Las rocas metamórficas surgen de la transformación de rocas existentes en nuevos tipos de roca en un proceso llamado metamorfismo . La roca original ( protolito ) se somete a temperaturas superiores a 150 a 200 °C (300 a 400 °F) y, a menudo, a una presión elevada de 100 megapascales (1.000 bar ) o más, lo que provoca profundos cambios físicos o químicos. Durante este proceso, la roca permanece mayoritariamente en estado sólido, pero gradualmente se recristaliza hasta obtener una nueva textura o composición mineral. [1] El protolito puede ser una roca ígnea , sedimentaria o metamórfica existente.
Las rocas metamórficas constituyen una gran parte de la corteza terrestre y forman el 12% de la superficie terrestre. [2] Se clasifican por su protolito, su composición química y mineral y su textura . Pueden formarse simplemente por estar enterradas profundamente debajo de la superficie de la Tierra, donde están sujetas a altas temperaturas y la gran presión de las capas de roca superiores. También pueden formarse a partir de procesos tectónicos como las colisiones continentales, que causan presión horizontal, fricción y distorsión. La roca metamórfica puede formarse localmente cuando la roca se calienta por la intrusión de roca fundida caliente llamada magma desde el interior de la Tierra. El estudio de las rocas metamórficas (ahora expuestas en la superficie de la Tierra después de la erosión y el levantamiento) proporciona información sobre las temperaturas y presiones que ocurren a grandes profundidades dentro de la corteza terrestre.
Algunos ejemplos de rocas metamórficas son el gneis , la pizarra , el mármol , el esquisto y la cuarcita . Las baldosas de pizarra [3] y cuarcita [4] se utilizan en la construcción de edificios. El mármol también es apreciado para la construcción de edificios [5] y como material para esculturas. [6] Por otro lado, el lecho de roca de esquisto puede representar un desafío para la ingeniería civil debido a sus pronunciados planos de debilidad. [7]
Las rocas metamórficas forman una de las tres grandes divisiones de los tipos de rocas. Se distinguen de las rocas ígneas , que se forman a partir del magma fundido , y las rocas sedimentarias , que se forman a partir de sedimentos erosionados de rocas existentes o precipitados químicamente de cuerpos de agua. [8]
Las rocas metamórficas se forman cuando una roca existente se transforma física o químicamente a temperaturas elevadas, sin llegar a fundirse en gran medida. La importancia del calentamiento en la formación de rocas metamórficas fue advertida por primera vez por el pionero naturalista escocés James Hutton , a quien a menudo se describe como el padre de la geología moderna. Hutton escribió en 1795 que algunos lechos rocosos de las Tierras Altas de Escocia habían sido originalmente rocas sedimentarias, pero que habían sido transformadas por el calor intenso. [9]
Hutton también especuló que la presión era importante en el metamorfismo. Esta hipótesis fue puesta a prueba por su amigo, James Hall , quien selló tiza en un recipiente de presión improvisado construido a partir de un cañón de cañón y lo calentó en un horno de fundición de hierro. Hall descubrió que esto producía un material muy parecido al mármol , en lugar de la cal viva habitual producida al calentar la tiza al aire libre. Los geólogos franceses posteriormente agregaron el metasomatismo , la circulación de fluidos a través de la roca enterrada, a la lista de procesos que ayudan a provocar el metamorfismo. Sin embargo, el metamorfismo puede tener lugar sin metasomatismo ( metamorfismo isoquímico ) o a profundidades de solo unos pocos cientos de metros donde las presiones son relativamente bajas (por ejemplo, en el metamorfismo de contacto ). [9]
Los procesos metamórficos cambian la textura o composición mineral de la roca metamorfoseada.
