Rocas Metamorficas - www.rutageologica.cl - info@rutageologica.cl

Metamorfismo. - Factores del Metamorfismo: El calor como factor metamorfico - Presion y esfuerzo diferencial - Fluido quimicamente activos - La importancia del litolito. Texturas Metamorficas: Foliacion - Texturas Foliadas - Otras texturas metamorficas. Rocas Metamorficas Comunes: Rocas Foliadas - Rocas No foliadas.

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Ambientes Metamorficos: Metamorfismo termico o de contacto - Metamorfismo hidrotermal - Metamorfismo Regional - Otros tipos de Metamorfismo. Zonas Metamorficas: Variaciones de textura - Minerales indice y grado metamorfico. Metamorfismo y Tectonica de Placas: Ambientes Metamorficos Antiguos.

RUTAS GEOLOGICAS ARAUCANIA

GEOLOGIA GENERAL

ROCAS METAMORFICAS Y METAMORFISMO


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Metamorfismo y Rocas Metamórficas

Fuerzas compresivas de una magnitud inimaginable y temperaturas de centenares de grados por encima de las condiciones de la superficie predominaron quizá durante miles o millones de años y provocaron la deformación. Bajo esas condiciones extremas, las rocas responden plegándose, fracturándose y fluyendo. En este capítulo se consideran las fuerzas tectónicas que forjan las rocas metamórficas y cómo esas rocas cambian de aspecto, composición mineral y a veces incluso de composición química media.

Extensas áreas de rocas metamórficas afloran en todos los continentes en unas regiones relativamente planas de nominadas escudos. Esas regiones metamórficas se encuentran en Canadá, Brasil, África, lndia, Australia y Groenlandia. Además, las rocas metamórficas son un componente importante de muchos cinturones montañosos, entre ellos los Alpes y los Apalaches, donde constituyen una gran parte del núcleo cristalino de esas montañas. incluso las partes interiores estables de los continentes que están cubiertas por rocas sedimentarias están sustentadas sobre rocas basales metamórficas. En esos ambientes, las rocas metamórficas están muy deformadas y presentan intrusiones de grandes masas ígneas. De hecho, partes significativas de la corteza continental terrestre están compuestas por rocas metamórficas y rocas ígneas.

A diferencia de algunos procesos ígneos y sedimentarios que tienen lugar en ambientes superficiales o próximos a la superficie, el metamorfismo casi siempre ocurre en zonas profundas del interior de la Tierra, fuera de nuestra observación directa. Pese a este obstáculo significativo, los geólogos han desarrollado técnicas que les han permitido aprender mucho sobre las condiciones bajo las cuales se forman las rocas metamórficas. Por tanto, las rocas metamórficas proporcionan importantes datos sobre los procesos geológicos que actúan dentro de la corteza terrestre y el manto superior.

Metamorfismo

El metamorfismo es la transformación de un tipo de roca en otro. Las rocas metamórficas se forman a partir de rocas ígneas, sedimentarias o incluso de otras rocas metamórficas. Por tanto, todas las rocas metamórficas tienen una roca madre: la roca a partir de la cual se formaron.

El metamorfismo, que significa ,,es un proceso que provoca cambios en la mineralogía, la textura y, a menudo, la composición química de las rocas. El metamorfismo tiene lugar cuando las rocas se someten a un ambiente físico o químico significativamente diferente al de su formación inicial. Se trata de cambios temperatura y presión (esfuerzo) y la introducción de fluidos químicamente activos. En respuesta a esas nuevas

condiciones, las rocas cambian gradualmente hasta un estado de equilibrio con el nuevo ambiente. La mayoría de los cambios metamórficos ocurren bajo las temperaturas y presiones elevadas que existen en la zona que pieza a unos pocos kilómetros por debajo de la su terrestre y se extiende hacia el manto superior.

El metamorfismo suele progresar de manera incremental, desde cambios ligeros (metamorfismo de grado bajo a cambios notables (metamorfismo de grado alto).Por ejemplo, en condiciones de metamorfismo de grado bajo, la roca sedimentaria común lutita se convierte en una metamórfica más compacta denominada pizarra. Las muestras de mano de ambas rocas son a veces difíciles de distinguir lo cual ilustra que la transición de sedimentaria a metamórfica suele ser gradual y los cambios pueden ser sutiles.

En ambientes más extremos, el metamorfismo produce una transformación tan completa que no puede terminarse la identidad de la roca fuente. En el metamorfismo de grado alto, desaparecen rasgos como los planos de estratificación, los fósiles y las vesículas que puedan haber existido en la roca original. Además, cuando las rocas en zonas profundas (donde las temperaturas son elevadas son sometidas a presiones dirigidas, se deforman lentamente y se produce una gran variedad de texturas además de estructuras a gran escala como los pliegues.

En los ambientes metamórficos más extremos, las temperaturas se aproximan a las de fusión de las rocas. Sin embargo, durante el metamorfismo la roca debe permanecer esencialmente en estado sólido, pues si se produce la fusión completa, entraríamos en el ámbito de la actividad ígnea.

La mayor parte del metamorfismo ocurre en uno estos tres ambientes:

1.- Cuando una masa magmática intruye en las rocas, tiene lugar el metamorfismo de contacto o térmico. Aquí, el cambio es impulsado por un aumento de la temperatura en el interior de la roca huésped que rodea una intrusión ígnea.

2. El metamorfismo hidrotermal implica alteraciones químicas que se producen conforme el agua caliente rica en iones circula a través de las fractura de las rocas. Este tipo de metamorfismo suele estar asociado con la actividad ígnea que proporciona el calor necesario para provocar las reacciones químicas y hacer circular estos fluidos a través de la roca.

3. Durante la formación de montañas{ grandes volúmenes de rocas están sometidas a presiones dirigidas y a las elevadas temperaturas asociadas con deformaciones a gran escala, del denominado metamotfismo regional.

El metamorfismo regional, que produce el mayor volumen de rocas metamórficas, tiene lugar en los límites convergentes, donde las placas litosféricas colisionan (Véase ROCMET-18) . Aquí, grandes segmentos de la corteza terrestre se pliegan, se fallan y se metamorfizan enormemente. Además, el enterramiento profundo, junto con el emplazamiento de magmas que se originan en el manto, son los responsables de las temperaturas elevadas que provocan las zonas más intensas de metamorfismo. Las rocas deformadas por metamorfismo regional tienen frecuentemente zonas de metamorfismo de contacto, así como metamorfismo hidrotermal.

Después de considerar los factores del metamorfismo y algunas rocas metamórficas comunes, examinaremos Estos y otros ambientes metamórficos.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

 

Factores del metamorfismo

Los agentes del metamorfismo son el calor, la presión (esfuerzo) y los fluidos químicamente activos. Durante el metamorfismo, las rocas suelen estar sometidas simultáneamente a los tres agentes metamórficos. Sin embargo, el grado de metamorfismo y la contribución de cada agente varían mucho de un ambiente a otro.

El Calor como factor metamórfico

El factor más importante del metamorfismo es el calor, que proporciona la energía que impulsa los cambios químicos que provocan la recristalización de los minerales existentes o la formación de minerales nuevos. Recordemos que un aumento de de la temperatura hace que los iones del interior de un mineral vibren con mayor rapidez. Incluso en un sólido cristalino, en el que los iones están unidos mediante enlaces fuertes, este alto nivel de actividad permite que los átomos individuales migren con mayor libertad dentro de la estructura cristalina.

Cambios provocados por el calor El calor afecta a los materiales terrestres, en especial a los que se forman en ambientes de bajas temperaturas, de dos maneras. En primer lugar, fomenta la recristalización de granos minerales individuales, lo cual sucede, en particular, con las arcillas, los sedimentos de grano fino y algunos precipitados químicos. Las temperaturas más elevadas provocan la recristalización cuando los granos más finos tienden a unirse y formar granos de mayor tamaño de la misma mineralogía.

En segundo lugar, el calor puede aumentar la temperatura de una roca hasta el punto en que uno o más de sus minerales ya no son químicamente estables. En estos casos, los iones constituyentes tienden a distribuirse en estructuras cristalinas más estables en el nuevo ambiente de alta energía. Las reacciones químicas de este tipo tienen como consecuencia la creación de nuevos minerales con configuraciones estables que tienen una composición global más o menos equivalente a la de los minerales originales. (En algunos ambientes, los iones quizá migren hacia el interior o el exterior de una unidad rocosa, modificando así su composición química general.)

