Rocas metamórficas

Las rocas metamórficas surgen de la transformación de rocas existentes en nuevos tipos de rocas, en un proceso llamado metamorfismo. La roca original (protolito) se somete a temperaturas superiores a 150 a 200 °C (300 a 400 °F) y, a menudo, a una presión elevada de 100 megapascales (1000 bar) o más, lo que provoca profundos cambios físicos o químicos. Durante este proceso, la roca permanece principalmente en estado sólido, pero se recristaliza gradualmente en una nueva textura o composición mineral. El protolito puede ser una roca ígnea, sedimentaria o metamórfica existente.

Las rocas metamórficas constituyen una gran parte de la corteza terrestre y forman el 12% de la superficie terrestre de la Tierra.Se clasifican por su protolito, su composición química y mineral y su textura. Pueden formarse simplemente por estar profundamente enterrados bajo la superficie de la Tierra, donde están sujetos a altas temperaturas y la gran presión de las capas de roca de arriba. También pueden formarse a partir de procesos tectónicos como las colisiones continentales, que provocan presión horizontal, fricción y distorsión. La roca metamórfica se puede formar localmente cuando la roca se calienta por la intrusión de roca fundida caliente llamada magma desde el interior de la Tierra. El estudio de las rocas metamórficas (ahora expuestas en la superficie de la Tierra después de la erosión y el levantamiento) brinda información sobre las temperaturas y presiones que ocurren a grandes profundidades dentro de la corteza terrestre.

Algunos ejemplos de rocas metamórficas son gneis, pizarra, mármol, esquisto y cuarcita. Las tejas de pizarra y cuarcita se utilizan en la construcción de edificios. El mármol también es apreciado para la construcción de edificios y como medio para la escultura. Por otro lado, el lecho rocoso de esquisto puede representar un desafío para la ingeniería civil debido a sus pronunciados planos de debilidad.

Origen

Las rocas metamórficas forman una de las tres grandes divisiones de tipos de rocas. Se distinguen de las rocas ígneas, que se forman a partir de magma fundido, y de las rocas sedimentarias, que se forman a partir de sedimentos erosionados de rocas existentes o precipitados químicamente de masas de agua.

Las rocas metamórficas se forman cuando la roca existente se transforma física o químicamente a temperatura elevada, sin llegar a derretirse en gran medida. La importancia del calentamiento en la formación de rocas metamórficas fue notada por primera vez por el naturalista escocés pionero, James Hutton, 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).

Los procesos metamórficos cambian la textura o composición mineral de la roca metamorfoseada.

Cambios mineralógicos

El metasomatismo puede cambiar la composición general de una roca. Los fluidos calientes que circulan a través del espacio poroso de la roca pueden disolver los minerales existentes y precipitar nuevos minerales. Las sustancias disueltas son transportadas fuera de la roca por los fluidos, mientras que los fluidos frescos traen nuevas sustancias. Obviamente, esto puede cambiar la composición mineral de la roca.

Sin embargo, los cambios en la composición mineral pueden tener lugar incluso cuando la composición general de la roca no cambia. Esto es posible porque todos los minerales son estables solo dentro de ciertos límites de temperatura, presión y ambiente químico. Por ejemplo, a presión atmosférica, el mineral 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). Los tres tienen la misma composición, Al ₂ SiO ₅. Asimismo, 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 que la forsterita reacciona químicamente.

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.

Cambios texturales

El cambio en el tamaño de partícula de la roca durante el proceso de metamorfismo se llama recristalización. Por ejemplo, los pequeños cristales de calcita en la piedra caliza sedimentaria y la tiza se transforman en cristales más grandes en el mármol de la 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 disolución de los cristales dentro de la roca en su punto de contacto.

Descripción

Las rocas metamórficas se caracterizan por su composición y textura mineral distintiva.

Minerales metamórficos

Debido a que cada mineral es estable solo dentro de ciertos límites, la presencia de ciertos minerales en las rocas metamórficas indica las temperaturas y presiones aproximadas a las que la roca sufrió la metamorfosis. Estos minerales se conocen como minerales índice. Los ejemplos incluyen silimanita, cianita, estaurolita, andalucita y algo de granate.

