Ciclo de las rocas

El ciclo de las rocas es un concepto básico en geología que describe las transiciones a través del tiempo geológico entre los tres tipos principales de rocas: sedimentarias, metamórficas e ígneas. Cada tipo de roca se altera cuando es forzado a salir de sus condiciones de equilibrio. Por ejemplo, una roca ígnea como el basalto puede romperse y disolverse cuando se expone a la atmósfera, o derretirse cuando es subducida bajo un continente. Debido a las fuerzas impulsoras del ciclo de las rocas, la tectónica de placas y el ciclo del agua, las rocas no permanecen en equilibrio y cambian a medida que encuentran nuevos entornos. El ciclo de las rocas explica cómo se relacionan entre sí los tres tipos de rocas y cómo los procesos cambian de un tipo a otro con el tiempo. Este aspecto cíclico hace que el cambio de rocas sea un ciclo geológico y, en los planetas que contienen vida, un ciclo biogeoquímico.

El ciclo de las rocas

Transición a roca ígnea

Cuando las rocas se empujan profundamente bajo la superficie de la Tierra, pueden derretirse en magma. Si ya no existen las condiciones para que el magma permanezca en su estado líquido, se enfría y se solidifica en una roca ígnea. Una roca que se enfría dentro de la Tierra se llama intrusiva o plutónica y se enfría muy lentamente, produciendo una textura de grano grueso como la roca de granito. Como resultado de la actividad volcánica, el magma (que se llama lava cuando llega a la superficie de la Tierra) puede enfriarse muy rápidamente en la superficie de la Tierra expuesta a la atmósfera y se denominan rocas extrusivas o volcánicas. Estas rocas son de grano fino y, a veces, se enfrían tan rápidamente que no se pueden formar cristales y dar como resultado un vidrio natural, como la obsidiana; sin embargo, la roca de grano fino más común se conoce como basalto. Cualquiera de los tres tipos principales de rocas (ígneas, sedimentarias y metamórficas).

Cambios secundarios

El cambio epigenético (procesos secundarios que ocurren a bajas temperaturas y bajas presiones) puede organizarse bajo varios encabezados, cada uno de los cuales es típico de un grupo de rocas o minerales formadores de rocas, aunque generalmente más de una de estas alteraciones está en progreso en la misma roca La silicificación, el reemplazo de los minerales por sílice cristalina o criptocristalina, es más común en rocas félsicas, como la riolita, pero también se encuentra en serpentina, etc. La caolinización es la descomposición de los feldespatos, que son los minerales más comunes en rocas ígneas, en caolín (junto con cuarzo y otros minerales arcillosos); se muestra mejor con granitos y sienitas. La serpentinización es la alteración del olivino a serpentina (con magnetita); es típico de las peridotitas, pero ocurre en la mayoría de las rocas máficas. En la uralitización, la hornblenda secundaria reemplaza a la augita; la cloritización es la alteración de la augita (biotita o hornblenda) a clorita, y se observa en muchas diabasas, dioritas y piedras verdes. La epidotización ocurre también en rocas de este grupo y consiste en el desarrollo de epidota a partir de biotita, hornblenda, augita o plagioclasa feldespato.

Transición a roca metamórfica

Las rocas expuestas a altas temperaturas y presiones pueden cambiar física o químicamente para formar una roca diferente, llamada metamórfica. El metamorfismo regional se refiere a los efectos sobre grandes masas de rocas en un área amplia, generalmente asociado con eventos de formación de montañas dentro de los cinturones orogénicos. Estas rocas comúnmente exhiben distintas bandas de diferente mineralogía y colores, llamadas foliación. Otro tipo principal de metamorfismo se produce cuando un cuerpo de roca entra en contacto con una intrusión ígnea que calienta la roca circundante. Este metamorfismo de contactoresulta en una roca que es alterada y recristalizada por el calor extremo del magma y/o por la adición de fluidos del magma que agregan químicos a la roca circundante (metasomatismo). Cualquier tipo de roca preexistente puede ser modificada por los procesos de metamorfismo.

Transición a roca sedimentaria

Las rocas expuestas a la atmósfera son variablemente inestables y están sujetas a procesos de meteorización y erosión. La meteorización y la erosión rompen la roca original en fragmentos más pequeños y se llevan el material disuelto. Este material fragmentado se acumula y es enterrado por material adicional. Si bien un grano de arena individual sigue siendo miembro de la clase de roca a partir de la cual se formó, una roca formada por tales granos fusionados es sedimentaria. Las rocas sedimentarias pueden formarse a partir de la litificación de estos fragmentos más pequeños enterrados (roca sedimentaria clástica), la acumulación y litificación de material generado por organismos vivos (roca sedimentaria biogénica - fósiles), o la litificación de material químicamente precipitado a partir de una solución portadora de minerales debido a evaporación (precipitar roca sedimentaria). Las rocas clásticas se pueden formar a partir de fragmentos desprendidos de rocas más grandes de cualquier tipo, debido a procesos como la erosión oa partir de material orgánico, como restos de plantas. Las rocas biogénicas y precipitadas se forman a partir de la deposición de minerales a partir de sustancias químicas disueltas de todos los demás tipos de rocas.

Fuerzas que impulsan el ciclo de las rocas

Placas tectónicas

En 1967, J. Tuzo Wilson publicó un artículo en Nature en el que describía la apertura y el cierre repetidos de las cuencas oceánicas, centrándose en particular en el área actual del Océano Atlántico. Este concepto, una parte de la revolución de las placas tectónicas, se conoció como el ciclo de Wilson. El ciclo de Wilson ha tenido efectos profundos en la interpretación moderna del ciclo de las rocas a medida que se reconoce que la tectónica de placas es la fuerza impulsora del ciclo de las rocas.

