso y muestran una foliación más gruesa que los esquistos, con capas de más de 5 mm de espesor. ^{[ 23 ]} Estos muestran una esquistosidad menos desarrollada. ^{[ 24 ]}
• Granofels , que no muestran foliación obvia ^{[ 23 ]} ni esquistosidad. ^{[ 24 ]}

Un hornfels es un granofels que se sabe que resulta del metamorfismo de contacto. Una pizarra es una roca metamórfica de grano fino que se divide fácilmente en láminas delgadas, pero no muestra una estratificación composicional evidente. El término se usa solo cuando se sabe muy poco sobre la roca que permita una clasificación más precisa. Las clasificaciones texturales pueden ir precedidas de prefijos para indicar un protolito sedimentario ( para- , como paraesquisto) o un protolito ígneo ( orto- , como ortogneis). Cuando no se sabe nada sobre el protolito, el nombre textural se usa sin prefijo. Por ejemplo, un esquisto es una roca con textura esquistosa cuyo protolito es incierto. ^{[ 23 ]}

Existen clasificaciones especiales para rocas metamórficas con un protolito volcanoclástico o formadas a lo largo de una falla o mediante circulación hidrotermal . Se utilizan algunos nombres especiales para rocas de protolito desconocido pero de composición modal conocida, como mármol, eclogita o anfibolita . ^{[ 23 ]} También se pueden aplicar nombres especiales de forma más general a rocas dominadas por un solo mineral, o con una composición, modo u origen distintivos. Algunos nombres especiales que aún se utilizan ampliamente incluyen anfibolita, esquisto verde , filita, mármol, serpentinita , eclogita, migmatita , skarn , granulita , milonita y pizarra. ^{[ 24 ]}

La clasificación básica puede complementarse con términos que describan el contenido mineral o la textura. Por ejemplo, un metabasalto que muestra una esquistosidad débil podría describirse como un metabasalto gneísico, y una pelita que contiene abundante estaurolita podría describirse como una pelita de estaurolita. ^{[ 23 ] [ 24 ]}

La roca metamórfica está ampliamente expuesta en cinturones orogénicos producidos por la colisión de placas tectónicas en límites convergentes . Aquí, la roca que antes estaba profundamente enterrada ha sido llevada a la superficie por elevación y erosión. ^{[ 28 ]} La roca metamórfica expuesta en cinturones orogénicos puede haberse metamorfizado simplemente por estar a grandes profundidades bajo la superficie terrestre, sometida a altas temperaturas y a la gran presión causada por el inmenso peso de las capas de roca superiores. Este tipo de metamorfismo regional se conoce como metamorfismo de enterramiento . Esto tiende a producir roca metamórfica de bajo grado. ^{[ 29 ]} Mucho más común es la roca metamórfica formada durante el propio proceso de colisión. ^{[ 30 ]} La colisión de placas causa altas temperaturas, presiones y deformación en las rocas a lo largo de estos cinturones. ^{[ 31 ]} La roca metamórfica formada en estos entornos tiende a mostrar una esquistosidad bien desarrollada. ^{[ 30 ]}

Las rocas metamórficas de los cinturones orogénicos muestran una variedad de facies metamórficas. Donde se produce la subducción , el basalto de la placa subducida se metamorfiza a facies metamórficas de alta presión. Inicialmente, experimenta un metamorfismo de bajo grado a metabasalto de las facies de zeolita y prehnita-pumpellyita , pero a medida que el basalto subduce a mayores profundidades, se metamorfiza a la facies de esquisto azul y luego a la facies de eclogita . El metamorfismo a la facies de eclogita libera una gran cantidad de vapor de agua de la roca, lo que impulsa el vulcanismo en el arco volcánico suprayacente . La eclogita también es significativamente más densa que el esquisto azul, lo que impulsa una mayor subducción de la placa a gran profundidad en el manto terrestre . El metabasalto y el esquisto azul pueden conservarse en cinturones metamórficos de esquisto azul formados por colisiones entre continentes. También pueden conservarse por obducción sobre la placa superior como parte de ofiolitas . ^{[ 32 ]} Ocasionalmente se encuentran eclogitas en sitios de colisión continental, donde la roca subducida regresa rápidamente a la superficie, antes de que pueda transformarse en la facies de granulita en el manto superior caliente. Muchas muestras de eclogita son xenolitos traídos a la superficie por la actividad volcánica. ^{[ 33 ]}

Muchos cinturones orogénicos contienen cinturones metamórficos de alta temperatura y baja presión. Estos pueden formarse por el calentamiento de la roca debido al ascenso de magmas de arcos volcánicos, pero a escala regional. La deformación y el engrosamiento cortical en un cinturón orogénico también pueden producir este tipo de rocas metamórficas. Estas rocas alcanzan las facies de esquistos verdes , anfibolitas o granulitas y son las rocas metamórficas más comunes producidas por metamorfismo regional. La asociación de una zona metamórfica externa de alta presión y baja temperatura con una zona interna de rocas metamórficas de baja presión y alta temperatura se denomina cinturón metamórfico apareado . Las islas principales de Japón muestran tres cinturones metamórficos apareados distintos, que corresponden a diferentes episodios de subducción. ^{[ 34 ] [ 35 ]}