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El metasomatismo puede cambiar la composición general de una roca. Los fluidos calientes que circulan a través del espacio poroso de la roca pueden disolver los minerales existentes y precipitar nuevos minerales. Las sustancias disueltas son transportadas fuera de la roca por los fluidos mientras que las nuevas sustancias son traídas por fluidos frescos. Esto obviamente puede cambiar la composición mineral de la roca. [10]
Sin embargo, pueden producirse cambios en la composición mineral incluso cuando la composición en masa de la roca no cambia. Esto es posible porque todos los minerales son estables solo dentro de ciertos límites de temperatura, presión y entorno químico. Por ejemplo, a presión atmosférica, el mineral cianita se transforma en andalucita a una temperatura de aproximadamente 190 °C (374 °F). La andalucita, a su vez, se transforma en silimanita cuando la temperatura alcanza aproximadamente 800 °C (1470 °F). Los tres tienen la misma composición, Al2SiO5 . Del mismo modo, la forsterita es estable en un amplio rango de presión y temperatura en el mármol , pero se convierte en piroxeno a presión y temperatura elevadas en rocas más ricas en silicatos que contienen plagioclasa , con la que la forsterita reacciona químicamente. [11]
Pueden producirse muchas reacciones complejas a alta temperatura entre minerales sin que se fundan, y cada conjunto de minerales producido indica las temperaturas y presiones en el momento del metamorfismo. Estas reacciones son posibles gracias a la rápida difusión de átomos a temperaturas elevadas. El fluido intersticial entre los granos minerales puede ser un medio importante a través del cual se intercambian átomos. [10]
El cambio en el tamaño de las partículas de la roca durante el proceso de metamorfismo se llama recristalización . Por ejemplo, los pequeños cristales de calcita en la roca sedimentaria caliza y tiza se transforman en cristales más grandes en la roca metamórfica mármol . [12] En la arenisca metamorfoseada, la recristalización de los granos de arena de cuarzo originales da como resultado una cuarcita muy compacta, también conocida como metacuarcita, en la que los cristales de cuarzo, a menudo más grandes, están entrelazados. [13] Tanto las altas temperaturas como las altas presiones contribuyen a la recristalización. Las altas temperaturas permiten que los átomos e iones en los cristales sólidos migren, reorganizando así los cristales, mientras que las altas presiones provocan la disolución de los cristales dentro de la roca en su punto de contacto. [14]
Las rocas metamórficas se caracterizan por su composición mineral y textura distintivas.
Como cada mineral es estable solo dentro de ciertos límites, la presencia de ciertos minerales en rocas metamórficas indica las temperaturas y presiones aproximadas a las que la roca sufrió el metamorfismo. Estos minerales se conocen como minerales índice . Algunos ejemplos incluyen silimanita , cianita , estaurolita , andalucita y algunos granates . [15]
Otros minerales, como olivinos , piroxenos , hornblenda , micas , feldespatos y cuarzo , pueden encontrarse en rocas metamórficas, pero no son necesariamente el resultado del proceso de metamorfismo. Estos minerales también pueden formarse durante la cristalización de rocas ígneas. Son estables a altas temperaturas y presiones y pueden permanecer químicamente inalterados durante el proceso metamórfico. [16]
Las rocas metamórficas suelen ser cristalinas de forma más gruesa que el protolito del que se formaron. Los átomos en el interior de un cristal están rodeados por una disposición estable de átomos vecinos. Esto falta parcialmente en la superficie del cristal, lo que produce una energía superficial que hace que la superficie sea termodinámicamente inestable. La recristalización para formar cristales más gruesos reduce el área superficial y, por lo tanto, minimiza la energía superficial. [17]
Aunque el engrosamiento del grano es un resultado común del metamorfismo, la roca que está intensamente deformada puede eliminar la energía de la deformación al recristalizarse como una roca de grano fino llamada milonita . Ciertos tipos de rocas, como las ricas en cuarzo, minerales carbonatados u olivino, son particularmente propensas a formar milonitas, mientras que el feldespato y el granate son resistentes a la milonitización. [18]
Muchos tipos de rocas metamórficas muestran una estratificación distintiva llamada foliación (derivada de la palabra latina folia , que significa "hojas"). La foliación se desarrolla cuando una roca se acorta a lo largo de un eje durante la recristalización. Esto hace que los cristales de minerales laminares, como la mica y la clorita , roten de manera que sus ejes cortos sean paralelos a la dirección de acortamiento. Esto da como resultado una roca bandeada o foliada, con las bandas que muestran los colores de los minerales que las formaron. La roca foliada a menudo desarrolla planos de clivaje . La pizarra es un ejemplo de una roca metamórfica foliada, que se origina a partir de esquisto , y generalmente muestra un clivaje bien desarrollado que permite que la pizarra se divida en placas delgadas. [19]
El tipo de foliación que se desarrolla depende del grado metamórfico. Por ejemplo, a partir de una lutita , se desarrolla la siguiente secuencia con el aumento de la temperatura: La lutita se convierte primero en pizarra, que es una roca metamórfica foliada de grano muy fino, característica del metamorfismo de grado muy bajo. La pizarra a su vez se convierte en filita , que es de grano fino y se encuentra en áreas de metamorfismo de grado bajo. El esquisto es de grano medio a grueso y se encuentra en áreas de metamorfismo de grado medio. El metamorfismo de grado alto transforma la roca en gneis , que es de grano grueso a muy grueso. [20]
Las rocas que han estado sometidas a una presión uniforme desde todos los lados, o aquellas que carecen de minerales con hábitos de crecimiento distintivos, no se folian. El mármol carece de minerales laminares y, por lo general, no se folia, lo que permite su uso como material para esculturas y arquitectura.
