Metamorfismo

El metamorfismo es la transformación de la roca existente (el protolito) en roca con una composición o textura mineral diferente. El metamorfismo tiene lugar a temperaturas superiores a 150 a 200 °C (300 a 400 °F) y, a menudo, también a presiones elevadas o en presencia de fluidos químicamente activos, pero la roca permanece en su mayor parte sólida durante la transformación. El metamorfismo es distinto de la meteorización o la diagénesis, que son cambios que tienen lugar en la superficie de la Tierra o justo debajo de ella.

Existen varias formas de metamorfismo, incluido el metamorfismo regional, de contacto, hidrotermal, de choque y dinámico. Éstos difieren en las temperaturas, presiones y velocidades características a las que tienen lugar y en la medida en que intervienen fluidos reactivos. El metamorfismo que ocurre en condiciones de presión y temperatura crecientes se conoce como metamorfismo progresivo, mientras que la temperatura y la presión decrecientes caracterizan el metamorfismo retrógrado.

La petrología metamórfica es el estudio del metamorfismo. Los petrólogos metamórficos confían en gran medida en la mecánica estadística y la petrología experimental para comprender los procesos metamórficos.

Procesos metamórficos

El metamorfismo es el conjunto de procesos por los cuales la roca existente se transforma física o químicamente a temperatura elevada, sin llegar a fundirse en grado alguno. La importancia del calentamiento en la formación de rocas metamórficas fue reconocida por primera vez por el naturalista escocés pionero, James Hutton, a quien a menudo se describe como el padre de la geología moderna. Hutton escribió en 1795 que algunos lechos rocosos de las Tierras Altas de Escocia habían sido originalmente rocas sedimentarias, pero que habían sido transformadas por el gran calor.

Hutton también especuló que la presión era importante en el metamorfismo. Esta hipótesis fue probada por su amigo, James Hall, quien selló tiza en un recipiente a presión improvisado construido con el cañón de un cañón y lo calentó en un horno de fundición de hierro. Hall descubrió que esto producía un material muy parecido al mármol, en lugar de la cal viva habitual que se produce al calentar la tiza al aire libre. Posteriormente, los geólogos franceses agregaron el metasomatismo, la circulación de fluidos a través de rocas enterradas, a la lista de procesos que ayudan a producir el metamorfismo. Sin embargo, el metamorfismo puede tener lugar sin metasomatismo (metamorfismo isoquímico) o a profundidades de unos pocos cientos de metros donde las presiones son relativamente bajas (por ejemplo, en el metamorfismo de contacto).

La roca se puede transformar sin derretirse porque el calor hace que se rompan los enlaces atómicos, liberando a los átomos para que se muevan y formen nuevos enlaces con otros átomos. El fluido poroso presente entre los granos minerales es un medio importante a través del cual se intercambian los átomos. Esto permite la recristalización de minerales existentes o la cristalización de nuevos minerales con diferentes estructuras cristalinas o composiciones químicas (neocristalización). La transformación convierte los minerales del protolito en formas que son más estables (más cercanas al equilibrio químico) en las condiciones de presión y temperatura en las que tiene lugar el metamorfismo.

En general, se considera que el metamorfismo comienza a temperaturas de 100 a 200 ° C (212 a 392 ° F). Esto excluye los cambios diagenéticos debido a la compactación y litificación, que resultan en la formación de rocas sedimentarias. El límite superior de las condiciones metamórficas se encuentra en el solidus de la roca, que es la temperatura a la que la roca comienza a fundirse. En este punto, el proceso se convierte en un proceso ígneo. La temperatura solidus depende de la composición de la roca, la presión y si la roca está saturada con agua. Las temperaturas típicas de solidus varían desde 650 ° C (1202 ° F) para granito húmedo a unos pocos cientos de megapascales (Mpa) de presión hasta aproximadamente 1080 ° C (1980 ° F) para basalto húmedo a presión atmosférica.Las migmatitas son rocas formadas en este límite superior, que contienen vainas y vetas de material que ha comenzado a fundirse pero que no se ha segregado completamente del residuo refractario.

El proceso metamórfico puede ocurrir a casi cualquier presión, desde la presión cercana a la superficie (para el metamorfismo de contacto) hasta presiones superiores a 16 kbar (1500 Mpa).