En resumen, si tuviéramos que atravesar una región de rocas metamórficas (situada en la superficie) desplazándonos en dirección al metamorfismo creciente, podríamos esperar observar dos cambios atribuibles en gran medida al aumento de la temperatura. El tamaño del grano de las rocas se incrementaría y la mineralogía se transformaría de una manera gradual.

Fuentes de calor El calor que causa el metamorfismo de las rocas procede principalmente de la energía liberada por la desintegración radiactiva y la energía térmica almacenada en el interior de la tierra. Recordemos que las temperaturas aumentan con la profundidad a un ritmo conocido como gradiente geotérmico (geo : Tierra; therm: calor).

En la corteza superior, este incremento de la temperatura oscila entre 20ºCy 30ºC por kilómetro (Figura ROCMET-01). Por

tanto, las rocas que se formaron en la superficie terrestre experimentarán un aumento gradual de la temperatura conforme son transportadas (subducidas) a mayor profundidad (Figura ROCMET-01). Cuando se entierran a una profundidad de unos 8 kilómetros, donde las temperaturas son de 150 ºC a 200 ºC,los minerales arcillosos tienden a inestabilizarse y empiezan a recristalizar en minerales como la clorita y la moscovita, que son estables en este ambiente. (La clorita es un mineral similar a la mica formado por el metamorfismo de silicatos oscuros.) Sin embargo, muchos silicatos, en especial los que se encuentran en las rocas ígneas cristalinas, como el cuarzo y el feldespato, permanecen estables a esas temperaturas. Por tanto, las transformaciones metamórficas de estos minerales ocurren, en general, a profundidades mucho mayores.

Los ambientes donde las rocas pueden ser transportadas a grandes profundidades y calentarse son los bordees de placa convergentes, donde están siendo subducidos fragmentos de corteza oceánica cargados de sedimentos. Además, es posible que las rocas sean enterradas en grandes cuencas donde la subsidencia gradual da origen a acumulaciones muy gruesas de sedimentos (Figura ROCMET-01). Se sabe que en esos lugares, como por ejemplo el Golfo de México, se desarrollan condiciones metamórficas cerca de la base de la cuenca.

Figura ROCMET-01 Ilustración del gradiente geotérmico y su papel en el metamorfismo. Obsérvese cómo el gradiente geotérmico disminuye por la subducción de la litosfera oceánica comparativamente fría. Por el contrario, el calentamiento térmico es evidente cuando el magma íntruye en la corteza superior.

Además, las colisiones continentales, que causan el engrosamiento de la corteza, hacen que las rocas queden enterradas profundamente, donde las temperaturas elevadas pueden provocar la fusión parcial (Figura ROCMET-21).

El calor también puede ser transportado desde el manto hasta incluso las capas más someras de la corteza. Las plumas ascendentes del manto, que afloran en las dorsales centrooceánicas, y el magma generado por la fusión parcial del manto en las zonas de subducción son tres ejemplos (Figura ROCMET-01). En general, siempre que se forman magmas y éstos ascienden a un ritmo lento hacia la superficie, se produce metamorfismo. Cuando intruye en rocas relativamente frías en zonas poco profundas, el magma < la roca caja. Este proceso, denominado metamorfismo de contacto, se considerará más adelante en este capítulo.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Presión y esfuerzo diferencial

La presión, como la temperatura, también aumenta con la profundidad conforme aumenta el grosor de las rocas suprayacentes. Las rocas enterradas están sometidas a una presión de confinamiento, que es análoga a la presión hidrostática, donde las fuerzas se aplican por igual en todas las direcciones (Figura ROCMET-2A). Cuanto más se profundiza en el océano, mayor es la presión de confinamiento. Lo mismo ocurre en el caso de las rocas enterradas. La presión de confinamiento cierra los espacios entre los granos minerales, dando lugar a una roca más compacta con una mayor densidad (Figura ROCMET-02A). Además, a grandes profundidades, la presión de confinamiento puede hacer que los minerales recristalicen en nuevos minerales con una estructura cristalina más compacta. No obstante, la presión de confinamiento no pliega ni deforma las rocas.

Además de la presión de confinamiento, las rocas pueden estar sometidas también a presiones dirigidas. Eso sucede, por ejemplo, en los bordes de placa convergentes, donde las placas litosféricas colisionan. Aquí, las fuerzas que deforman la roca son desiguales en distintas direcciones y se las denomina esfuerzo diferencial.

 

¿Qué temperaturas se alcanza en los profundidades de lo corteza?

El aumento de la temperatura con la profundidad, basado en el gradiente geotérmico, puede expresarse de la siguiente manera: a mas profundidad, mas calor. Los mineros han observado esta relación en las minas profundas y en los sondeos. En la mina más profunda del mundo (la mina Western Deep Levels, en Suráfrica, con 4 kilómetros de profundidad), la temperatura de las rocas es tan elevada que puede quemar la piel humana. De hecho, los mineros suelen trabajar en parejas: uno extrae la roca y el otro hace funcionar un gran ventilador que mantiene frío al compañero.

La temperatura es incluso más elevada en el fondo del sondeo más profundo del mundo, que se completó en la península Kola de Rusia en 1992 y que se adentra hasta la distancia récord de 12,3 kilómetros. A esta profundidad la temperatura es de 245 ºC, mucho más elevada que el punto de ebullición del agua. Lo que impide que el agua hierva es la elevada presión de confinamiento que existe a esa profundidad.

 

A diferencia de la presión de confinamiento, que la roca por igual en todas las direcciones, los esfuerzos diferenciales son mayores en una dirección que en las demás. Como se muestra en la Figura ROCMET-02B, las rocas sometidas a esfuerzo diferencial se acortan en la dirección de la mayor presión y se alargan en la dirección perpendicular a dicha presión. Como consecuencia, las rocas implicadas suelen plegarse o aplastarse (como cuando se pisa una pelota de goma). A lo largo de los bordes de placa convergentes, el mayor esfuerzo diferencial se ejerce más o menos horizontalmente en la dirección del movimiento de las placas, y se aplica la menor presión en la dirección vertical. Por consiguiente, en estos lugares la corteza se acorta (horizontalmente) y engrosa mucho (verticalmente).

 

 

 

Figura ROCMET-02 La presión (esfuerzo) como agente metamórfico. A. En un ambiente deposicional, conforme aumenta la presión de confinamiento, las rocas se deforman al reducir su volumen. B. Durante la formación de montañas, el esfuerzo diferencial acorta y deforma los estratos rocosos.

En los ambientes superficiales, donde las temperaturas son comparativamente bajas, las rocas son frágiles y tienden a fracturarse cuando son sometidas a esfuerzos diferenciales. La deformación continuada tritura y pulveriza los granos minerales en fragmentos pequeños. Por el contrario, en ambientes de temperaturas elevadas las rocas son dúctiles. . Cuando las rocas exhiben un comportamiento dúctil, sus granos minerales- tienden a aplanarse y a alargarse cuando son sometidos a un esfuerzo diferencial (Figura ROCMET-03). Eso explica su capacidad para deformarse fluyendo (más que fracturándose) para generar pliegues complicados. Como veremos, el esfuerzo diferencial también representa un importante papel en el desarrollo de las texturas metamórficas.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Fluidos químicamente activos

Se cree que los fluidos compuestos principalmente de agua y otros componentes volátiles, como el dióxido de carbono, representan un papel importante en algunos tipos de metamorfismo. Los fluidos que rodean los granos minerales actúan como catalizadores y provocan la recristalización fomentando la migración iónica. En ambientes cada vez más calientes, estos fluidos ricos en iones se vuelven proporcionalmente más reactivos. Cuando se unen dos granos minerales, la parte de sus estructuras cristalinas que se toca es la que recibe una mayor presión. Los iones situados en estos puntos son fácilmente disueltos por los fluidos calientes y migran a lo largo de la superficie del grano hacia los espacios porosos situados entre los granos. Así, los fluidos hidrotermales contribuyen a la recristalización de los granos minerales disolviendo el material procedente de las regiones sometidas a elevados y precipitando (depositando) este material en zonas sometidas a esfuerzos bajos. Como consecuencia los minerales tienden a recristalizar y a alargarse más en una dirección perpendicular a los esfuerzos de compresivos.

