En geología, la silicificación es un proceso de petrificación en el que los fluidos ricos en sílice se filtran en los huecos de los materiales de la Tierra , por ejemplo, rocas, madera, huesos, conchas, y reemplazan los materiales originales con sílice (SiO 2 ). La sílice es un compuesto natural y abundante que se encuentra en materiales orgánicos e inorgánicos , incluida la corteza y el manto de la Tierra . Hay una variedad de mecanismos de silicificación. En la silicificación de la madera, la sílice se infiltra y ocupa grietas y huecos en la madera, como vasos y paredes celulares. [1] La materia orgánica original se retiene durante todo el proceso y se descompondrá gradualmente con el tiempo. [2] En la silicificación de carbonatos , la sílice reemplaza a los carbonatos en el mismo volumen. [3] El reemplazo se logra a través de la disolución de los minerales de roca originales y la precipitación de sílice. Esto conduce a una eliminación de materiales originales fuera del sistema. [3] [4] Dependiendo de las estructuras y la composición de la roca original, la sílice puede reemplazar solo componentes minerales específicos de la roca. El ácido silícico (H 4 SiO 4 ) en los fluidos enriquecidos con sílice forma cuarzo lenticular, nodular, fibroso o agregado , ópalo o calcedonia que crece dentro de la roca. [5] La silicificación ocurre cuando las rocas o los materiales orgánicos están en contacto con agua superficial rica en sílice, enterrados bajo sedimentos y susceptibles al flujo de agua subterránea , o enterrados bajo cenizas volcánicas. La silicificación a menudo se asocia con procesos hidrotermales . [1] La temperatura para la silicificación varía en varias condiciones: en condiciones de enterramiento o agua superficial, la temperatura para la silicificación puede ser de alrededor de 25°−50°; mientras que las temperaturas para inclusiones de fluidos silíceos pueden ser de hasta 150°−190°. [6] [7] La silicificación podría ocurrir durante una etapa sindeposicional o postdeposicional, comúnmente a lo largo de capas que marcan cambios en la sedimentación , como discordancias o planos de estratificación . [5] [8]
Las fuentes de sílice se pueden dividir en dos categorías: sílice en materiales orgánicos e inorgánicos. La primera categoría también se conoce como sílice biogénica , que es un material omnipresente en animales y plantas. La segunda categoría es el segundo elemento más abundante en la corteza terrestre. [9] Los minerales de silicato son los componentes principales del 95% de las rocas identificadas actualmente. [10]
El sílice biogénico es la principal fuente de sílice para la diagénesis. Uno de los ejemplos más destacados es la presencia de sílice en los fitolitos de las hojas de las plantas, es decir, las gramíneas y las Equisetaceae . Algunos han sugerido que el sílice presente en los fitolitos puede servir como un mecanismo de defensa contra los herbívoros, donde la presencia de sílice en las hojas aumenta la dificultad de la digestión, perjudicando la aptitud de los herbívoros. [11] Sin embargo, la evidencia sobre los efectos del sílice en el bienestar de los animales y las plantas es aún insuficiente.