Recristalización

El cambio en el tamaño del grano y la orientación de la roca durante el proceso de metamorfismo se denomina recristalización. Por ejemplo, los pequeños cristales de calcita en las rocas sedimentarias piedra caliza y tiza se transforman en cristales más grandes en el mármol de roca metamórfica. En la arenisca metamorfoseada, 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, están entrelazados. Tanto las altas temperaturas como las presiones contribuyen a la recristalización. Las altas temperaturas permiten que los átomos y los iones en los cristales sólidos migren, reorganizando así los cristales, mientras que las altas presiones provocan la solución de los cristales dentro de la roca en sus puntos de contacto (solución a presión) y la redeposición en el espacio poroso.

Durante la recristalización, la identidad del mineral no cambia, solo su textura. La recristalización generalmente comienza cuando las temperaturas superan la mitad del punto de fusión del mineral en la escala Kelvin.

La solución a presión comienza durante la diagénesis (el proceso de litificación de los 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 tensados ​​comienzan a ser reemplazados por nuevos granos de cuarzo pequeños, no tensados, produciendo una textura de mortero que se puede identificar en secciones delgadas bajo un microscopio polarizador.. Con el aumento del grado de metamorfismo, una mayor recristalización produce una textura de espuma, caracterizada por granos poligonales que se encuentran en uniones triples, y luego una textura porfiroblástica, caracterizada por granos gruesos e irregulares, incluidos algunos granos más grandes (porfiroblastos).

Las rocas metamórficas son típicamente más cristalinas que el protolito del que se formaron. Los átomos en el interior de un cristal están rodeados por una disposición estable de átomos vecinos. Esto falta parcialmente en la superficie del cristal, lo que produce una energía superficial que hace que la superficie sea termodinámicamente inestable. La recristalización en cristales más gruesos reduce el área superficial y, por lo tanto, minimiza la energía superficial.

Aunque el engrosamiento del grano es un resultado común del metamorfismo, la roca que se deforma intensamente puede eliminar la energía de deformación al recristalizarse como una roca de grano fino llamada milonita. Ciertos tipos de rocas, como las ricas en cuarzo, minerales de carbonato u olivino, son particularmente propensas a formar milonitas, mientras que el feldespato y el granate son resistentes a la milonitización.

Cambio de fase

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 cianita. Los tres tienen la misma composición, Al ₂ SiO ₅. La cianita es estable en condiciones superficiales. Sin embargo, a presión atmosférica, la cianita se transforma en andalucita a una temperatura de unos 190 °C (374 °F). La andalucita, a su vez, se transforma en silimanita cuando la temperatura alcanza los 800 °C (1470 °F). A presiones superiores a unos 4 kbar (400 Mpa), la cianita se transforma directamente en silimanita a medida que aumenta la temperatura.A veces se observa un cambio de fase similar entre la calcita y el aragonito, con la calcita transformándose en aragonito a presión elevada y temperatura relativamente baja.

Neocristalización

La neocristalización implica la creación de nuevos cristales minerales diferentes del protolito. Las reacciones químicas digieren los minerales del protolito que produce nuevos minerales. Este es un proceso muy lento ya que también puede implicar la difusión de átomos a través de cristales sólidos.

Un ejemplo de reacción de neocristalización es la reacción de fayalita con plagioclasa a presión y temperatura elevadas para formar granate. la reacción es:

Muchas reacciones complejas a alta temperatura pueden tener lugar entre minerales sin que se fundan, y cada conjunto de minerales producido nos proporciona una pista sobre las temperaturas y presiones en el momento del metamorfismo. Estas reacciones son posibles debido a la rápida difusión de los átomos a temperatura elevada. El fluido de los poros entre los granos minerales puede ser un medio importante a través del cual se intercambian los átomos.

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 las zonas de subducción, los minerales hidratados se descomponen y producen grandes cantidades de agua. El agua sube al manto suprayacente, donde reduce la temperatura de fusión de la roca del manto, generando magma a través de la fusión del flujo. Los magmas derivados del manto pueden finalmente llegar a la superficie de la Tierra, lo que resulta en erupciones volcánicas. Los volcanes de arco resultantes tienden a producir erupciones peligrosas, porque su alto contenido de agua los hace extremadamente explosivos.