Las rocas metamórficas son una de las tres grandes divisiones de todos los tipos de rocas, por lo que existe una gran variedad de tipos de rocas metamórficas. En general, si se puede determinar el protolito de una roca metamórfica, la roca se describe añadiendo el prefijo meta- al nombre de la roca protolítica. Por ejemplo, si se sabe que el protolito es basalto , la roca se describirá como un metabasalto. Del mismo modo, una roca metamórfica cuyo protolito se sabe que es un conglomerado se describirá como un metaconglomerado . Para que una roca metamórfica se clasifique de esta manera, el protolito debe ser identificable a partir de las características de la propia roca metamórfica, y no inferirse de otra información. [21] [22] [23]
Según el sistema de clasificación del British Geological Survey , si todo lo que se puede determinar sobre el protolito es su tipo general, como sedimentario o volcánico, la clasificación se basa en el modo mineral (los porcentajes de volumen de diferentes minerales en la roca). Las rocas metasedimentarias se dividen en rocas ricas en carbonato (metacarbonatos o rocas calcilicatadas) o rocas pobres en carbonato, y estas últimas se clasifican además por la abundancia relativa de mica en su composición. Esto va desde psammita con bajo contenido de mica hasta semipelita y pelita con alto contenido de mica . Las psammitas compuestas principalmente de cuarzo se clasifican como cuarcita. Las rocas metaígneas se clasifican de manera similar a las rocas ígneas, por contenido de sílice , desde roca meta-ultramafica (que es muy baja en sílice) hasta roca metafélsica (con un alto contenido de sílice). [22]
Cuando no se puede determinar el modo mineral, como suele suceder cuando se examina la roca por primera vez en el campo , la clasificación debe basarse en la textura. Los tipos de textura son:
Un hornfels es un granofels que se sabe que resulta del metamorfismo de contacto. Una pizarra es una roca metamórfica de grano fino que se divide fácilmente en placas delgadas pero no muestra una estratificación compositiva obvia. El término se utiliza solo cuando se sabe muy poco más sobre la roca que permitiría una clasificación más definida. Las clasificaciones texturales pueden tener un prefijo para indicar un protolito sedimentario ( para- , como paraesquisto) o un protolito ígneo ( orto- , como ortogneis). Cuando no se sabe nada sobre el protolito, el nombre textural se utiliza sin prefijo. Por ejemplo, un esquisto es una roca con textura esquistosa cuyo protolito es incierto. [22]
Existen clasificaciones especiales para rocas metamórficas con un protolito volcaniclástico o formadas a lo largo de una falla o mediante circulación hidrotermal . Se utilizan algunos nombres especiales para rocas de protolito desconocido pero composición modal conocida, como mármol, eclogita o anfibolita . [22] Los nombres especiales también se pueden aplicar de manera más general a rocas dominadas por un solo mineral, o con una composición o modo de origen distintivos. Los nombres especiales que aún se usan ampliamente incluyen anfibolita, esquisto verde , filita, mármol, serpentinita , eclogita, migmatita , skarn , granulita , milonita y pizarra. [23]
La clasificación básica puede complementarse con términos que describan el contenido mineral o la textura. Por ejemplo, un metabasalto que muestre esquistosidad débil podría describirse como un metabasalto gneisico, y una pelita que contenga estaurolita abundante podría describirse como una pelita estaurolítica. [22] [23]
Una facies metamórfica es un conjunto de conjuntos distintivos de minerales que se encuentran en rocas metamórficas que se formaron bajo una combinación específica de presión y temperatura. El conjunto particular depende en cierta medida de la composición de ese protolito, de modo que (por ejemplo) la facies de anfibolita de un mármol no será idéntica a la facies de anfibolita de una pelita. Sin embargo, las facies se definen de tal manera que una roca metamórfica con una gama tan amplia de composiciones como sea posible se puede asignar a una facies particular. La definición actual de facies metamórfica se basa en gran medida en el trabajo del geólogo finlandés Pentti Eskola , con mejoras basadas en trabajos experimentales posteriores. Eskola se basó en los esquemas zonales, basados en minerales índice, que fueron iniciados por el geólogo británico George Barrow . [24]
La facies metamórfica no suele tenerse en cuenta al clasificar las rocas metamórficas en función del protolito, el modo mineral o la textura. Sin embargo, unas pocas facies metamórficas producen rocas de un carácter tan distintivo que se utiliza el nombre de facies para la roca cuando no es posible una clasificación más precisa. Los principales ejemplos son la anfibolita y la eclogita . El British Geological Survey desaconseja enérgicamente el uso de la granulita como clasificación para las rocas metamorfoseadas a la facies de granulita. En cambio, dicha roca se clasificará a menudo como un granofels. [22] Sin embargo, este enfoque no es universalmente aceptado. [23]