Otros minerales, como olivinos, piroxenos, hornblenda, micas, feldespatos y cuarzos, se pueden encontrar en las 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 sin cambios durante el proceso metamórfico.

Textura

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.

Foliación

Muchos tipos de rocas metamórficas muestran una capa 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 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.

Clasificación

Las rocas metamórficas son 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, la roca se describe agregando 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. Asimismo, se describirá como metaconglomerado una roca metamórfica cuyo protolito se sepa que es un conglomerado. 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 deducirse de otra información.

Según el sistema de clasificación de la Sociedad Geológica Británica, si todo lo que se puede determinar sobre el protolito es su tipo general, como sedimentario o volcánico, la clasificación se basa en el modo mineral (los porcentajes de volumen de diferentes minerales en la roca). Las rocas metasedimentarias se dividen en rocas ricas en carbonatos (metacarbonatos o rocas calcosilicatadas) o rocas pobres en carbonatos, y estas últimas se clasifican además por la abundancia relativa de mica en su composición. Esto varía desde psammita con bajo contenido de mica hasta semipellita y pellita con alto contenido de mica. Las psammitas compuestas principalmente de cuarzo se clasifican como cuarcita. Las rocas metaígneas se clasifican de manera similar a las rocas ígneas, por su contenido de sílice, desde roca meta-ultramáfica (que es muy baja en sílice) hasta roca metafélsica (con un alto contenido de sílice).

Cuando no se puede determinar el modo mineral, como suele ser el caso cuando la roca se examina por primera vez en el campo, la clasificación debe basarse en la textura. Los tipos texturales son:

• Esquistos, que son rocas fuertemente foliadas de grano medio. Estos muestran la esquistosidad más desarrollada, definida como la medida 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.
• Gneisses, que son de grano más grueso y presentan una foliación más gruesa que los esquistos, con capas de más de 5 mm de espesor. Estos muestran una esquistosidad menos desarrollada.
• Granofels, que no muestran foliación o esquistosidad evidentes.

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 placas delgadas pero que no muestra capas de composición obvias. El término se usa solo cuando se sabe muy poco sobre la roca que permitiría una clasificación más definida. Las clasificaciones texturales pueden tener un prefijo para indicar un protolito sedimentario (para-, como parasquisto) 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 de textura esquistosa cuyo protolito es incierto.

Existen clasificaciones especiales para rocas metamórficas con un protolito volcaniclástico o formadas a lo largo de una falla o por circulación hidrotermal. Se utilizan algunos nombres especiales para rocas de protolito desconocido pero composición modal conocida, como mármol, eclogita o anfibolita. Los nombres especiales también se pueden aplicar de manera más general a rocas dominadas por un solo mineral, o con una composición, modo u origen distintivo. Los nombres especiales que aún se usan ampliamente incluyen anfibolita, esquisto verde, filita, mármol, serpentinita, eclogita, migmatita, skarn, granulita, milonita y pizarra.

La clasificación básica se puede complementar con términos que describen el contenido mineral o la textura. Por ejemplo, un metabasalto que muestre una esquistosidad débil podría describirse como un metabasalto gnéisico, y una pellita que contenga abundante estaurolita podría describirse como una pellita de estaurolita.

Facies metamórficas

Una facies metamórfica es un conjunto de ensamblajes distintivos de minerales que se encuentran en rocas metamórficas que se formaron bajo una combinación específica de presión y temperatura. El conjunto 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, 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.

Ocurrencia

Las rocas metamórficas constituyen una gran parte de la corteza terrestre y forman el 12% de la superficie terrestre de la Tierra. La corteza continental inferior está compuesta principalmente por rocas metamáficas y pelita que han alcanzado la facies granulítica. La corteza continental media está dominada por rocas metamórficas que han alcanzado la facies de anfibolitas. Dentro de la corteza superior, que es la única parte de la corteza terrestre que los geólogos pueden muestrear directamente, las rocas metamórficas se forman solo a partir de procesos que pueden ocurrir a poca profundidad. Estos son metamorfismo de contacto (térmico), metamorfismo dinámico (cataclástico), metamorfismo hidrotermal y metamorfismo de impacto.. Estos procesos tienen una ocurrencia relativamente local y generalmente alcanzan solo las facies de baja presión, como las facies hornfels y sanidinita. La mayoría de las rocas metamórficas se forman por metamorfismo regional en la corteza media e inferior, donde la roca alcanza las facies metamórficas de mayor presión. Esta roca se encuentra en la superficie solo donde el levantamiento y la erosión extensos han exhumado roca que anteriormente estaba mucho más profunda en la corteza.

