El ciclo de las rocas es un concepto básico en geología que describe las transiciones a través del tiempo geológico entre los tres tipos principales de rocas : sedimentarias , metamórficas e ígneas . Cada tipo de roca se altera cuando se le obliga a salir de sus condiciones de equilibrio. Por ejemplo, una roca ígnea como el basalto puede descomponerse y disolverse cuando se expone a la atmósfera , o derretirse cuando se subduce bajo un continente . Debido a las fuerzas impulsoras del ciclo de las rocas, la tectónica de placas y el ciclo del agua , las rocas no permanecen en equilibrio y cambian a medida que encuentran nuevos entornos. El ciclo de las rocas explica cómo se relacionan los tres tipos de rocas entre sí y cómo los procesos cambian de un tipo a otro con el tiempo. Este aspecto cíclico hace que las rocas cambien un ciclo geológico y, en los planetas que contienen vida , un ciclo biogeoquímico .
Cuando las rocas son empujadas profundamente bajo la superficie de la Tierra , pueden fundirse y convertirse en magma . Si ya no existen las condiciones para que el magma permanezca en su estado líquido, se enfría y se solidifica formando una roca ígnea. Una roca que se enfría dentro de la Tierra se llama intrusiva o plutónica y se enfría muy lentamente, produciendo una textura de grano grueso como la roca de granito . Como resultado de la actividad volcánica , el magma (que se llama lava cuando llega a la superficie terrestre) puede enfriarse muy rápidamente en la superficie terrestre expuesta a la atmósfera y se denominan rocas extrusivas o volcánicas. Estas rocas son de grano fino y en ocasiones se enfrían tan rápidamente que no se pueden formar cristales y dar como resultado un vidrio natural , como la obsidiana , sin embargo la roca de grano fino más común sería la conocida como basalto . Cualquiera de los tres tipos principales de rocas (rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas) puede fundirse formando magma y enfriarse formando rocas ígneas. [2]
Los cambios epigenéticos (procesos secundarios que ocurren a bajas temperaturas y bajas presiones) pueden clasificarse bajo varios epígrafes, cada uno de los cuales es típico de un grupo de rocas o minerales formadores de rocas , aunque normalmente más de una de estas alteraciones está en curso en la misma roca. La silicificación , la sustitución de los minerales por sílice cristalina o criptocristalina, es más común en las rocas félsicas , como la riolita , pero también se encuentra en la serpentina, etc. La caolinización es la descomposición de los feldespatos , que son los minerales más comunes en rocas ígneas, en caolín (junto con cuarzo y otros minerales arcillosos ); se muestra mejor con granitos y sienitas . La serpentinización es la alteración del olivino a serpentina (con magnetita ); es típico de las peridotitas , pero se presenta en la mayoría de las rocas máficas . En la uralización , la hornblenda secundaria reemplaza a la augita ; La cloritización es la alteración de la augita (biotita o hornblenda) a clorita , y se observa en muchas diabasas , dioritas y piedras verdes . La epidotización se produce también en rocas de este grupo y consiste en el desarrollo de epidota a partir de biotita, hornblenda, augita o feldespato plagioclasa. [3]
Las rocas expuestas a altas temperaturas y presiones pueden cambiar física o químicamente para formar una roca diferente, llamada metamórfica. El metamorfismo regional se refiere a los efectos sobre grandes masas de rocas en un área amplia, típicamente asociados con eventos de formación de montañas dentro de cinturones orogénicos . Estas rocas comúnmente exhiben bandas distintas de diferente mineralogía y colores, lo que se denomina foliación . Otro tipo principal de metamorfismo se produce cuando un cuerpo de roca entra en contacto con una intrusión ígnea que calienta la roca circundante . Este metamorfismo de contacto da como resultado una roca que se altera y recristaliza por el calor extremo del magma y/o por la adición de fluidos del magma que añaden sustancias químicas a la roca circundante ( metazomatismo ). Cualquier tipo de roca preexistente puede verse modificado mediante procesos de metamorfismo. [4] [5]
Las rocas expuestas a la atmósfera son variablemente inestables y sujetas a procesos de meteorización y erosión . La meteorización y la erosión rompen la roca original en fragmentos más pequeños y se llevan el material disuelto. Este material fragmentado se acumula y es enterrado por material adicional. Si bien un grano de arena individual sigue siendo miembro de la clase de roca a partir de la cual se formó, una roca formada por dichos granos fusionados es sedimentaria. Las rocas sedimentarias se pueden formar a partir de la litificación de estos fragmentos más pequeños enterrados ( roca sedimentaria clástica ), la acumulación y litificación de material generado por organismos vivos ( roca sedimentaria biogénica - fósiles ), o la litificación de material precipitado químicamente a partir de una solución que contiene minerales debido a evaporación ( precipitar roca sedimentaria). Las rocas clásticas pueden formarse a partir de fragmentos desprendidos de rocas más grandes de cualquier tipo, debido a procesos como la erosión o a partir de material orgánico, como restos de plantas. Las rocas biogénicas y precipitadas se forman a partir de la deposición de minerales a partir de sustancias químicas disueltas de todos los demás tipos de rocas.
En 1967, J. Tuzo Wilson publicó un artículo en Nature describiendo la repetida apertura y cierre de las cuencas oceánicas, centrándose en particular en la zona actual del Océano Atlántico . Este concepto, parte de la revolución de las placas tectónicas, se conoció como ciclo de Wilson . El ciclo de Wilson ha tenido efectos profundos en la interpretación moderna del ciclo de las rocas, ya que la tectónica de placas fue reconocida como la fuerza impulsora del ciclo de las rocas.