Además, las esponjas son otra fuente biogénica de sílice que se encuentra de forma natural en los animales. Pertenecen al filo Porifera en el sistema de clasificación. Las esponjas silíceas se encuentran comúnmente con capas sedimentarias silicificadas , por ejemplo en la Formación Yanjiahe en el sur de China. [12] Algunas de ellas se presentan como espículas de esponja y se asocian con cuarzo microcristalino u otros carbonatos después de la silicificación. [12] También podría ser la principal fuente de lechos precipitativos como lechos de sílex o sílex en maderas petrificadas. [12]
Las diatomeas , un grupo importante de microalgas que viven en ambientes marinos, contribuyen significativamente a la fuente de sílice diagenética . Tienen paredes celulares hechas de sílice, también conocidas como frústulas de diatomeas . [13] En algunas rocas sedimentarias silicificadas, se desentierran fósiles de diatomeas. Esto sugiere que las frústulas de diatomeas fueron fuentes de sílice para la silicificación. [13] Algunos ejemplos son las calizas silicificadas de la Formación Astoria del Mioceno en Washington, la ignimbrita silicificada en el Campo de Géiseres El Tatio en Chile y las rocas sedimentarias silíceas terciarias en las perforaciones de aguas profundas del Pacífico occidental. [13] [14] [15] La presencia de sílice biogénica en varias especies crea un ciclo de sílice marino a gran escala que hace circular sílice a través del océano. Por lo tanto, el contenido de sílice es alto en las áreas de afloramiento de sílice activas en los sedimentos de aguas profundas. Además, las conchas de carbonato que se depositaron en ambientes marinos poco profundos enriquecen los contenidos de sílice en las áreas de la plataforma continental . [16]
El componente principal del manto superior de la Tierra es la sílice (SiO 2 ), lo que la convierte en la fuente principal de sílice en los fluidos hidrotermales. El SiO 2 es un componente estable. A menudo aparece como cuarzo en las rocas volcánicas . Algunos cuarzos que se derivan de rocas preexistentes aparecen en forma de arena y cuarzo detrítico que interactúan con el agua de mar para producir fluidos silíceos. [12] En algunos casos, la sílice en rocas silíceas está sujeta a alteración hidrotermal y reacciona con el agua de mar a ciertas temperaturas, formando una solución ácida para la silicificación de los materiales cercanos. En el ciclo de las rocas , la meteorización química de las rocas también libera sílice en forma de ácido silícico como subproducto . [12] La sílice de las rocas meteorizadas se lava en las aguas y se deposita en entornos marinos poco profundos. [17]
La presencia de fluidos hidrotermales es esencial como medio para las reacciones geoquímicas durante la silicificación. En la silicificación de diferentes materiales intervienen diferentes mecanismos. En la silicificación de materiales rocosos como los carbonatos, es común la sustitución de minerales mediante alteración hidrotermal; mientras que la silicificación de materiales orgánicos como la madera es únicamente un proceso de permeación. [17] [18]
La sustitución de la sílice implica dos procesos:
1) Disolución de minerales de roca [18]
2) Precipitación de sílice [18]
Esto podría explicarse por la sustitución de carbonato por sílice. Los fluidos hidrotermales están subsaturados con carbonatos y sobresaturados con sílice. Cuando las rocas carbonatadas entran en contacto con fluidos hidrotermales, debido a la diferencia de gradiente, los carbonatos de la roca original se disuelven en el fluido mientras que la sílice se precipita fuera de él. [18] Por lo tanto, el carbonato que se disuelve se extrae del sistema mientras que la sílice precipitada se recristaliza en varios minerales de silicato, dependiendo de la fase de sílice. [17] La solubilidad de la sílice depende en gran medida de la temperatura y el valor de pH del entorno [3] donde pH9 es el valor de control. [18] En una condición de pH inferior a 9, la sílice se precipita fuera del fluido; cuando el valor de pH es superior a 9, la sílice se vuelve altamente soluble. [3]
