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 ve forzado 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 fundirse al ser subducida bajo un continente . Debido a las fuerzas impulsoras del ciclo de las rocas, la tectónica de placas y el ciclo del agua , las rocas no permanecen en equilibrio y cambian a medida que encuentran nuevos entornos. El ciclo de las rocas explica cómo se relacionan entre sí los tres tipos de rocas y cómo los procesos cambian de un tipo a otro con el tiempo. Este aspecto cíclico hace que el cambio de rocas sea un ciclo geológico y, en los planetas que contienen vida , un ciclo biogeoquímico .
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 en una roca ígnea. Una roca que se enfría dentro de la Tierra se llama intrusiva o plutónica y se enfría muy lentamente, produciendo una textura de grano grueso como la roca granito . Como resultado de la actividad volcánica , el magma (que se llama lava cuando alcanza la superficie de la Tierra) puede enfriarse muy rápidamente en la superficie de la Tierra expuesta a la atmósfera y se denominan rocas extrusivas o volcánicas. Estas rocas son de grano fino y, a veces, se enfrían tan rápidamente que no se pueden formar cristales y dan como resultado un vidrio natural , como la obsidiana , sin embargo, la roca de grano fino más común se conocería como basalto . Cualquiera de los tres tipos principales de rocas (rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas) puede fundirse en magma y enfriarse en rocas ígneas. [2]
El cambio epigenético (procesos secundarios que ocurren a bajas temperaturas y bajas presiones) puede ordenarse bajo varios encabezados, cada uno de los cuales es típico de un grupo de rocas o minerales formadores de rocas , aunque generalmente más de una de estas alteraciones está en progreso en la misma roca. La silicificación , el reemplazo de los minerales por sílice cristalina o criptocristalina, es más común en rocas félsicas , como la riolita , pero también se encuentra en serpentina, etc. La caolinización es la descomposición de los feldespatos , que son los minerales más comunes en rocas ígneas, en caolín (junto con cuarzo y otros minerales arcillosos ); se muestra mejor en granitos y sienitas . La serpentinización es la alteración de olivino a serpentina (con magnetita ); es típica de peridotitas , pero ocurre en la mayoría de las rocas máficas . En la uralitización , la hornblenda secundaria reemplaza a la augita ; La cloritización es la alteración de la augita (biotita o hornblenda) a clorita , y se observa en muchas diabasas , dioritas y rocas verdes . La epidotización también se produce 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 metamorfismo. El metamorfismo regional se refiere a los efectos sobre grandes masas de rocas en un área amplia, generalmente asociados con eventos de formación de montañas dentro de los cinturones orogénicos . Estas rocas comúnmente exhiben bandas distintivas de mineralogía y colores diferentes, llamadas foliación . Otro tipo principal de metamorfismo es causado cuando un cuerpo de roca entra en contacto con una intrusión ígnea que calienta esta roca circundante . Este metamorfismo de contacto da como resultado una roca que se altera y se recristaliza por el calor extremo del magma y/o por la adición de fluidos del magma que agregan químicos a la roca circundante ( metasomatismo ). Cualquier tipo de roca preexistente puede ser modificado por los procesos de metamorfismo. [4] [5]
Las rocas expuestas a la atmósfera son inestables y están sujetas a procesos de meteorización y erosión . La meteorización y la erosión rompen la roca original en fragmentos más pequeños y arrastran material disuelto. Este material fragmentado se acumula y es enterrado por material adicional. Mientras que un grano de arena individual sigue siendo miembro de la clase de roca de la que se formó, una roca formada por dichos granos fusionados es sedimentaria. Las rocas sedimentarias pueden formarse a partir de la litificación de estos fragmentos más pequeños enterrados ( roca sedimentaria clástica ), la acumulación y litificación de material generado por organismos vivos ( roca sedimentaria biogénica - fósiles ) o la litificación de material precipitado químicamente a partir de una solución que contiene minerales debido a la evaporación ( roca sedimentaria precipitada ). Las rocas clásticas pueden formarse a partir de fragmentos separados de rocas más grandes de cualquier tipo, debido a procesos como la erosión o de material orgánico, como restos vegetales. 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 en el que describía la apertura y el cierre repetidos de las cuencas oceánicas, centrándose en particular en la zona actual del océano Atlántico . Este concepto, que forma parte de la revolución de la tectónica de placas, se conoció como el 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 pasó a ser reconocida como la fuerza impulsora del ciclo de las rocas.