Figura ROCMET-03 Metaconglomerado, también llamado conglomerado de cantos estirados. Estos cantos, que antes eran casi esféricos, se han calentado y se han aplanado hasta convertirse en estructuras alargadas. (Foto de E. l. Tarbuck.)

Cuando los fluidos calientes circulan libremente través de las rocas, puede producirse intercambio iónico entre dos capas rocosas adyacentes o los iones pueden migrar a grandes distancias antes de acabar depositándose. Esta última situación es especialmente habitual cuando consideramos los fluidos calientes que escapan durante la cristalización de un plutón ígneo. Si la composición de las rocas que rodean el plutón es claramente distinta de la de los fluidos invasores, puede producirse un intercambio considerable de iones entre los fluidos y la roca caja. Cuando eso sucede, se produce un cambio de la composición global de las rocas circundantes. En estos casos el proceso metamórfico se denomina metasomatismo.

¿Cuál es el origen de estos fluidos Químicos activos? El agua es muy abundante en los espacios porosos de la mayoría de rocas sedimentarias, así como en fracturas de las rocas ígneas. Además, muchos minerales, las arcillas, las micas y los anfíboles están hidratadas: agua) y, por tanto, contienen agua en sus estructuras cristalinas. Las temperaturas elevadas asociadas con metamorfismo de grado bajo a moderado causan la deshidratación de estos minerales. Una vez expulsada, el se mueve a lo largo de las superficies de los granos individuales y está disponible para facilitar el transporte iónico. No obstante, en los ambientes metamórficos de alto grado, en los que las temperaturas son extremas, estos fluidos pueden ser expulsados de las rocas. Recordemos que cuando se subduce la corteza oceánica a profundidades de unos 100 kilómetros, el agua expulsada de estas capas migra hacia la cuña del manto suprayacente, donde provoca la fusión.

¿Se puede considerar uno roca metamórfica el hielo glaciar?

¡Sí! Aunque la roca metamórfica suele formarse en ambientes de temperatura elevada, el hielo glaciar es una excepción. Pese a su formación en climas fríos, el hielo glaciar satisface claramente los criterios para ser clasificado como una roca metamórfica. La formación de un glaciar empieza cuando los cristales de nieve se transforman en una masa mucho más densa de pequeñas partículas de hielo denominada firn. A medida que se va añadiendo más nieve a la pila, la presión sobre las capas inferiores promueve la recristalización (metamorfismo) del firn, produciendo cristales de hielo entrelazados más grandes. Además, el movimiento glaciar es un ejemplo de flujo dúctil en estado sólido, otra característica de las rocas metamórficas. La deformación interna y la recristalización de los cristales de hielo individuales facilitan el flujo dúctil. El flujo dúctil resultante suele hacerse visible porque podemos ver las capas sucias deformadas en el interior del hielo. Estas estructuras son parecidas a los pliegues que exhiben las rocas metamórficasmás >.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

La importancia del protolito

La mayoría de rocas metamórficas tienen la misma composición química general que la roca a partir de la que se formaron, excepto por la posible pérdida o adquisición de volátiles como el agua (H2O) y el dióxido de carbono (CO2). Por ejemplo, el metamorfismo de una lutita da como resultado una pizarra, en la que los minerales arcillosos recristalizan y forman micas. (Los cristales minúsculos de cuarzo y feldespato que se encuentran en la lutita no se alteran en la transformación de la lutita en pizarra y, por tanto, permanecen intermezclados con las micas ) Aunque la mineralogía cambia en la transforma de la lutita en pizarra, la composición química general de la pizarra es comparable a la de la roca de la que derivó. Además, cuando la roca origen tiene una composición máfica, como el basalto, el producto metamórfico, puede ser rico en minerales que contengan hierro y magnesio, a menos, por supuesto, que se haya producido una pérdida importante de estos átomos.

¿Pueden contener fósiles las rocas metamórficos?

En algunas ocasiones, sí. Si una roca sedimentaria que contiene fósiles experimenta metamorfismo de grado bajo, los fósiles originales pueden ser todavía reconocibles. Conforme aumenta el grado de metamorfismo, los fósiles (así como los planos de estratificación, las vesículas y otros rasgos de la roca madre) suelen destruirse. Cuando hay fósiles en las rocas metamórficas, proporcionan pistas útiles para determinar el tipo de roca original y su ambiente de deposición. Además, los fósiles que se han deformado durante el metamorfismo dan una idea de hasta qué punto se ha deformado la roca.

Además, la composición mineral del protolito determina, en gran medida, la intensidad con que cada agente metamórfico provocará cambios. Por ejemplo, cuando el magma se abre camino en el interior de la roca huésped, las temperaturas elevadas y los fluidos ricos en iones asociados tienden a alterar la roca caja. Cuando esta última está compuesta de minerales que son comparativamente no reactivos, como los granos de cuarzo que se encuentran en la cuarzoarenita limpia, se producen muy pocas alteraciones. Sin embargo, si la roca caja es una caliza..impura, que contiene abundante arcilla rica en sílice, la calcita (CaCO3) de la caliza puede reaccionar con la sílice (SiO2) de las arcillas y forma wollastonita (CaSiO3) y dióxido de carbono (CO2). En esta situación la zona con metamorfismo puede extenderse varios kilómetros desde el cuerpo magmático.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Texturas metamórficas

Cambios de textura y mineralógicos

Recordemos que el término textura se utiliza para describir el tamaño, la forma y la distribución de las partículas que constituyen una roca. La mayoría de rocas ígneas y muchas rocas sedimentarias están compuestas de granos minerales que tienen una orientación aleatoria y, por tanto, parecen iguales cuando se observan desde cualquier dirección. Por el contrario, las rocas metamórficas deformadas que contienen minerales con hábito planar (micas) y/o minerales alargados (anfiboles) en general muestran alguna clase de orientación preferente en la que los granos minerales presentan un alineamiento paralelo a subparalelo. Como un puñado de lápices, las rocas que contienen minerales alargados orientados en paralelo unos con respecto a los otros tendrán un aspecto distinto al observarse lateralmente o frontalmente. Se dice que una roca que muestra una orientación preferente de sus minerales posee foliación.

Foliación

El término foliación (foliatus: en forma de hoja) se refiere a cualquier disposición planar (casi plana) de los granos minerales o los rasgos estructurales del interior de una roca. Aunque hay foliación en algunas rocas sedimentarias e incluso en unos pocos tipos de rocas ígneas' es una característica fundamental de las rocas que han experimentado metamorfismo regional, es decir unidades rocosas que se han plegado y se han deformado enormemente. En los ambientes metamórficos, la foliación es provocada, en última instancia, por los esfuerzos compresivos que acortan las masas rocosas, haciendo que los granos minerales de las rocas preexistentes desarrollen alineamientos paralelos o casi paralelos. Son ejemplos de foliación el alineamiento paralelo de los minerales con hábito planar y/o los minerales alargados; el alineamiento paralelo de las partículas minerales y los cantos aplanados; el bandeado composicional donde la separación de los minerales oscuros y claros genera un aspecto laminar, y la pizarrosidad cuando las rocas se separan con facilidad en capas delgadas y tabulares a lo largo de superficies paralelas. Estos distintos tipos de foliación se pueden formar de muchas maneras distintas, como:

1. Rotación de los granos minerales alargados o de hábito planar hacia una nueva orientación.

2. Recristalización de los minerales para formar nuevos granos que crecen en la dirección de la orientación preferente.

3. Cambios de forma en granos equidimensionales a formas alargadas que se alinean en una orientación preferente.

De estos mecanismos, el más fácil de imaginar es la rotación de los granos minerales. En la Figura ROCMET-04 se ilustran los mecanismos por medio de los cuales rotan los minerales alargados o con hábito planar. Nótese que el nuevo alineamiento es más o menos perpendicular a la dirección del acortamiento máximo. Aunque la rotación física de los minerales planares contribuye al desarrollo de la foliación en el metamorfismo de grado bajo, en ambientes más extremos dominan otros mecanismos.