Los ejemplos de reacciones de deshidratación que liberan agua incluyen:

Un ejemplo de una reacción de descarbonatación es:

Deformación plastica

En la deformación plástica, se aplica presión al protolito, lo que hace que se corte o doble, pero no se rompa. Para que esto suceda, las temperaturas deben ser lo suficientemente altas como para que no se produzcan fracturas frágiles, pero no tan altas como para que se produzca la difusión de los cristales. Al igual que con la solución a presión, las primeras etapas de la deformación plástica comienzan durante la diagénesis.

Tipos

Regional

El metamorfismo regional es un término general para el metamorfismo que afecta a regiones enteras de la corteza terrestre. Con mayor frecuencia se refiere al metamorfismo dinamotérmico, que tiene lugar en los cinturones orogénicos (regiones donde se está formando una montaña), pero también incluye el metamorfismo de entierro, que resulta simplemente de que la roca se entierra a grandes profundidades debajo de la superficie de la Tierra en una cuenca hundida.

Dinamotérmico

Para muchos geólogos, el metamorfismo regional es prácticamente sinónimo de metamorfismo dinamotérmico. 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 de la corteza profundamente enterrada está sujeta a altas temperaturas y presiones y se deforma intensamente. La erosión posterior de las montañas expone las raíces del cinturón orogénico como extensos afloramientos de roca metamórfica, característicos de las cadenas montañosas.

La roca metamórfica formada en estos entornos tiende a mostrar una foliación bien desarrollada. La foliación se desarrolla cuando una roca se acorta a lo largo de un eje durante el metamorfismo. Esto hace que los cristales de minerales laminares, como la mica y la clorita, giren de modo que sus ejes cortos sean paralelos a la dirección de acortamiento. Esto da como resultado una roca con bandas o foliada, con bandas que muestran los colores de los minerales que las formaron. La roca foliada a menudo desarrolla planos de clivaje. La pizarra es un ejemplo de roca metamórfica foliada, que se origina en el esquisto, y normalmente muestra una hendidura bien desarrollada que permite que la pizarra se divida en placas delgadas.

El tipo de foliación que desarrolla depende del grado metamórfico. Por ejemplo, a partir 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 del metamorfismo de grado muy bajo. La pizarra, a su vez, se convierte en filita, que es de grano fino y se encuentra en áreas de bajo grado de metamorfismo. 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.

Las rocas que estuvieron sujetas a una presión uniforme desde todos los lados, o aquellas que carecen de minerales con hábitos de crecimiento distintivos, no serán foliadas. El mármol carece de minerales laminares y generalmente no está foliado, lo que permite su uso como material para la escultura y la arquitectura.

Las orogenias de colisión están precedidas por la subducción de la corteza oceánica. Las condiciones dentro de la losa en subducción a medida que se sumerge hacia el manto en una zona de subducción producen sus propios efectos metamórficos regionales distintivos, caracterizados por cinturones metamórficos emparejados.

El trabajo pionero de George Barrow sobre el metamorfismo regional en las Tierras Altas de Escocia mostró que algún metamorfismo regional produce zonas mapeables bien definidas de 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 exclusivo ni siquiera de las rocas pelíticas. Una secuencia diferente en el noreste de Escocia define el metamorfismo de Buchan, que tuvo lugar a una presión más baja que la Barroviana.

Entierro

El metamorfismo de entierro tiene lugar simplemente cuando la roca se entierra a grandes profundidades debajo de la superficie de la Tierra en una cuenca hundida. Aquí la roca sometida a altas temperaturas ya la gran presión provocada por el inmenso peso de las capas rocosas superiores. El metamorfismo de entierro tiende a producir rocas metamórficas de bajo grado. Esto no muestra ninguno de los efectos de deformación y plegamiento tan característicos del metamorfismo dinamotérmico.

Los ejemplos de rocas metamórficas formadas por metamorfismo de entierro incluyen algunas de las rocas del Sistema de grietas del continente medio de América del Norte, como la cuarcita Sioux, y en la cuenca Hamersley de Australia.

Contacto (térmico)

El metamorfismo de contacto ocurre típicamente alrededor de rocas ígneas intrusivas como resultado del aumento de temperatura causado por la intrusión de magma en rocas más frías. El área que rodea la intrusión donde están presentes los efectos del metamorfismo de contacto se denomina aureola metamórfica, aureola de contacto o simplemente aureola. Las rocas metamórficas de contacto se conocen generalmente como hornfels. Las rocas formadas por metamorfismo de contacto pueden no presentar signos de fuerte deformación y, a menudo, son de grano fino y extremadamente resistentes.