En los límites divergentes del medio del océano, se produce magma nuevo por afloramiento del manto y una zona de fusión poco profunda . Este magma basáltico juvenil es una fase temprana de la parte ígnea del ciclo. A medida que las placas tectónicas a ambos lados de la dorsal se separan, la roca nueva se aleja de la dorsal; la interacción del agua de mar caliente que circula a través de las fracturas inicia el metamorfismo retrógrado de la roca nueva.
La nueva corteza oceánica basáltica finalmente se encuentra con una zona de subducción a medida que se aleja de la dorsal en expansión. A medida que esta corteza es empujada 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 más profundamente, el agua y otros materiales más volátiles son expulsados y suben a la cuña de roca suprayacente por encima de la zona de subducción, que está a una presión más baja. La presión más baja, la temperatura alta y el material ahora rico en volátiles en esta cuña se derriten y el magma flotante resultante se eleva a través de la roca suprayacente para producir vulcanismo de arco insular o margen continental . Este vulcanismo incluye más lavas silícicas cuanto más lejos 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 placa metamorfoseada que desciende puede ser empujada hacia arriba o ser obducida hacia el margen continental. Estos bloques de peridotita del manto y las eclogitas metamórficas quedan expuestos como complejos ofiolíticos .
El material volcánico recién erupcionado está sujeto a una rápida erosión según las condiciones climáticas. Estos sedimentos se acumulan dentro de las cuencas a ambos lados de un arco insular. A medida que los sedimentos se entierran más profundamente, comienza la litificación y se forman rocas sedimentarias.
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 ser subducida 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 del evento de orogenia o formación de montañas resultante. A medida que las dos masas se comprimen, pliegan y fallan en una cadena montañosa por la colisión continental, todo el conjunto de unidades de rocas ígneas, volcánicas, sedimentarias y metamórficas anteriores preexistentes se ven sujetas a este nuevo evento metamórfico.
Las altas cadenas montañosas producidas por las colisiones continentales quedan inmediatamente sujetas a las fuerzas de la erosión. [8] La erosión desgasta las montañas y se forman enormes pilas de sedimentos en los márgenes oceánicos adyacentes, mares poco profundos y como depósitos continentales. A medida que estas pilas de sedimentos se entierran más profundamente, se litifican y se convierten en rocas sedimentarias. Las rocas metamórficas, ígneas y sedimentarias de las montañas se convierten en las nuevas pilas de sedimentos en las cuencas adyacentes y, con el tiempo, en rocas sedimentarias.
El ciclo de las rocas de la tectónica de placas es un proceso evolutivo. La generación de magma, tanto en el entorno de la dorsal en expansión como dentro de la cuña por encima de una zona de subducción, favorece la erupción de la fracción más rica en sílice y 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 a ser subducido de nuevo al manto. [10] Los aspectos magmáticos de la tectónica de placas tienden a la segregación gradual dentro o entre el manto y la corteza. A medida que se forma el magma, la masa fundida inicial está compuesta por las fases más silícicas que tienen un punto de fusión más bajo. Esto conduce a una fusión parcial y a una mayor segregación de la litosfera . Además, la corteza continental silícica es relativamente flotante y no suele ser subducida de nuevo al manto. Por lo tanto, con el tiempo las masas continentales se hacen cada vez más grandes. [11]
La presencia de abundante agua en la Tierra es de gran importancia para el ciclo de las rocas. Los más obvios son quizás los procesos de erosión y meteorización impulsados por el agua . El agua en forma de precipitación y agua ácida del suelo y del agua subterránea es bastante eficaz para disolver minerales y rocas, especialmente aquellas rocas ígneas y metamórficas y rocas sedimentarias marinas que son inestables en condiciones atmosféricas y cercanas a la superficie. El agua arrastra los iones disueltos en 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 grietas 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 compuestos volátiles en la fusión de la roca de la corteza existente en la cuña que se encuentra por encima de 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 provenientes de la abundante piedra caliza marina dentro de los sedimentos sobre la placa que se hunde es otra fuente de compuestos volátiles que inducen la fusión. Esto involucra al ciclo del carbono como parte del ciclo general de la roca. [13]