Recordemos que la recristalización es la creación de nuevos granos minerales a partir de los antiguos. Durante la transformación de la lutita en pizarra, los minúsculos minerales arcillosos (estables en la superficie) recristalizan en diminutos microcristales de clorita y mica (estables a temperaturas y presiones más elevadas). En algunos lugares los granos antiguos se disuelven y migran a un lugar distinto, donde precipitan y forman nuevos granos minerales. Los crecimientos de nuevos granos minerales tienden a desarrollarse sobre cristales antiguos de estructura similar por lo que crecen con le misma orientación que los más antiguos. De esta manera, el nuevo crecimiento ..imitan el de los granos antiguos y potencia cualquier orientación preferente anterior. Sin embargo, la recristalización que acompaña a la deformación suele tener como resultado una nueva orientación preferente. Conforme las masas rocosas se pliegan y, en general, se acortan durante el metamorfismo, los minerales alargados y de hábito planar tienden a recristalizar perpendicularmente a la dirección del esfuerzo máximo.

Los mecanismos que modifican las formas de los granos individuales son especialmente importantes para el desarrollo de las orientaciones preferentes de las rocas que contienen minerales como el cuarzo, la calcita y el olivino. Cuando la presión actúa sobre estos minerales, desarrollan granos alargados que se alinean en una dirección paralela al aplastamiento máximo (Figura ROCMET-05). Este tipo de deformación se produce en ambientes con temperaturas elevadas donde predomina la deformación dúctil (en oposición a la fracturación frágil).

Conforme unidades de la estructura cristalina de un mineral se deslizan las unas con respecto a las otras a lo largo de planos específicos, puede producirse un cambio en la forma del grano, deformando así el grano, como se muestra en la Figura ROCMET-05B. Este tipo de flujo plástico de estado sólido gradual implica un deslizamiento que altera la red cristalina a medida que cambian las posiciones de los átomos o los iones. En general, esto implica la rotura de los enlaces químicos existentes y la formación de enlaces nuevos. Además, la forma de un mineral puede cambiar conforme los iones se mueven desde un punto a lo largo del borde del grano que está sometido a una gran presión hacia una posición en el mismo grano con menor presión (Figura ROCMET-05C). Este tipo de deformación sucede por la transferencia de masa de un lugar a otro. Como cabría esperar, los fluidos químicamente activos colaboran con este mecanismo, que es un tipo de recristalización.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Texturas foliadas

Existen varios tipos de foliación, dependiendo del grado de metamorfismo y de la mineralogía de la roca original Consideraremos tres de ellos: pizarrosid.ad, esquistosidad y bandeado gnéisico.

 

Pizarrosidad. (slaty cleavage) El término pizarrosidad se refiere a las superficies planares muy juntas a lo largo de las cuales las rocas se separan en capas delgadas y tabulares cuando se las golpea con un martillo. La pizarrosidad aparece en varias rocas metamórficas pero se observa mejor en las pizarras que exhiben una propiedad de separación excelente, denominada clivaje.

Figura ROCMET-04 Rotación mecánica de granos minerales planares o alargados. A. Los granos minerales existentes mantienen su orientación aleatoria si la fuerza se aplica uniformemente. B. Conforme el esfuerzo diferencial hace que las rocas se aplasten, los granos minerales rotan hacia el plano de aplastamiento.

Según el ambiente metamórfico y la composición del protolito, la pizarrosidad se desarrolla de diferentes maneras. En un ambiente metamórfico de grado bajo, se sabe que la pizarrosidad se desarrolla cuando los estratos de lutita (y las rocas sedimentarias relacionadas) son metemorfizadas y plegadas para formar :una pizarra. El proceso empieza cuando los granos planares se pliegan y se doblan, generando pliegues microscópicos que tienen flancos (lados) más o menos alineados (Figura ROCMET-06). Una ulterior deformación intensifica este nuevo alineamiento e medida que los granos antiguos se rompen y recristalizan preferentemente en la dirección de la orientación recién desarrollada. De esta manera, se desarrollan en la roca estrechas zonas paralelas donde se concentran las briznas de mica. Estas estructuras planares alternan con zonas que contienen cuarzo y otros granos minerales que no exhiben una orientación lineal pronunciada. Es a lo largo de estas zonas muy delgadas, donde los minerales planares muestran un alineamiento paralelo, donde la pizarra se separa.

Dado que en general \a pizarra se forma durante el metamorfismo de grado bajo de la lutita, suelen conservarse restos de los planos de estratificación sedimentarios originales. No obstante, como se muestra en la Figura ROCMET-6D, la orientación de la pizarrosidad suele desarrollarse en un ángulo oblicuo al de la estratificación sedimentaria original. Por tanto, a diferencia de la lutita, que se separa a lo largo de planos de estratificación, la pizarra suele separarse a través de ellos. Otras rocas metamórficas, como los esquistos y los gneises, también se separan a lo largo de las superficies planares y, por tanto, exhiben clivaje.

 

Figura –ROCMET-05 Desarrollo de las orientaciones preferentes en minerales como el cuarzo, la calcita y el olivino. A. La deformación dúctil (aplastamiento) de estos granos minerales más o menos equidimensionales puede producirse de dos maneras. B. El primer mecanismo es un flujo plástico en estado sólido que implica el deslizamiento intracristalino de unidades individuales en el interior de cada grano. C. El segundo mecanismo implica la disolución del material procedente de áreas de esfuerzo elevado y la deposición de ese material en lugares de bajo esfuerzo. D. Ambos mecanismos modifican la forma de los granos, pero el volumen y la composición de cada grano permanece, en esencia, igual.

Esquistosidad Bajo regímenes de presión y temperatura más extremos, los pequeños granos de mica y clorita de las pizarras empiezan a crecer mucho. Cuando estos minerales planares crecen lo bastante como para poder observarse a simple üsta y exhiben una estructura planar o laminar, se dice que la roca muestra un tipo de foliación llamada esquistosidad. Las rocas con esta textura se denominan esquistos. Además de los minerales planares, el esquisto suele contener partículas deformadas de cuarzo y feldespato que aparecen como granos planos o en forma de lente escondidos entre los granos de mica.

Bandeada gnéisico Durante el metamorfismo de grado alto, las migraciones iónicas pueden provocar la segregación de los minerales, como se muestra en la Figura ROCMET-07, inferior derecha. Obsérvese que los cristales oscuros de biotita y los silicatos claros (cuarzo y feldespato) están separados, dando alaroca un aspecto bandeado, conocido como bandeado gnéisico o foliación (s.s.). Las rocas metamórficas con este tipo de texturas se denominan gneises. Aunque son foliados, los gneises no se separarán en planos con tanta facilidad como las pizarras y algunos esquistos. Los gneises que sí se lajan tienden a romperse en una dirección paralela a su foliación y muestran superficies ricas en mica parecidas al esquisto.

Figura ROCMET-06. Desarrollo de un tipo de pizarrosidad. A medida que la lutita va experimentando un intenso plegamiento (A, B) y metamorfismo para formar pizarra, las escamas de mica en desarrollo se doblan en micropliegues. C. Un ulterior metamorfismo provoca la recristalización de los granos de mica a lo largo de los flancos de estos pliegues para intensificar la foliación. D. La muestra de mano de pizarra ilustra la pizarrosidad y su orientación en relación con las superficies de estratificación anteriores.

Figura ROCMET-07 Esta roca muestra una textura gnéisica. Obsérvese que los granos oscuros de biotita y los silicatos claros están segregados, dando a la roca un aspecto bandeado o estratificado. (Foto de E. J. Tarbuck.)

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Otras texturas metamórficas

No todas las rocas metamórficas tienen texturas foliadas. Las que no tienen se denominan no foliadas. Las rocas metamórficas no foliadas se desarrollan en general en ambientes donde la deformación es mínima y los protolitos

están compuestos por minerales que presentan cristales equidimensionales, como el cuarzo o la calcita. Por ejemplo, cuando una caliza de grano fino (formada por calcita) se metamorfiza por la intrusión de una masa magmática caliente, los pequeños granos de calcita recristalizan y forman cristales entrelazados más grandes. La roca resultante, el mármol, presenta unos granos grandes y equidimensionales, orientados aleatoriamente, parecidos a los de las rocas ígneas de grano grueso.