El metamorfismo de contacto es mayor junto a la intrusión y se disipa con la distancia del contacto. 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 pequeñas aureolas con un metamorfismo mínimo, que se extienden no más de uno o dos espesores de dique en la roca circundante, mientras que las aureolas alrededor de los batolitos pueden tener varios kilómetros de ancho.

El grado metamórfico de una aureola se mide por el mineral metamórfico máximo que se forma en la aureola. Esto generalmente está relacionado con las temperaturas metamórficas de las rocas pelíticas o de aluminosilicato y los minerales que forman. Los grados metamórficos de aureolas a poca profundidad son hornfels de albita-epidota, hornfels de hornblenda, hornfels de piroxeno y hornfels de sillimanita, en orden creciente de temperatura de formación. Sin embargo, el hornfels de albita-epidota a menudo no se forma, a pesar de que es el grado de temperatura más bajo.

Los fluidos magmáticos provenientes de la roca intrusiva también pueden participar en las reacciones metamórficas. Una amplia adición de fluidos magmáticos puede modificar significativamente la química de las rocas afectadas. En este caso, el metamorfismo se convierte en metasomatismo. Si la roca intruida es rica en carbonato, el resultado es un skarn. Las aguas magmáticas ricas en flúor que dejan un granito enfriándose a menudo pueden formar greisens dentro y adyacentes al contacto del granito. Las aureolas alteradas metasomáticas pueden localizar la deposición de minerales metálicos y, por lo tanto, son de interés económico.

La fenitización, o Na-metasomatismo, es una forma distintiva de metamorfismo de contacto acompañada de metasomatismo. Se lleva a cabo alrededor de las intrusiones de un tipo raro de magma llamado carbonatita que es altamente enriquecido en carbonatos y bajo en sílice. Los cuerpos de enfriamiento del magma de carbonatita emiten fluidos altamente alcalinos ricos en sodio a medida que se solidifican, y el fluido reactivo caliente reemplaza gran parte del contenido mineral en la aureola con minerales ricos en sodio.

Un tipo especial de metamorfismo de contacto, asociado con incendios de combustibles fósiles, se conoce como pirometamorfismo.

Hidrotermal

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 una roca existente y el fluido invasor desencadena un conjunto de reacciones metamórficas y metasomáticas. El fluido hidrotermal puede ser magmático (originarse en un magma intruso), agua subterránea circulante o agua del océano. La circulación convectiva de fluidos hidrotermales en los basaltos del fondo del océano produce un metamorfismo hidrotermal extenso adyacente a los centros de expansión y otras áreas volcánicas submarinas. Los fluidos finalmente escapan a través de respiraderos en el fondo del océano conocidos como fumadores negros. Los patrones de esta alteración hidrotermal se utilizan como guía en la búsqueda de yacimientos de minerales metálicos valiosos.

Choque

El metamorfismo de choque ocurre cuando un objeto extraterrestre (un meteorito, por ejemplo) choca con la superficie de la Tierra. El metamorfismo de impacto se caracteriza, por lo tanto, por condiciones de ultra alta presión y baja temperatura. Los minerales resultantes (como SiO ₂ polimorfos coesita y stishovita) y las texturas son característicos de estas condiciones.

Dinámica

El metamorfismo dinámico está asociado con zonas de alta tensión, como las zonas de falla. En estos ambientes, 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 las condiciones de equilibrio químico y las texturas producidas por el metamorfismo dinámico son más significativas que la composición mineral.

Hay tres mecanismos de deformación por los cuales la roca se deforma mecánicamente. Estos son cataclasis, la deformación de la roca a través de la fractura y rotación de granos minerales; deformación plástica de cristales minerales individuales; y movimiento de átomos individuales por procesos de difusión. 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.