En la silicificación de la madera, la sílice se disuelve en fluidos hidrotermales y se filtra en la lignina de las paredes celulares. La precipitación de sílice de los fluidos produce la deposición de sílice dentro de los huecos, especialmente en las paredes celulares. [1] [19] Los fluidos descomponen los materiales celulares, pero la estructura permanece estable debido al desarrollo de minerales. Las estructuras celulares son reemplazadas lentamente por sílice. La penetración continua de fluidos silíceos da como resultado diferentes etapas de silicificación, es decir, primaria y secundaria. La pérdida de fluidos con el tiempo conduce a la cementación de las maderas silicificadas a través de la adición tardía de sílice. [21]
La tasa de silicificación depende de algunos factores:
1) Tasa de rotura de las células originales [21]
2) Disponibilidad de fuentes de sílice y contenido de sílice en el fluido [1] [3]
3) Temperatura y pH del ambiente de silicificación [1] [3]
4) Interferencia de otros procesos diagenéticos [3] [22]
Estos factores afectan el proceso de silicificación de muchas maneras. La tasa de rotura de las células originales controla el desarrollo de la estructura mineral, de ahí la sustitución de la sílice. [21] La disponibilidad de sílice determina directamente el contenido de sílice en los fluidos. Cuanto mayor sea el contenido de sílice, más rápido podría tener lugar la silicificación. [1] El mismo concepto se aplica a la disponibilidad de fluidos hidrotermales. La temperatura y el pH del entorno determinan la condición para que se produzca la silicificación. [3] [22] Esto está estrechamente relacionado con la profundidad del enterramiento o la asociación con eventos volcánicos. La interferencia de otros procesos diagenéticos podría a veces crear perturbaciones en la silicificación. El tiempo relativo de la silicificación con otros procesos geológicos podría servir como referencia para interpretaciones geológicas posteriores. [1] [19] [21] [22]
En la bahía Concepción, en Terranova, en la costa sureste de Canadá, se silicificó una serie de rocas volcánicas ligadas al precámbrico y al cámbrico. Las rocas consisten principalmente en flujos riolíticos y basálticos, con tobas cristalinas y brechas intercaladas. La silicificación regional se produjo como un proceso de alteración preliminar antes de que se produjeran otros procesos geoquímicos. [23] La fuente de sílice cerca del área provenía de fluidos silíceos calientes del flujo riolítico en condiciones estáticas. [23] Una parte significativa de la sílice apareció en forma de cuarzo calcedónico blanco, vetas de cuarzo y cristales de cuarzo granular. [23] Debido a la diferencia en las estructuras de las rocas, la sílice reemplaza a diferentes materiales en rocas de ubicaciones cercanas. La siguiente tabla muestra la sustitución de la sílice en diferentes localidades: [23]
En la zona de Semail Nappe de Omán, en los Emiratos Árabes Unidos, se encontró serpentinita silicificada. La aparición de tales características geológicas es bastante inusual. Es una alteración pseudomórfica donde el protolito de serpentinita ya estaba silicificado. [24] Debido a eventos tectónicos, la serpentinita basal se fracturó y el agua subterránea se filtró a lo largo de las fallas, formando una circulación a gran escala de agua subterránea dentro de los estratos. [24] A través de la disolución hidrotermal, la sílice precipitó y cristalizó alrededor de los huecos de serpentinita. [25] Por lo tanto, la silicificación solo se puede ver a lo largo de los caminos de agua subterránea. [25] La silicificación de la serpentinita se formó en condiciones en las que el flujo de agua subterránea y la concentración de dióxido de carbono son bajos. [24] [25]
Los carbonatos silicificados pueden aparecer como capas de roca carbonatada silicificada, [3] o en forma de karsts silicificados. La Cuenca Paleógena de Madrid en el centro de España es una cuenca de antepaís resultante del levantamiento alpino , un ejemplo de carbonatos silicificados en capas de roca. La litología consiste en unidades de carbonato y detritos que se formaron en un entorno lacustre. Las unidades de roca están silicificadas donde se encuentran sílex, cuarzo y minerales opalinos en las capas. [26] Es conforme con los lechos evaporíticos subyacentes , también datados de edades similares. Se encontró que hubo dos etapas de silicificación dentro de los estratos de roca. [26] La etapa más temprana de silicificación proporcionó una mejor condición y sitio para la precipitación de sílice. La fuente de sílice aún es incierta. [26] No se detecta sílice biogénica de los carbonatos. Sin embargo, se encuentran películas microbianas en carbonatos, lo que podría sugerir la presencia de diatomeas. [26]