Otra textura común en las rocas metamórficas son unos granos especialmente grandes, llamados p orfi dob lastos, rodeados por una matnz de grano fino de otros minerales.

 

Las texturas porfidoblásticas se desarrollan en una gran variedad de tipos de rocas y de ambientes metamórficos cuando los minerales del protolito recristaüzan y forman nuevos minerales. Durante la recristalización algunos minerales metamórficos, como el granate, la estaurolita y la andalucita, desarrollan invariablemente una pequeña cantidad de cristales muy grandes. Por el contrario, minerales como la moscovita, la biotita y el cuarzo suelen formar un gran cantidad de granos muy pequeños. Por consiguiente, cuando el metamorfismo genera los minerales granate, biotita y moscovita en el mismo ambiente, la roca contendrá cristales grandes (porfidoblastos) de granate embebidos en una matriz de grano fino compuesta de biotita y moscovita. Figura ROCMET-08).

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Rocas metamórficas comunes


figura ROCMET-08 Micaesquisto granatífero. Los cristales rojo oscuro del granate (porfidoblastos) están incrustados en una matriz clara de micas de grano fino (Foto de E.J. Tarbuck).

Recordemos que el metamorfismo produce muchos cambios en las rocas, entre ellos un aumento de su densidad, un cambio del tamaño de las partículas, la reorientación de los granos minerales en una distribución planar conocida como foliación y la transformación de minerales de baja temperatura en minerales de alta temperatura. Además, la introducción de iones genera nuevos minerales, algunos de los cuales son importantes desde el punto de vista económico.

Las principales características de algunas rocas metamórficas comunes se resumen en la Figura ROCMET-09. Obsérvese que las rocas metamórficas pueden clasificarse en líneas generales según el tipo de foliación que exhiben y, en menor medida, según la composición química del protolito.

 

Rocas foliadas

Pizarra La pizarra es una roca foliada de grano muy fino (menos de 0,5 milímetros) compuesta por pequeños cristales de mica demasiado pequeños para ser visibles. Por tanto, en general el aspecto de la pizarra no es brillante y es muy parecido al de la lutita. Una característica destacada de la pizarra es su tendencia a romperse en láminas planas (Figura ROCMET-10).

La pizarra se origina casi siempre por el metamorfismo en grado bajo de lutitas y pelitas. Con menor frecuencia, también se produce por el metamorfismo de las cenizas volcánicas. El color de la pizarra depende de sus constituyentes minerales. Las pizarras negras (carbonáceas) contienen materia orgárúca,las pizarras rojas deben su color al óxido de hierro y las verdes normalmente contienen clorita.

 

Fitita La fitita representa una gradación en el grado de metamorfismo entre la pizarra y el esquisto. Sus minerales planares son más grandes que los de la pizarra, pero no lo bastante como para ser fácilmente identificables a simple vista. Aunque la filita parece similar ala pizarra, puede distinguirse con facilidad por su brillo satinado y su superficie ondulada (Figura ROCMET-11). La filita, normalmente, muestra pizarrosidad y está compuesta funda-

mentalmente por cristales muy finos de moscovita, clorita o ambas.

 

Esquisto Los esquistos son rocas metamórficas de grano medio a grueso en las que predominan los minerales planares. Habitualmente, las micas moscovita y biotita, que exhiben un alineamiento planar que da alaroca su textura foliada. Además, los esquistos contienen cantidades menores de otros minerales, a menudo cuarzo y feldespato.

Hay esquistos formados principalmente de minerales oscuros (anfíboles). Como las pizarras, el protolito de muchos esquistos es la lutita, que ha experimentado un metamorfismo de grado medio a alto durante los episodios importantes de formación de montañas.

Figura ROCMET-09 Clasificación de las rocas metamórficas comunes.

 

El término esquisto describe la textura de una roca y se utiliza para describir las rocas que tienen una gran variedad de composiciones químicas. Para indicar la composición, se utilizan también los nombres de sus minerales. Por ejemplo, los esquistos formados fundamentalmente por las micas moscovita y biotita se denominan micaes- quistos (Figura ROCMET-12). Dependiendo del grado de metamorfismo y de la composición de la roca original, los micaesquistos contienen a menudo minerales índices, algunos de los cuales son exclusivos de las rocas metamórficas. Algunos minerales índices comunes que aparecen como porfiroblastos son el granate, la estaurolita y la sillimanita, en cuyo caso la roca se denomina micaesquisto granatífero, micaesquisto estaurolítico y así sucesivamente (Figura ROCMET-08).

 

Además, los esquistos pueden estar formados en gran medida por los minerales clorita o talco, en cuyo caso de denominan, respectivamente, esquistos cloríticos (esquistos verdes) y talcoesquistos. Los esquistos cloríticos y talcoesquistos pueden formarse cuando rocas con una composición basáltica experimentan metamorfismo. Otros contienen el mineral

Figura ROCMET-10 Dado que la pizarra se rompe en capas planas. tiene varios usos. Aquí, se ha utilizado para construir el techo de esta casa en suiza (Foto de E. I. Tarbuck.)

Figura ROCMET-11 La filita (izquierda) puede distinguirse de la pizarra (derecha) por su brillo satinado y su superficie ondulada. (Foto de E. J. Tarbuck.)

Figura ROCMET-12 Micaesquisto. Esta muestra de esquisto está compuesta principalmente de moscovita y biotita. (Foto de E. l. Tarbuck.)

 

 

grafito, que se utiliza para las de los lapiceros, para elaborar las fibras de grafito (utilizadas en las cañas de pescar) y como lubricante (normalmente para cerraduras).

 

Gneis Gneis es el término aplicado a las rocas metamórficas bandeadas de grano medio a grueso en las que predominan los minerales alargados y granulares (en oposición a los planares). Los minerales más comunes en el gneis son el cuarzo, el feldespato potásico y la plagioclasa rica en sodio. La mayoría de gneises también contienen cantidades menores de biotita, moscovita y anfibol que desarrollan una orientación preferente. Algunos gneises se rompen a lo largo de las capas de los minerales planares, pero la mayoría se rompe de una manera irregular.

Recordemos que, durante el metamorfismo de grado alto, los componentes claros y oscuros se separan, dando a los gneises su aspecto bandeado o laminar característico. Así, la mayoría de gneises están formados por bandas alternantes de zonas blancas orojizasricas en feldespato y capas de minerales ferromagnesianos oscuros (véase Figura ROCMET-07). Estos gneises bandeados suelen mostrar evidencias de deformación, como pliegues y fallas (Figura ROCMET-13).

 

La mayoría de los gneises tienen una composición félsica y a menudo derivan de granitos o de su equivalente afanítico, la riolita. Sin embargo, muchos se forman a partir del metamorfismo de grado alto de lutitas. En este caso, los gneises representan la última roca de la secuencia de pizarras, filitas, esquistos y gneises. Como los esquistos, los gneises pueden incluir también grandes cristales de minerales índice como el granate y la estaurolita.

También aparecen gneises compuestos mayoritariamente por minerales oscuros como los que forman el basalto. Por

ejemplo, una roca rica en anfibol que tenga una textura gnéisica se denomina anfibolita.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Rocas no foliadas

 

Mármol El mármol es una roca metamórfica cristalina de grano grueso que deriva de calizas o dolomías Figura ROCMET-04). El mármol puro es blanco y está compuesto esencialmente por calcita. Dado su atractivo color y su relativa blandura (dureza de 3), el mármol es fácil de cortar y moldear. El mármol blanco es particularmente apreciado como material para crear monumentos y estatuas, como la famosa estatua de David de Miguel Angel. Por desgracia, dado que el mármol es básicamente carbonato cálcico, es fácilmente atacado por la lluvia ácida. Algunos monumentos históricos

y lápidas muestran ya una intensa meteorización química.

 

Hace poco ayudé o un amigoa mudarse. Tenía una mesa de billar que pesaba mucho. Dijo que la superficie estaba hecha de pizarra. ¿Es cierto?

 

Sí, y a tu amigo le debió de costar bastante dinero. Sólo las mesas de billar de la mejor calidad tienen superficies de pizarra. La pizarra, una roca foliada de grano fino compuesta de partículas microscópicas de mica, tiene la capacidad de

romperse fácilmente a lo largo de sus planos de pizarrosidad, produciendo capas planas de roca lisa. Es muy preciada para su uso como superficie de mesa de billar, así como de material de construcción para azulejos o tejas.