En las profundidades más superficiales, una zona de falla se llenará con varios tipos de roca cataclástica no consolidada, como gubia de falla o brecha de falla. A mayores profundidades, estos son reemplazados por rocas cataclásticas consolidadas, como brechas trituradas, en las que los fragmentos de roca más grandes están cementados por calcita o cuarzo. A profundidades superiores a unos 5 kilómetros (3,1 millas), cataclasitasAparecer; estas son rocas bastante duras que consisten en fragmentos de roca triturada en una matriz de pedernal, que se forma solo a temperatura elevada. A profundidades aún mayores, donde las temperaturas superan los 300 ° C (572 ° F), se produce una deformación plástica 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. Se distingue de la roca circundante por su tamaño de grano más fino.

Existe evidencia considerable de que las cataclasitas se forman tanto por deformación plástica y recristalización como por fractura frágil de los granos, y que es posible que la roca nunca pierda completamente la cohesión durante el proceso. Diferentes minerales se vuelven dúctiles a diferentes temperaturas, siendo el cuarzo uno de los primeros en volverse dúctil, y la roca cortada compuesta de diferentes minerales puede mostrar simultáneamente deformación plástica y fractura frágil.

La velocidad de deformación también afecta la forma en que se deforman las rocas. La deformación dúctil es más probable a velocidades de deformación bajas (menos de 10 segundos) en la corteza media e inferior, pero las velocidades de deformación altas pueden causar una deformación frágil. A las velocidades de deformación más altas, la roca puede calentarse tanto que se derrita brevemente, formando una roca vítrea llamada pseudotaquilita. Las pseudotaquilitas parecen estar restringidas a rocas secas, como la granulita.

Clasificación de las rocas metamórficas

Las rocas metamórficas se clasifican por su protolito, si esto se puede determinar a partir de las propiedades de la propia roca. Por ejemplo, si el examen de una roca metamórfica muestra que su protolito era basalto, se describirá como metabasalto. Cuando no se puede determinar el protolito, la roca se clasifica por su composición mineral o por su grado de foliación.

Grados metamórficos

El grado metamórfico es una indicación informal de la cantidad o grado de metamorfismo.

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

Grado bajo ------------------- Grado intermedio --------------------- Grado altoEsquisto verde ------------- Anfibolita ----------------------- GranulitaPizarra --- Filita ---------- Esquisto ---------------------- Gneis --- Migmatitazona de cloritozona de biotitazona granateZona de estaurolitazona de cianitazona de sillimanita

Una indicación más completa de esta intensidad o grado la proporciona el concepto de facies metamórficas.

Facies metamórficas

Las facies metamórficas son terrenos o zonas reconocibles con un conjunto de minerales clave que estuvieron en equilibrio bajo un rango específico de temperatura y presión durante un evento metamórfico. Las facies llevan el nombre de la roca metamórfica formada bajo esas condiciones de facies a partir de basalto.

El conjunto mineral particular depende en cierta medida de la composición de ese protolito, de modo que (por ejemplo) la facies de anfibolita de un mármol no será idéntica a la facies de anfibolita de una pelita. Sin embargo, las facies se definen de tal manera que las rocas metamórficas con una gama de composiciones tan amplia como sea posible se pueden asignar a una facies particular. La definición actual de facies metamórficas se basa en gran medida en el trabajo del geólogo finlandés Pentti Eskola en 1921, con mejoras basadas en trabajos experimentales posteriores. Eskola se basó en los esquemas zonales, basados ​​en minerales índice, que fueron iniciados por el geólogo británico George Barrow.

La facies metamórfica generalmente no se considera al clasificar las rocas metamórficas según el protolito, el modo mineral o la textura. Sin embargo, algunas facies metamórficas producen rocas de un carácter tan distintivo que el nombre de facies se usa para la roca 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 de rocas metamorfoseadas en facies de granulita. En cambio, dicha roca a menudo se clasificará como granofels. Sin embargo, esto no es aceptado universalmente.

Consulte el diagrama para obtener más detalles.

Progrado y retrógrado

El metamorfismo se divide además en metamorfismo progrado y retrógrado. El metamorfismo progresivo implica el cambio de ensamblajes minerales (paragénesis) con condiciones de temperatura y (generalmente) de presión crecientes. Estas son reacciones de deshidratación en estado sólido e involucran la pérdida de volátiles como agua o dióxido de carbono. El metamorfismo progresivo da como resultado una roca característica de la máxima presión y temperatura experimentada. Las rocas metamórficas por lo general no sufren más cambios cuando vuelven a la superficie.