La roca metamórfica también se expone en complejos de núcleo metamórfico , que se forman en regiones de extensión cortical. Se caracterizan por fallas de bajo ángulo que exponen domos de roca metamórfica de la corteza media o inferior. Estos fueron reconocidos y estudiados por primera vez en la provincia de Basin and Range, en el suroeste de Norteamérica, ^{[ 36 ]} pero también se encuentran en el sur del mar Egeo , en las islas D'Entrecasteaux y en otras áreas de extensión. ^{[ 37 ]}

Los escudos continentales son regiones de roca antigua expuesta que conforman los núcleos estables de los continentes. La roca expuesta en las regiones más antiguas de los escudos, de edad Arcaica (más de 2500 millones de años), pertenece principalmente a cinturones de granito-rocas verdes. Estos cinturones contienen roca metavolcánica y metasedimentaria que ha sufrido un grado de metamorfismo relativamente leve, a temperaturas de 350–500 °C (662–932 °F) y presiones de 200–500 MPa (2000–5000 bar) . Se pueden dividir en un grupo inferior de metabasaltos, que incluye metakomatiitas raras ; un grupo medio de roca metaintermedia y metafélsica; y un grupo superior de roca metasedimentaria. ^{[ 38 ]}    

Los cinturones de rocas verdes están rodeados por terrenos de gneis de alto grado que muestran un metamorfismo de baja presión y alta temperatura (más de 500 °C (932 °F) ) altamente deformado a la facies de anfibolita o granulita. Estos forman la mayor parte de la roca expuesta en los cratones arcaicos. ^{[ 38 ]}  

Los cinturones de granito-rocas verdes están intruidos por un grupo distintivo de rocas graníticas llamado tonalita - trondhjemita - granodiorita o suite TTG. Estas son las rocas más voluminosas del cratón y pueden representar una fase temprana importante en la formación de la corteza continental. ^{[ 38 ]}

Las dorsales oceánicas son zonas donde se forma nueva corteza oceánica a medida que las placas tectónicas se separan. El metamorfismo hidrotermal es extenso en estas regiones. Se caracteriza por metasomatismo debido a la circulación de fluidos calientes a través de la roca, lo que produce roca metamórfica de la facies de esquistos verdes. La serpentinita , roca metamórfica , es particularmente característica de estos entornos y representa la transformación química de olivino y piroxeno en roca ultramáfica a minerales del grupo de la serpentina . ^{[ 39 ] [ 30 ]}

El metamorfismo de contacto se produce cuando el magma se inyecta en la roca sólida circundante ( roca de caja ). ^{[ 30 ]} Los cambios que ocurren son mayores donde el magma entra en contacto con la roca porque las temperaturas son más altas en este límite y disminuyen con la distancia. Alrededor de la roca ígnea que se forma a partir del magma en enfriamiento hay una zona metamorfizada llamada aureola de contacto . Las aureolas pueden mostrar todos los grados de metamorfismo desde el área de contacto hasta la roca de caja no metamorfizada (inalterada) a cierta distancia. La formación de minerales de mena importantes puede ocurrir mediante el proceso de metasomatismo en la zona de contacto o cerca de ella. ^{[ 40 ]} Las aureolas de contacto alrededor de grandes plutones pueden tener hasta varios kilómetros de ancho. ^{[ 41 ]}

El término hornfels es utilizado frecuentemente por los geólogos para designar aquellos productos de metamorfismo de contacto, compactos, de grano fino y no foliados. ^{[ 42 ]} La aureola de contacto generalmente muestra poca deformación, por lo que el hornfels suele carecer de esquistosidad y forma una roca dura y equigranular. Si la roca era originalmente bandeada o foliada (como, por ejemplo, una arenisca laminada o un esquisto calcáreo foliado ), este carácter puede no estar obliterado, y el producto es un hornfels bandeado. ^{[ 42 ]} El metamorfismo de contacto cerca de la superficie produce minerales metamórficos distintivos de baja presión, ^{[ 30 ]} tales como espinela , andalucita, vesuvianita o wollastonita . ^{[ 43 ]}

Cambios similares pueden ser inducidos en las lutitas por la quema de capas de carbón . ^{[ 42 ]} Esto produce un tipo de roca llamado clinker . ^{[ 44 ]}

También existe una tendencia al metasomatismo entre el magma ígneo y la roca sedimentaria circundante, mediante la cual los componentes químicos de cada una se intercambian o se introducen en la otra. En ese caso, surgen rocas híbridas llamadas skarn . ^{[ 42 ] [ 45 ]}

El metamorfismo dinámico (cataclástico) tiene lugar localmente a lo largo de las fallas . Aquí, el intenso cizallamiento de la roca suele formar milonitas. ^{[ 30 ]}

El metamorfismo de impacto se diferencia de otras formas de metamorfismo en que tiene lugar durante eventos de impacto de cuerpos extraterrestres. Produce minerales metamórficos de ultra alta presión poco comunes, como la coesita y la estishovita . ^{[ 46 ]} La coesita raramente se encuentra en la eclogita que aflora a la superficie en chimeneas de kimberlita , pero la presencia de estishovita es exclusiva de las estructuras de impacto. ^{[ 47 ]}