Figura ROCMET-13 Cneis deformado y plegado, Parque Estatal del Desierto Anza Borrego, California. (Foto de A.P. Trujillo/APT photos.)

 

 

Figura ROCMET-14 Mármol, roca cristalina formada por el de calizas. La microfotografía muestra cristales de entrelazados mediante la luz polarizada. (Fotos de E. J. Tarbuck).

 

La roca a partir de la cual se forma el mármol a menudo contiene impurezas que tienden a colorear la piedra. Por tanto, el mármol puede ser rosa, gris, verde o incluso negro y puede contener gran diversidad de minerales accesorios (clorita, mica, granate y, normalmente, wollastonita). Cuando el mármol se forma a partir de caliza interestratificada con lutitas, aparece bandeado y muestra una foliación visible. Si se deforman, estos mármoles desarrollan unos pliegues muy apretados y ricos en micas que dan a la roca un diseño bastante artístico. Por tanto, estos mármoles decorativos se han utilizado como piedra de consrrucción desde los tiempos prehistóricos.

 

Cuarcita La cuarcita es una roca metamórfica muy dura formada a partir de arenisca rica en cuarzo (Figura ROCMET-15).

Bajo las condiciones de metamorfismo de grado moderado a elevado, los granos de cuarzo de la arenisca se funden como briznas de vidrio (Figura ROCMET-15). La recristalización es tan completa que cuando se rompe, la cuarcita se escinde a través de los granos de cuarzo originales, en lugar de hacerlo a lo largo de sus límites. En algunos casos se conservan estructuras sedimentarias del tipo de la estratificación cruzada y dan a la roca un aspecto bandeado.

La cuarcita pura es blanca, pero los óxidos de hierro pueden producir tintes rojizos o rosados, mientras que los granos de minerales oscuros pueden colorearla de gris.

Figura ROCMET-15 La cuarcita es una roca metamórfica no foliada formada a partir de la arenisca rica en cuarzo. La microfotografía muestra los granos de cuarzo entrelazados típicos de la cuarcita (Foto de E. J. Tarbuck.)

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Ambientes metamórficos

Hay algunos ambientes en los que se produce metamorfismo. La mayoría se encuentra en las proximidades de los límites de placa y muchos se asocian con la actividad ígnea. Consideraremos los siguientes tipos de metamorfismo: (1) metamorfismo térmico o de contacto; (2) metamorfismo hidrotermal; (3) metamorfismo regional; (4) metamorfismo de enterramiento; (5) metamorfismo de impacto; y (6) metamorfismo dinámico.

 

Con la excepción del metamorfismo de impacto, hay coincidencias considerables entre los demás tipos de metamorfismo. Recordemos que el metamorfismo regional se produce donde colisionan las placas litosfericas para generar montañas. Aquí se pliegan y se fracturan grandes segmentos de la corteza terrestre mientras el magma que

asciende del manto intruye en ellos. Por tanto, las rocas que se deforman y se metamorfizan en una zona de metamorfismo regional exhiben rasgos metamórficos comunes a otros tipos de metamorfismo.

Metamorfismo térmico o de contacto

El metamorfismo térmico o de contacto se produce como consecuencia del aumento de la temperatura cuando un magma invade una roca caja. En este caso se forma una zona de alteración denominada aureola (aureous : halo dorado) en la roca que rodea el cuerpo magmático (Figura ROCMET-16). Las intrusiones pequeñas, como diques delgados y sills, tienen aureolas de tan sólo unos pocos centímetros de grosor. Por el contrario, los cuerpos magmáticos que forman los batolitos masivos pueden crear aureolas metamórficas que se extienden a lo largo de varios kilómetros.

Además del tamaño del cuerpo magmático, la composición mineral de la roca huésped y la disponibilidad de agua afectan en gran medida al tamaño de la aureola. En rocas químicamente activas, como las calizas, la zona de alteración hpuede tener 10 kilómetros de grosor. Estas grandes aureolas suelen tener distintas zonas metamórficas. Cerca del cuerpo magmático, se pueden formar minerales de temperatura elevada como el granate, mientras que los minerales de grado bajo como la clorita se forman en lugares más alejados.

El metamorfismo de contacto se reconoce fácilmente sólo cuando se produce en la superficie o en un ambiente próximo a la superficie, donde el contraste de temperaturas entre el magma y la roca caja es grande. Durante el metamorfismo de contacto los minerales de arcillas calientan como si estuvieran colocados en un horno, y pueden generar una roca muy dura y de grano fino. Dado que las presiones dirigidas no son un factor fundamental para la formación de estas rocas, generalmente no tienen foliación. El nombre aplicado a la amplia variedad de rocas metamórficas compactas y no foliadas formadas durante el metamorfismo de contacto es el de corneanas (hornfels).

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Metamorfismo hidrotermal

Una alteración química llamada metamorfismo hidrotermal ocurre cuando los fluidos calientes, ricos en iones circulan a través de las fisuras y las fracturas que se desarrollan en la roca. Este tipo de metamorfismo está estrechamente relacionado con la actividad ígnea, ya que proporciona el calor necesario para hacer circular estas soluciones ricas en iones. Por tanto, el metamorfismo hidrotermal suele producirse en regiones en las que hay grandes plutones.

Conforme estos grandes cuerpos magmáticos se enfrían y se solidifican, se expulsan los iones que no se incorporan a las estructuras cristalinas de los silicatos recién formados, así como los volátiles restantes (agua). Estos fluidos ricos en iones se denominan soluciones (solut : disolver) hidrotermales (hydra : agua; therm : calor). Además de alterar químicamente la roca caja, los iones de las disoluciones hidrotermales a veces precipitan y forman una variedad de depósitos minerales económicamente importantes.

Figura ROCMET-16 EI metamorfismo de contacto produce una zona de alteración denominada aureola alrededor de un cuerpo ígneo intrusivo.

Si estas rocas caja son permeables, como sucede con las rocas carbonatadas como La caliza, estos fluidos pueden extender la aureola varios kilómetros.Además, estas soluciones ricas en silicatos pueden reaccionar con los carbonatos y producir una variedad de minerales silicatados ricos en calcio que forman una roca llamada skarn. Recordemos que el proceso metamórfico que altera la composición química general de una unidad rocosa se denomina metasomatismo.

Conforme aumentaba nuestro conocimiento de la tectónica de placas, era cada vez más claro que la mayor incidencia del metamorfismo hidrotermal tiene lugar a 1º largo de las dorsales centrooceánicas. Aquí, a medida que las placas se separan, el magma que aflora procedente del manto genera nuevo fondo oceánico. Cuando el agua percola a través de la corteza oceánica joven y caliente, se calienta y reacciona químicamente con las rocas basálticas recién formadas (Figura ROCMET-17). El resultado es la conversión de los minerales ferromagnesianos, como el olivino y el piroxeno, en silicatos hidratados, como la serpentina, la clorita y el talco. Además, las plagioclasas ricas en calcio del basalto se van enriqueciendo cada vez más en sodio a medida que la sal (NaCl) del agua marina intercambia iones sodio por iones calcio.

 

También se disuelven de la corteza recién formada grandes cantidades de metales, como hierro, cobalto, níquel, plata, oro y cobre. Estos fluidos calientes y ricos en metales acaban ascendiendo a lo largo de las fracturas y

brotan del suelo oceánico a temperaturas de alrededor de 350ºC, generando nubes llenas de partículas denominadas fumarolas oceánicas. Al mezclarse con el agua marina fría, los sulfuros y los carbonatados que contienen estos metales pesados precipitan y forman depósitos metálicos, algunos de los cuales tienen valor económico. Se cree que éste es el origen de los yacimientos de cobre que hoy se explotan en la isla de Chipre.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

 

Metamorfismo reg¡onal

La mayoría de rocas metamórficas se forman durante el metamorfismo regional asociado con la formación de montañas. Durante esos acontecimientos dinámicos, se deforman intensamente grandes segmentos de la corteza

terrestre a lo largo de los bordes de placa convergentes (Figura ROCMET-18). Esta actividad suele tener lugar cuando la litosfera oceánica es subducida y produce arcos insulares o arcos volcánicos continentales y durante las colisiones continentales.