Cinturones orogénicos

La roca metamórfica está ampliamente expuesta en los cinturones orogénicos producidos por la colisión de placas tectónicas en los límites convergentes. Aquí, la roca que antes estaba profundamente enterrada ha sido traída a la superficie por levantamiento y erosión. La roca metamórfica expuesta en los cinturones orogénicos puede haber sido metamorfoseada simplemente por estar a grandes profundidades debajo de la superficie de la Tierra, sometida a altas temperaturas y la gran presión causada por el inmenso peso de las capas de roca de arriba. Este tipo de metamorfismo regional se conoce como metamorfismo de entierro. Esto tiende a producir roca metamórfica de bajo grado. Mucho más común es la roca metamórfica formada durante el propio proceso de colisión. El choque de placas provoca altas temperaturas, presiones y deformaciones en las rocas a lo largo de estos cinturones.La roca metamórfica formada en estos entornos tiende a mostrar una esquistosidad bien desarrollada.

Las rocas metamórficas de los cinturones orogénicos muestran una variedad de facies metamórficas. Donde se lleva a cabo la subducción, el basalto de la losa en subducción se metamorfosea en facies metamórficas de alta presión. Inicialmente sufre metamorfismo de bajo grado a metabasalto de facies de zeolita y prehnita-pumpellyita, pero a medida que el basalto se subduce a mayores profundidades, se metamorfosea a facies de esquisto azul y luego a facies de eclogita. El metamorfismo a la facies 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 losa en las profundidades del manto terrestre. El metabasalto y el esquisto azul pueden conservarse en cinturones metamórficos de esquisto azul formados por colisiones entre continentes.Ocasionalmente se encuentran eclogitas en sitios de colisión continental, donde la roca subducida regresa rápidamente a la superficie, antes de que pueda convertirse en la facies de granulita en el manto superior caliente. Muchas muestras de eclogita son xenolitos traídos a la superficie por la actividad volcánica.

Muchos cinturones orogénicos contienen cinturones metamórficos de mayor temperatura y menor presión. Estos pueden formarse a través del calentamiento de la roca por magmas ascendentes de arcos volcánicos, pero a escala regional. La deformación y el engrosamiento de la corteza en un cinturón orogénico también pueden producir este tipo de rocas metamórficas. Estas rocas alcanzan la facies de esquisto verde, anfibolita o granulita y son las rocas metamórficas más comunes producidas por metamorfosis 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 emparejado. Las islas principales de Japón muestran tres cinturones metamórficos emparejados distintos, que corresponden a diferentes episodios de subducción.

Complejos centrales metamórficos

La roca metamórfica también está expuesta en complejos de núcleos metamórficos, que se forman en la región de extensión de la corteza. Se caracterizan por fallas de ángulo bajo que exponen cúpulas de roca metamórfica de corteza media o inferior. Estos fueron reconocidos y estudiados por primera vez en la provincia de Cuenca y Cordillera del suroeste de América del Norte, pero también se encuentran en el sur del Mar Egeo, en las islas D'Entrecasteaux y en otras áreas de extensión.

Cinturones de granito y piedra verde

Los escudos continentales son regiones de roca antigua expuesta que forman los núcleos estables de los continentes. La roca expuesta en las regiones más antiguas de los escudos, que es de edad Arcaica (más de 2500 millones de años), en su mayoría pertenecen a cinturones de granito y piedra verde. Los cinturones de piedra verde contienen roca metavolcánica y metasedimentaria que ha sufrido un grado de metamorfismo relativamente leve, a temperaturas de 350 a 500 ° C (662 a 932 ° F) y presiones de 200 a 500 MPa (2000 a 5000 bar). Se pueden dividir en un grupo inferior de metabasaltos, incluidas las raras metakomatiitas; un grupo medio de meta-intermedia-rock y meta-felsic-rock; y un grupo superior de rocas metasedimentarias.