Crestas que se extienden

En los límites divergentes del medio del océano se produce magma nuevo por el afloramiento del manto y una zona de fusión poco profunda. Este magma basáltico juvenil es una fase temprana de la porción ígnea del ciclo. A medida que las placas tectónicas a ambos lados de la dorsal se separan, la nueva roca se aleja de la dorsal, la interacción del agua de mar caliente que circula a través de las fracturas inicia el metamorfismo retrógrado de la nueva roca.

Zonas de subducción

La nueva corteza oceánica basáltica finalmente se encuentra con una zona de subducción a medida que se aleja de la dorsal en expansión. A medida que esta corteza retrocede hacia el manto, las condiciones crecientes de presión y temperatura provocan una reestructuración de la mineralogía de la roca, este metamorfismo altera la roca para formar eclogita. A medida que la losa de corteza basáltica y algunos sedimentos incluidos son arrastrados a mayor profundidad, el agua y otros materiales más volátiles son expulsados ​​y se elevan hacia la cuña de roca suprayacente sobre la zona de subducción, que se encuentra a una presión más baja. El material de baja presión, alta temperatura y ahora rico en volátiles en esta cuña se derrite y el magma flotante resultante se eleva a través de la roca suprayacente para producir un vulcanismo de arco de isla o margen continental.

A veces, parte de la losa metamorfoseada que desciende puede ser empujada hacia arriba u obducida hacia el margen continental. Estos bloques de peridotita del manto y las eclogitas metamórficas están expuestas como complejos de ofiolita.

El material volcánico recién erupcionado está sujeto a una rápida erosión dependiendo de las condiciones climáticas. Estos sedimentos se acumulan dentro de las cuencas a ambos lados de un arco de islas. A medida que los sedimentos se entierran más profundamente, comienza la litificación y se produce la roca sedimentaria.

Colisión continental

En la fase de cierre del ciclo clásico de Wilson, dos terrenos continentales o más pequeños se encuentran en una zona convergente. Cuando las dos masas de la corteza continental se encuentran, ninguna puede subducirse ya que ambas son rocas silícicas de baja densidad. Cuando las dos masas se encuentran, tremendas fuerzas de compresión distorsionan y modifican las rocas involucradas. El resultado es un metamorfismo regional dentro del interior de la orogenia subsiguiente o evento de formación de montañas. A medida que las dos masas son comprimidas, plegadas y falladas en una cadena montañosa por la colisión continental, todo el conjunto de unidades de rocas ígneas, volcánicas, sedimentarias y metamórficas anteriores preexistentes está sujeta a este nuevo evento metamórfico.

Erosión acelerada

Las altas cadenas montañosas producidas por las colisiones continentales están inmediatamente sujetas a las fuerzas de la erosión. La erosión desgasta las montañas y se desarrollan montones masivos de sedimentos en los márgenes oceánicos adyacentes, mares poco profundos y como depósitos continentales. A medida que estas pilas de sedimentos se entierran más profundamente, se litifican en roca sedimentaria. Las rocas metamórficas, ígneas y sedimentarias de las montañas se convierten en las nuevas pilas de sedimentos en las cuencas adyacentes y eventualmente se convierten en rocas sedimentarias.

Un proceso en evolución

El ciclo de las rocas de la tectónica de placas es un proceso evolutivo. La generación de magma, tanto en el entorno de la cresta en expansión como dentro de la cuña por encima de una zona de subducción, favorece la erupción de la fracción más rica en sílice y volátiles del material de la corteza o del manto superior. Este material de menor densidad tiende a permanecer dentro de la corteza y no se subduce de nuevo al manto. Los aspectos magmáticos de la tectónica de placas tienden a una segregación gradual dentro o entre el manto y la corteza. A medida que se forma el magma, la fusión inicial se compone de las fases más silícicas que tienen un punto de fusión más bajo. Esto conduce a una fusión parcial y una mayor segregación de la litosfera. Además, la corteza continental silícica es relativamente flotante y normalmente no se subduce de nuevo al manto. Entonces, con el tiempo, las masas continentales se hacen cada vez más grandes.

El papel del agua

La presencia de abundante agua en la Tierra es de gran importancia para el ciclo de las rocas. Los más obvios quizás sean los procesos de meteorización y erosión impulsados ​​por el agua. El agua en forma de precipitación y agua ácida del suelo y del agua subterránea es bastante eficaz para disolver minerales y rocas, especialmente aquellas rocas ígneas y metamórficas y rocas sedimentarias marinas que son inestables cerca de la superficie y en condiciones atmosféricas. El agua se lleva los iones disueltos en solución y los fragmentos descompuestos que son los productos de la meteorización. El agua corriente transporta grandes cantidades de sedimentos en los ríos de regreso al océano y las cuencas interiores. Los sedimentos acumulados y enterrados se vuelven a convertir en roca.

Un papel menos obvio del agua es en los procesos de metamorfismo que ocurren en las rocas volcánicas frescas del lecho marino cuando el agua de mar, a veces calentada, fluye a través de las fracturas y hendiduras de la roca. Todos estos procesos, ilustrados por la serpentinización, son una parte importante de la destrucción de la roca volcánica.

El papel del agua y otros volátiles en el derretimiento de la roca de la corteza existente en la cuña sobre una zona de subducción es una parte muy importante del ciclo. Junto con el agua, la presencia de dióxido de carbono y otros compuestos de carbono de la abundante piedra caliza marina dentro de los sedimentos sobre la losa descendente es otra fuente de volátiles que inducen el derretimiento. Esto implica el ciclo del carbono como parte del ciclo general de las rocas.