El metamorfismo asociado con las colisiones continentales implica la convergencia de un límite de placa activo con un límite continental pasivo, como se muestra en la Figura ROCMET-18. En general, este tipo de colisiones provoca la deformación intensa de grandes segmentos de la corteza terrestre por las fuerzas compresionales asociadas con el movimiento convergente de las placas. Los sedimentos y las rocas de la corteza que forman los límites de los bloques continentales que colisionan se pliegan y se fracturan, haciendo que estos bloques se acorten y se engrosen como una alfombra arrugada (Figura ROCMET-18). En este suceso suelen intervenir las rocas cristalinas del basamento continental, así como las partes de la corteza oceánica que antes formaban el fondo de una cuenca oceánica.

Figura ROCMET-17 Metamorfismo hidrotermal a lo largo de una dorsal centrooceánica.

 

Figura ROCMET-18 El metamorfismo regional se produce cuando las rocas son comprimidas entre dos placas convergentes durante la formación de montañas.

 

 

El engrosamiento general de la corteza se traduce en un ascenso ligero en el que las rocas deformadas se elevan por encima del nivel del mar y forman terreno montañoso. Del mismo modo, el engrosamiento de la corteza tiene como consecuencia el enterramiento profundo de grandes cantidades de roca, ya que los bloques de corteza se colocan los unos debajo de los otros. Aquí, en las raíces de las montañas, las temperaturas elevadas provocadas por el enterramiento profundo son las responsables de la actividad metamórfica más productiva e intensa en el interior de un cinturón montañoso. A menudo, estas rocas enterradas en las profundidades se calientan hasta el punto de fusión. Como consecuencia, se acumula magma hasta formar cuerpos suficientemente grandes para ascender e intruir las rocas metamórficas y sedimentarias suprayacentes (Figura ROCMET-18). Por consiguiente los núcleos de muchas cordilleras montañosas están formados por rocas metamórficas plegadas y fracturadas entrelazadas con cuerpos ígneos. Con el tiempo, esas masas rocosas deformadas son elevadas, la erosión elimina el material suprayacente para dejar expuestas las rocas ígneas y metamórficas que comprenden el núcleo central de una cordillera montañosa.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Otros tipos de metamorfismo

Existen otros tipos de metamorfismo que generan cantidades comparativamente menores de rocas metamórficas en concentraciones localizadas.

Menmorfismo de enterramiento. El metamorfismo de enterramiento se produce en asociación con acumulaciones muy gruesas de estratos sedimentarios en una cuenca subsidente (Figura ROCMET-01). Aquí, se pueden alcanzar las condiciones metamórficas de grado bajo en las capas inferiores. La presión de confinamiento y el calor geotérmico provocan la recristalización de los minerales y modifican la textura o la mineralogía de la roca sin deformación apreciable.

La profundidad necesaria para el metamorfismo de enterramientovaría de un lugar a otro, según el gradiente geotérmico predominante. El metamorfismo de grado bajo suele empezar a profundidades de alrededor de 8 kilómetros, donde las temperaturas oscilan entre los 100ºC y los 200ºC. No obstante, en las zonas que muestran gradientes geotérmicos elevados, como en las proximidades del mar Salton en California y en la parte septentrional de Nueva Zelanda, las perforaciones han permitido recoger minerales metamórficos a una profundidad de sólo unos pocos kilómetros.

 

Metamorfismo dinámico Cerca de la superficie, las rocas se comportan como un sólido frágil. Por consiguiente, el movimiento a lo largo de una zona de falla fractura y pulveriza las rocas (Figura ROCMET-19). El resultado es una roca poco consistente denominada brecha de falla que está compuesta por fragmentos de roca rotos y aplastados (Figura ROCMET-20). Los movimientos de la falla de San Andrés en California han creado una zona de brecha de falla y de otros tipos de roca parecidos de más de 1.000 kilómetros de longitud y con una anchura de hasta 3 kilómetros.

En algunas zonas de falla poco profundas, también se produce un material suave, no cementado, parecido a la arcilla denominado harina de falla. La harina de falla se forma por el triturado y la pulverización del material rocoso durante el movimiento de la falla. El material triturado resultante experimenta una alteración ulterior por el agua subterránea que se infiltra a través de la zona de falla.

Gran parte de esa intensa deformación asociada con las zonas de falla se produce a grandes profundidades y, por tanto, a temperaturas elevadas. En ese ambiente, los minerales preexistentes se deforman dúctilmente (Figura ROCMET-19). Conforme los grandes bloques de roca se mueven en direcciones opuestas, los minerales de la zona de falla tienden a formar granos alargados que dan a la roca un aspecto foliado o lineado. Las rocas que se forman en estas zonas de deformación dúctil intensa se denominan. milonitas (mylo: molino; ite : piedra).

Figura ROCMET-19 Metamorfismo en una zona de falla.

Figura ROCMET-20 Brecha de falla compuesta de fragmentos angulares grandes. Este afloramiento, situado en Titus Canyon, Death Valley, California, se produjo en una zona de falla. (Foto de A. P. Trujillo/APT Photos.)

 

 

Metamorfismo de impacto El metamorfismo de impacto (o de choque) se produce cuando unos proyectiles de gran velocidad llamados meteoritos (fragmentos de cometas o asteroides) golpean la superficie terrestre. Tras el impacto, la energía cinética del meteorito se transforma en energía térmica y ondas de choque que atraviesan las rocas de alrededor. El resultado es una roca pulverizada fracturada y a veces fundida. Los productos de estos impactos, llamados eyecta, son mezclas de roca fragmentada y fundida ricas en vidrio parecidas a las bombas volcánicas (véase Recuadro ROCMET-01). En algunos casos, se encuentran una forma muy densa de cuarzo (coesita) y diamantes minúsculos. Estos minerales de alta presión proporcionan pruebas convincentes de que han debido alcanzarse, al menos brevemente, en la superficie de la Tierra, presiones y temperaturas al menos tan elevadas como las existentes en el manto superior.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Zonas metamórficas

En las zonas afectadas por metamorfismo, suelen existir variaciones sistemáticas en la mineralost y la textura de las rocas que puede observarse al atravesar la región. Estas diferencias tienen una clara relación con las variaciones en el grado de metamorfismo experimentado en cada zona metamórfica.

 

Variaciones de textura

Por ejemplo, cuando empezamos con una roca sedimentaria rica en arcillas como la lutita, un aumento gradual de la intensidad metamórfica va acompañado de un aumento general del tamaño del grano. Por tanto, observamos que la lutita se transforma enpizarra de grano fino, que a su vez forma filita ¡ a través de la recristalización continua, genera un esquisto de grano grueso (Figura ROCMET-21).

Bajo condiciones más intensas, puede desarrollarse una textura gnéisica con capas de minerales oscuros y claros.

Esta transición sistemática en las texturas metamórficas puede observarse al aproximarnos a los Apalaches desde el oeste. Capas de lutita que antes se extendían por extensas zonas del este de Estados Unidos, todavía se presentan como estratos subhorizontales en Ohio. Sin embargo, en los Apalaches ampliamente plegados del centro de Pensilvania, las rocas que antes habían formado estratos horizontales están plegadas y muestran urra orientación preferente de los granos minerales planares como muestra la pizarrosidad bien desarrollada. Cuando nos desplazamos más al este en los Apalaches cristalinos intensamente deformados, encontramos grandes afloramientos de esquistos. Las zonas de metamorfismo más intenso se encuentran en Vermont y New Hampshire, donde afloran rocas gnéisicas.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Minerales índice y grado metamórfico

Además de los cambios de textura, encontramos cambios correspondientes de mineralogía conforme nos desplazamos de las zonas de metamorfismo de grado bajo a las de metamorfismo de grado alto. IJna transición idealizada en la mineralogía que se produce como consecuencia del metamorfismo regional de lutitas se muestra en la Figura ROCMET-22. El primer mineral nuevo que se forma a medida que la lutita se transforma en pizarra es la clorita. A temperaturas más elevadas empiezan a dominar las partículas de moscovita y biotita. Bajo condiciones más extremas, las rocas metamórficas pueden contener granate y cristales de estaurolita. A temperaturas próximas a las del punto de fusión de la roca, se forma sillimanita. Esta última es un mineral metamórfico de alta temperatura utilizad o para fabricar porcelanas refractarias como las empleadas en las bujías.