Los karsts son cuevas carbonatadas formadas a partir de una disolución de rocas carbonatadas como calizas y dolomitas . Por lo general, son susceptibles a las aguas subterráneas y se disuelven en estos drenajes. Los karsts silicificados y los depósitos de cuevas se forman cuando los fluidos silíceos ingresan a los karsts a través de fallas y grietas. [17] La caliza Mescal del Proterozoico medio del Grupo Apache en el centro de Arizona es un ejemplo clásico de karsts silicificados. Una parte de los carbonatos son reemplazados por cherts en la diagénesis temprana y la parte restante se silicifica completamente en etapas posteriores. [17] La fuente de sílice en los carbonatos generalmente se asocia con la presencia de sílice biogenética; sin embargo, la fuente de sílice en la caliza Mescal proviene de la meteorización de los basaltos suprayacentes , que son rocas ígneas extrusivas que tienen un alto contenido de sílice. [17]
La silicificación de la madera suele producirse en condiciones terrestres, pero a veces puede producirse en entornos acuáticos. [19] La silicificación de las aguas superficiales puede realizarse mediante la precipitación de sílice en aguas termales enriquecidas con sílice. En la costa norte del centro de Japón, la fuente termal de Tateyama tiene un alto contenido de sílice que contribuye a la silicificación de los bosques caídos y los materiales orgánicos cercanos. La sílice se precipita rápidamente de los fluidos y el ópalo es la forma principal de sílice. [18] Con una temperatura de alrededor de 70 °C y un valor de pH de alrededor de 3, el ópalo depositado está compuesto de esferas de sílice de diferentes tamaños dispuestas aleatoriamente. [18]
El magma máfico dominó el fondo marino alrededor de 3,9 Ga durante la transición Hádico - Arqueano . [27] Debido a la rápida silicificación, comenzó a formarse la corteza continental félsica . [28] En el Arqueano, la corteza continental estaba compuesta por tonalita-trondhjemita-granodiorita (TTG), así como por suites de granito - monzonita - sienita . [28]
El monte Goldsworthy, en el cratón de Pilbara , en Australia Occidental, alberga uno de los primeros ejemplos de silicificación con una secuencia de rocas metasedimentarias clásticas del Arcaico , que revela el entorno superficial de la Tierra en los primeros tiempos con evidencia de silicificación y alteración hidrotermal. Se ha descubierto que las rocas desenterradas tienen una composición mineral predominantemente de SiO2. [8] La sucesión estuvo sujeta a un alto grado de silicificación debido a la interacción hidrotermal con el agua de mar a bajas temperaturas. [8] Los fragmentos líticos fueron reemplazados por cuarzo microcristalino y los protolitos se alteraron durante la silicificación. [8] La condición de la silicificación y los elementos que estaban presentes sugirieron que la temperatura de la superficie y los contenidos de dióxido de carbono fueron altos durante la sindeposición y la posdeposición, o durante ambas. [8]
El cinturón de rocas verdes de Barberton en Sudáfrica, específicamente el supergrupo Eswatini de alrededor de 3,5 a 3,2 Ga, es un conjunto de rocas volcánicas sedimentarias silicificadas bien conservadas. Con una composición que va desde ultramáfica a félsica, las rocas volcánicas silicificadas se encuentran directamente debajo de la capa de sílex estratificada. Las rocas están más silicificadas cerca del contacto de sílex estratificado, lo que sugiere una relación entre la deposición de sílex y la silicificación. [29] Las zonas alteradas por sílice revelan que las actividades hidrotermales, como en la circulación del agua de mar, hacen circular activamente las capas de roca a través de fracturas y fallas durante la deposición de sílex estratificado. [30] El agua de mar se calentó y, por lo tanto, recogió materiales silíceos de debajo de origen volcánico. Los fluidos enriquecidos con sílice provocan la silicificación de las rocas al filtrarse en materiales porosos en la etapa sindeposicional a baja temperatura. [30] [31]
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