El metamorfismo retrógrado implica la reconstitución de una roca a través de la revolatización bajo temperaturas (y generalmente presiones) decrecientes, lo que permite que los conjuntos minerales formados en el metamorfismo progrado vuelvan a ser más estables en condiciones menos extremas. Este es un proceso relativamente poco común, porque los volátiles producidos durante el metamorfismo progresivo generalmente migran fuera de la roca y no están disponibles para recombinarse con la roca durante el enfriamiento. El metamorfismo retrógrado localizado puede tener lugar cuando las fracturas en la roca proporcionan un camino para que el agua subterránea entre en la roca que se está enfriando.

Ensambles minerales de equilibrio

Los procesos metamórficos actúan acercando al protolito al equilibrio termodinámico, que es su estado de máxima estabilidad. Por ejemplo, el esfuerzo cortante (esfuerzo no hidrodinámico) es incompatible con el equilibrio termodinámico, por lo que la roca cortada tenderá a deformarse de manera que alivie el esfuerzo cortante. El conjunto más estable de minerales para una roca de una composición dada es el que minimiza la energía libre de Gibbs.{displaystyle G(p,T)=U+pV-TS}

donde:

• U es la energía interna (unidad SI: joule),
• p es presión (unidad SI: pascal),
• V es volumen (unidad SI: m),
• T es la temperatura (unidad SI: kelvin),
• S es la entropía (unidad SI: julio por kelvin),

En otras palabras, una reacción metamórfica tendrá lugar solo si reduce la energía libre de Gibbs total del protolito. La recristalización en cristales más gruesos reduce la energía libre de Gibbs al reducir la energía superficial, mientras que los cambios de fase y la neocristalización reducen la energía libre de Gibbs a granel. Una reacción comenzará a la temperatura y presión donde la energía libre de Gibbs de los reactivos sea mayor que la de los productos.

Una fase mineral generalmente será más estable si tiene una energía interna más baja, lo que refleja una unión más estrecha entre sus átomos. Las fases con una mayor densidad (expresada como menor volumen molar V) son más estables a mayor presión, mientras que los minerales con una estructura menos ordenada (expresada como mayor entropía S) son favorecidos a alta temperatura. Así, la andalucita es estable solo a baja presión, ya que tiene la densidad más baja de cualquier polimorfo de silicato de aluminio, mientras que la silimanita es la forma estable a temperaturas más altas, ya que tiene la estructura menos ordenada.

La energía libre de Gibbs de un mineral en particular a una temperatura y presión específicas se puede expresar mediante varias fórmulas analíticas. Estos se calibran contra las propiedades medidas experimentalmente y los límites de fase de los ensamblajes minerales. El conjunto de minerales de equilibrio para una composición de roca a granel dada a una temperatura y presión específicas se puede calcular en una computadora.

Sin embargo, a menudo es muy útil representar conjuntos de minerales en equilibrio utilizando varios tipos de diagramas. Estos incluyen cuadrículas petrogenéticas y diagramas de compatibilidad (diagramas de fase composicional).

Redes petrogenéticas

Una cuadrícula petrogenética es un diagrama de fase geológico que traza reacciones metamórficas derivadas experimentalmente en sus condiciones de presión y temperatura para una composición de roca determinada. Esto permite a los petrólogos metamórficos determinar las condiciones de presión y temperatura bajo las cuales se metamorfosean las rocas. El diagrama de fase de nesosilicato de 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). Como la roca se somete a diferentes temperaturas y presiones, podría ser cualquiera de los tres minerales polimórficos dados.Para una roca que contiene múltiples fases, se pueden trazar los límites entre muchas transformaciones de fase, aunque la cuadrícula petrogenética se complica rápidamente. Por ejemplo, una cuadrícula petrogenética podría mostrar tanto las transiciones de fase de silicato de aluminio como la transición de silicato de aluminio más feldespato de potasio a moscovita más cuarzo.

Diagramas de compatibilidad

Mientras que una cuadrícula petrogenética muestra las fases de una sola composición en un rango de temperatura y presión, un diagrama de compatibilidad muestra cómo varía el conjunto de minerales 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 en condiciones particulares de presión y temperatura. Debido a la dificultad de representar más de tres componentes (como un diagrama ternario), por lo general solo se trazan los tres componentes más importantes, aunque ocasionalmente se traza un diagrama de compatibilidad para cuatro componentes como un tetraedro proyectado.