Figura ROCMET-21 llustración idealizada del metamorfismo regional progresivo. De izquierda a derecha, pasamos de un metamorfismo de grado bajo (pizarra) a un metamorfismo de grado alto (gneis). (Fotos de E' l. Tarbuck.)

 

A través del estudio de las rocas metamórficas en sus ambientes naturales (llamado estud.io de campo) y a través de estudios experimentales, los investigadores han descubierto que ciertos minerales son buenos indicadores del ambiente metamórfico en el cual se formaron. Utilizando esos minerales índice, los geólogos distinguen entre diferentes zonas de metamorfismo regional. Por ejemplo, la clorita empieza a formarse cuando las temperaturas son relativamente bajas, menos de 200ºC (Figura ROCMET-23). Por tanto, las rocas que contienen cloritas (normalmente las pizarras) son conocidas como rocas de grado bajo. por el contrario, la sillimanita se forma sólo en ambientes muy extremos donde la temperatura supera los 600ºC y las rocas que la contienen son consideradas de grado alto. Cartografiando las zonas donde están los minerales índice, los geólogos cartografíande hecho zonas con distinto grado de metamorftsmo. Grado es un término utilizado en un sentido relativo para referirse a las condiciones de temperatura (o a veces de presión) a las que las rocas han sometidas.

 

Migmatitas En los ambientes más extremos, incluso las cas metamórficas de grado alto erperimentan cambios. Por ejemplo, las rocas gnéisicas pueden calentarse lo suficiente como para provocar el inicio de la fusión. Sin embargo recordemos lo hablado sobre las rocas ígneas, que los diferentes minerales se funden a temperaturas diferentes.

Los silicatos de color claro, normalmente el cuarzov el feldespato potásico, tienen las temperaturas de fusión más bajas y empiezan a fundirse primero, mientras que los silicatos máficos, como el anfíbol y la biotita, se mantienen sólida, Cuando esta roca parcialmente fundida se enfría, las bandas claras constarán de componentes ígneos o de aspecto ígnea mientras que las bandas oscuras consistirán en material metamórfico no fundido. Las rocas de este tipo se denominan migmatitas (migma : mezcla; ite : piedra). Las bandas claras de las migmatitas suelen formar pliegues tortuosos y pueden contener inclusiones tabulares de componentes oscuros. Las migmatitas sirven para ilustrar el hecho de que algunas rocas son transicionales y no pertenecen claramente a ninguno de los tres grupos básicos de rocas.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Metamorfismo y tectónica de placas

La mayor parte de nuestro conocimiento sobre el metamorfismo tiende a apoyar lo que sabemos acerca del comportamiento dinámico de la Tierra según se esboza en la teoría de la tectónica de placas. En este modelo, la mayor parte de la deformación y el metamorfismo asociado se produce en la proximidad de los bordes de placas convergentes, donde las placas litosféricas se aproximan unas a otras. A lo largo de algunas zonas convergentes, los bloques continentales colisionan para formar montañas, como se ilustra en la Figura ROCMET-21. En ambientes, las fuerzas compresionales comprimen generalmente deforman los bordes de las placas convergentes, así como los sedimentos que se han acumula lo largo de los márgenes continentales. Muchos de los principales cinturones montañosos de la Tierra, entre ellos los Alpes, el Himalaya y los Apalaches, se de esta manera. Todos estos sistemas montañosos se componen (en grados variables) de rocas sedimentarias deformadas y metamórficas que fueron comprimidas entre dos placas convergentes.

Figura ROCMET-22 La transición típica en la mineralogía que se produce por metamorfismo progresivo de una lutita.

Figura ROCMET-23 Zonas de intensidades metamórficas en Nueva lnglaterra.

 

También se produce metamorfismo a gran escala a lo largo de las zonas de subducción donde las placas oceánica descienden hacia el manto. Un examen detallado de Figura ROCMET-24 muestra que existen diversos ambientes metamórficos a lo largo de este tipo de bordes convergentes. Cerca de las fosas, las placas formadas por litosfera oceánica relativamente fría están descendiendo a grandes profundidades. Conforme la litosfera desciende, los sedimentos y las rocas dela corteza son sometidos a temperaturas y presiones que aumentan de manera constante (Figura ROCMET-24). Sin embargo, la temperatura de la placa descendente permanece más fría que la del manto circundante porque las rocas son malas conductoras del calor y, por consiguiente, se enfría lentamente (Véase Figura ROCMET-01). Las rocas formadas en este ambiente de baja temperatura y alta presión se denominan esquistos azules, debido a la presencia de glaucofana, un anfibol de color azul. Las rocas de la cordillera de la costa de California se formaron de esta manera. En esta zona, rocas muy deformadas que estuvieron una vez profundamente enterradas han aflorado, debido a un cambio en el borde de placa.

 

Las zonas de subducción son también un lugar importante de generación de magmas (Figura ROCMET-24). Recordemos, que, conforme una placa oceánica se hunde, el calor y la presión impulsan el agua desde los sedimentos y las rocas de la corteza en subducción. Esos volátiles migran hacia la cuña de material caliente situada encima y disminuyen la temperatura de fusión de esas rocas del manto lo suficiente como para generar magmas. Una vez fundida suficiente roca, asciende por flotación hacia la superficie, calentando y deformando aún más los estratos a los que intruye. por

tanto, en la superficie, tierra adentro de las fosas, el metamorfismo de contacto de alta temperatura y baja presión es común (Figura ROCMET-24). Sierra Nevada (EE.UU.), donde hay numerosas intrusiones ígneas y rocas metamórficas asociadas, es un ejemplo de este tipo de ambiente.

 

Figura ROCMET-24 Ambientes metamórficos según el modelo de tectónica de placas.

Por tanto, los terrenos montañosos que se forman a lo largo de las zonas de subducción están constituidos generalmente por dos cinturones lineales bien definido de rocas metamórficas. Cerca de la fosa oceánica, encontramos un régimen meramórfico de alta presión y baja temperatura similar al de la cordillera de la costa de California. Más lejos, en dirección hacia tierra firme, en la región de las intrusiones ígneas, el metamorfismo está dominado por temperaturas elevadas y presiones bajas; es decir, ambientes similares a los asociados con el batolito de Sierra Nevada (EE.UU.).

 

Como se ha dicho anteriormente, el metamorfismo hidrotermal se produce en los bordes de placa divergentes, donde la expansión del fondo oceánico provoca el afloramiento de magma basáltico caliente. En éstos lugares, la circulación de agua marina caliente a través de la corteza basáltica recién formada produce una roca metamórfica de grado relativamente bajo llama da espilita. La alteración química de la corteza basáltica genera rocas compuestas principalmente de clorita y plagioclasa rica en, sodio que suelen conservar vestigios de la roca original, como vesículas y estructuras almohadilladas. La expansión continuada a lo largo de la dorsal oceánica distribuye estas rocas alteradas a través de toda la cuenca oceánica.

 

Ambientes metamórficos antiguos

Además de los cinturones lineales de rocas metamórficas que se encuentran en las zonas axiales de la mayoría de los cinturones montañosos, existen extensiones incluso mayores de rocas metamórficas en el interior de las zonas continentales estables (Figura GEO-07). Estas extensiones relativamente planas de rocas metamórficas y plutones ígneos asociados se denominan escudos. Una de estas estructuras, el escudo canadiense, tiene un relieve muy plano y forma el basamento rocoso de gran parte de Canadá central, extendiéndose desde la bahía Hudson hasta el norte de Minnesota. La datación radiométrica del escudo canadiense indica que está compuesto por rocas cuya edad oscila entre 1.800-y 3.800 miliones de años. Dado que los escudos son antiguos, y, que su estructura es similar ala existente en los núcleos de los terrenos montañosos recientes, se supone que son los restos de períodos mucho más antiguos de formación de montañas. Esta evidencia apoya con fuerza la opinión generalmente aceptada de que la Tierra ha sido un planeta dinámico a lo largo de la mayor parte de su historia. Los estudios de estas enormes áreas metamórficas en el contexto de la tectónica de placas han proporcionado a los geólogos nuevas perspectivas sobre el problema del origen de los continentes.

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