Los cinturones de piedra verde 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)) muy deformado a la facies de anfibolita o granulita. Estos forman la mayor parte de la roca expuesta en los cratones arcaicos.

Los cinturones de granito y piedra verde están invadidos por un grupo distintivo de rocas graníticas llamadas tonalita-trondhjemita-granodiorita o conjunto TTG. Estas son las rocas más voluminosas del cratón y pueden representar una fase temprana importante en la formación de la corteza continental.

Dorsales oceánicas

Las dorsales oceánicas son donde se forma nueva corteza oceánica a medida que las placas tectónicas se separan. El metamorfismo hidrotermal es extenso aquí. Este se caracteriza por metasomatismo por fluidos calientes que circulan a través de la roca. Esto produce roca metamórfica de facies de esquisto verde. La roca metamórfica, serpentinita, es particularmente característica de estos ambientes y representa la transformación química del olivino y el piroxeno en rocas ultramáficas a minerales del grupo serpentino.

Aureolas de contacto

El metamorfismo de contacto tiene lugar cuando se inyecta magma en la roca sólida circundante (roca rural). 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 enfriamiento del magma hay una zona metamorfoseada llamada aureola de contacto. Las aureolas pueden mostrar todos los grados de metamorfismo desde el área de contacto hasta rocas de campo no metamorfoseadas (sin cambios) a cierta distancia. La formación de minerales minerales importantes puede ocurrir por el proceso de metasomatismo en o cerca de la zona de contacto. Las aureolas de contacto alrededor de plutones grandes pueden tener varios kilómetros de ancho.

Los geólogos suelen utilizar el término hornfels para referirse a los productos de metamorfismo de contacto de grano fino, compactos y no foliados. La aureola de contacto generalmente muestra poca deformación, por lo que hornfels generalmente carece de esquistosidad y forma una roca dura y equigranular. Si la roca estaba originalmente en bandas o foliada (como, por ejemplo, una arenisca laminada o un esquisto calcáreo foliado), este carácter no puede borrarse y el producto es un hornfels con bandas. El metamorfismo de contacto cerca de la superficie produce minerales metamórficos distintivos de baja presión, como espinela, andalucita, vesuvianita o wollastonita.

Se pueden inducir cambios similares en las lutitas mediante la quema de vetas de carbón. Esto produce un tipo de roca llamado clinker.

También existe una tendencia al metasomatismo entre el magma ígneo y la roca sedimentaria del país, por lo que los productos químicos de cada uno se intercambian o se introducen en el otro. En ese caso, surgen rocas híbridas llamadas skarn.

Otras ocurrencias

El metamorfismo dinámico (cataclástico) tiene lugar localmente a lo largo de las fallas. Aquí, el intenso cizallamiento de la roca forma típicamente milonitas.

El metamorfismo de impacto es diferente a otras formas de metamorfismo en que tiene lugar durante los eventos de impacto de cuerpos extraterrestres. Produce minerales metamórficos de ultra alta presión raros, como la coesita y la stishovita. La coesita rara vez se encuentra en la eclogita que sale a la superficie en las tuberías de kimberlita, pero la presencia de stishovita es exclusiva de las estructuras de impacto.

Usos

Las tejas de pizarra se utilizan en la construcción, particularmente como tejas para techos.

La cuarcita es lo suficientemente dura y densa como para ser difícil de extraer. Sin embargo, algunas cuarcitas se usan como piedra de dimensión, a menudo como losas para pisos, paredes o escalones. Alrededor del 6% de la piedra triturada, utilizada principalmente para agregados de carreteras, es cuarcita.

El mármol también es apreciado para la construcción de edificios y como medio para la escultura.

Peligros

El lecho rocoso esquistoso puede representar un desafío para la ingeniería civil debido a sus pronunciados planos de debilidad. Puede existir un peligro incluso en un terreno no perturbado. El 17 de agosto de 1959, un terremoto de magnitud 7,2 desestabilizó la ladera de una montaña cerca del lago Hebgen, Montana, compuesta de esquisto. Esto provocó un derrumbe masivo que mató a 26 personas que acampaban en la zona.

La roca ultramáfica metamorfoseada contiene minerales del grupo serpentino, que incluye variedades de asbesto que representan un peligro para la salud humana.