En los límites divergentes en medio del océano se produce nuevo magma mediante el afloramiento del manto y una zona de derretimiento poco profunda . Este magma basáltico juvenil es una fase temprana de la porción ígnea del ciclo. A medida que las placas tectónicas a ambos lados de la cresta se separan, la nueva roca se aleja de la cresta, la interacción del agua de mar caliente que circula a través de las fracturas inicia el metamorfismo retrógrado de la nueva roca.
La nueva corteza oceánica basáltica eventualmente se encuentra con una zona de subducción a medida que se aleja de la cresta en expansión. A medida que esta corteza es retraída hacia el manto, las crecientes condiciones de presión y temperatura provocan una reestructuración de la mineralogía de la roca, este metamorfismo altera la roca para formar eclogita . A medida que la losa de corteza basáltica y algunos sedimentos incluidos son arrastrados a mayor profundidad, el agua y otros materiales más volátiles son expulsados y se elevan hacia la cuña de roca suprayacente sobre la zona de subducción, que está a una presión más baja. El material rico en presión más baja, temperatura alta y ahora volátil en esta cuña se derrite y el magma flotante resultante se eleva a través de la roca suprayacente para producir vulcanismo de arco de isla o margen continental . Este vulcanismo incluye más lavas silícicas cuanto más se aleja del borde del arco insular o margen continental, lo que indica una fuente más profunda y un magma más diferenciado.
En ocasiones, parte de la losa metamorfoseada que desciende puede ser empujada hacia arriba u obducida hacia el margen continental. Estos bloques de peridotita del manto y las eclogitas metamórficas están expuestos como complejos de ofiolita .
El material volcánico recién erupcionado está sujeto a una rápida erosión dependiendo de las condiciones climáticas. Estos sedimentos se acumulan dentro de las cuencas a ambos lados de un arco de islas. A medida que los sedimentos se entierran más profundamente, comienza la litificación y se produce roca sedimentaria.
En la fase final del ciclo clásico de Wilson, dos terrenos continentales o más pequeños se encuentran en una zona convergente. [6] Cuando las dos masas de corteza continental se encuentran, ninguna puede subducirse, ya que ambas son rocas silícicas de baja densidad . Cuando las dos masas se encuentran, tremendas fuerzas de compresión distorsionan y modifican las rocas involucradas. [7] El resultado es un metamorfismo regional dentro del interior de la orogenia o evento de formación de montañas resultante. A medida que las dos masas se comprimen, se pliegan y forman una falla en una cadena montañosa por la colisión continental, todo el conjunto de unidades de rocas ígneas, volcánicas, sedimentarias y metamórficas anteriores preexistentes quedan sujetas a este nuevo evento metamórfico.
Las altas cadenas montañosas producidas por colisiones continentales quedan inmediatamente sometidas a las fuerzas de la erosión. [8] La erosión desgasta las montañas y se desarrollan enormes montones de sedimentos en los márgenes oceánicos adyacentes, en mares poco profundos y como depósitos continentales. A medida que estas pilas de sedimentos se entierran más profundamente, se litifican hasta convertirse en roca sedimentaria. Las rocas metamórficas, ígneas y sedimentarias de las montañas se convierten en nuevos montones de sedimentos en las cuencas adyacentes y eventualmente se convierten en rocas sedimentarias.
El ciclo de las rocas tectónica de placas es un proceso evolutivo. La generación de magma, tanto en el entorno de las crestas en expansión como dentro de la cuña sobre una zona de subducción, favorece la erupción de la fracción más rica en silícico y volátil del material de la corteza o del manto superior . [9] Este material de menor densidad tiende a permanecer dentro de la corteza y no volver a subducirse al manto. [10] Los aspectos magmáticos de la tectónica de placas tienden a una segregación gradual dentro o entre el manto y la corteza. A medida que se forma el magma, la masa fundida inicial se compone de fases más silícicas que tienen un punto de fusión más bajo. Esto conduce a una fusión parcial y una mayor segregación de la litosfera . Además, la corteza continental silícica es relativamente flotante y normalmente no vuelve a sumergirse en el manto. Así, con el tiempo, las masas continentales crecen cada vez más. [11]
La presencia de abundante agua en la Tierra es de gran importancia para el ciclo de las rocas. Quizás los más obvios sean los procesos de erosión y meteorización impulsados por el agua . El agua en forma de precipitación y agua ácida del suelo y agua subterránea es bastante eficaz para disolver minerales y rocas, especialmente aquellas rocas ígneas y metamórficas y rocas sedimentarias marinas que son inestables en condiciones atmosféricas y cercanas a la superficie. El agua se lleva los iones disueltos en la solución y los fragmentos descompuestos que son producto de la meteorización. El agua corriente transporta grandes cantidades de sedimentos en los ríos de regreso al océano y a las cuencas interiores. Los sedimentos acumulados y enterrados se convierten nuevamente en roca.
Un papel menos obvio del agua es el de los procesos de metamorfismo que ocurren en las rocas volcánicas frescas del fondo marino cuando el agua de mar, a veces calentada, fluye a través de las fracturas y hendiduras de la roca. Todos estos procesos, ilustrados por la serpentinización , son una parte importante de la destrucción de la roca volcánica. [12]
El papel del agua y otros volátiles en el derretimiento de la roca de la corteza terrestre existente en la cuña sobre una zona de subducción es una parte muy importante del ciclo. Junto con el agua, la presencia de dióxido de carbono y otros compuestos de carbono de abundante piedra caliza marina dentro de los sedimentos sobre la losa que se hunde es otra fuente de volátiles que inducen el derretimiento. Esto involucra el ciclo del carbono como parte del ciclo general de las rocas. [13]