Las rocas metamórficas constituyen una gran parte de la corteza terrestre y forman el 12% de la superficie terrestre. [2] La corteza continental inferior es principalmente roca metamáfica y pelita que han alcanzado la facies de granulita . La corteza continental media está dominada por roca metamórfica que ha alcanzado la facies de anfibolita. [25] Dentro de la corteza superior, que es la única parte de la corteza terrestre que los geólogos pueden muestrear directamente, la roca metamórfica se forma solo a partir de procesos que pueden ocurrir a poca profundidad. Estos son el metamorfismo de contacto (térmico) , el metamorfismo dinámico (cataclástico) , el metamorfismo hidrotermal y el metamorfismo de impacto . Estos procesos son de ocurrencia relativamente local y generalmente alcanzan solo las facies de baja presión, como las facies hornfels y sanidinita . La mayoría de las rocas metamórficas se forman por metamorfismo regional en la corteza media e inferior, donde la roca alcanza las facies metamórficas de mayor presión. Esta roca se encuentra en la superficie sólo donde un importante levantamiento y erosión han exhumado rocas que anteriormente estaban mucho más profundas en la corteza. [26]
Las rocas metamórficas se encuentran ampliamente expuestas en los cinturones orogénicos producidos por la colisión de placas tectónicas en los límites convergentes . Aquí, rocas que antes estaban profundamente enterradas han sido traídas a la superficie por el levantamiento y la erosión. [27] La roca metamórfica expuesta en los cinturones orogénicos puede haber sufrido metamorfosis simplemente por estar a grandes profundidades debajo de la superficie de la Tierra, sometida a altas temperaturas y a la gran presión causada por el inmenso peso de las capas de roca de arriba. Este tipo de metamorfismo regional se conoce como metamorfismo de enterramiento . Esto tiende a producir rocas metamórficas de bajo grado. [28] Mucho más común es la roca metamórfica formada durante el proceso de colisión en sí. [29] La colisión de placas provoca altas temperaturas, presiones y deformación en las rocas a lo largo de estos cinturones. [30] La roca metamórfica formada en estos entornos tiende a mostrar una esquistosidad bien desarrollada. [29]
Las rocas metamórficas de los cinturones orogénicos muestran una variedad de facies metamórficas. Donde se está produciendo la subducción , el basalto de la placa en subducción se metamorfosea a facies metamórfica de alta presión. Inicialmente sufre un metamorfismo de bajo grado a metabasalto de la facies de zeolita y prehnita-pumpellyita , pero a medida que el basalto se subduce a mayores profundidades, se metamorfosea a la facies de esquisto azul y luego a la facies de eclogita . El metamorfismo a la facies de eclogita libera una gran cantidad de vapor de agua de la roca, lo que impulsa el vulcanismo en el arco volcánico suprayacente . La eclogita también es significativamente más densa que el esquisto azul, lo que impulsa una mayor subducción de la placa en las profundidades del manto terrestre . El metabasalto y el esquisto azul pueden conservarse en cinturones metamórficos de esquisto azul formados por colisiones entre continentes. También pueden conservarse por obducción sobre la placa superior como parte de las ofiolitas . [31] Ocasionalmente, se encuentran eclogitas en sitios de colisión continental, donde la roca subducida regresa rápidamente a la superficie, antes de que pueda convertirse en la facies de granulita en el manto superior caliente. Muchas muestras de eclogita son xenolitos traídos a la superficie por la actividad volcánica. [32]
Muchos cinturones orogénicos contienen cinturones metamórficos de mayor temperatura y menor presión. Estos pueden formarse a través del calentamiento de la roca por magmas ascendentes de arcos volcánicos, pero a escala regional. La deformación y el engrosamiento de la corteza en un cinturón orogénico también pueden producir este tipo de rocas metamórficas. Estas rocas alcanzan la facies de esquisto verde , anfibolita o granulita y son las rocas metamórficas más comunes producidas por metamorfosis regional. La asociación de una zona metamórfica externa de alta presión y baja temperatura con una zona interna de rocas metamórficas de baja presión y alta temperatura se denomina cinturón metamórfico pareado . Las principales islas de Japón muestran tres cinturones metamórficos pareados distintos, correspondientes a diferentes episodios de subducción. [33] [34]
Las rocas metamórficas también están expuestas en complejos de núcleos metamórficos , que se forman en la región de extensión de la corteza. Se caracterizan por fallas de bajo ángulo que exponen domos de rocas metamórficas de corteza media o inferior. Estas fueron reconocidas y estudiadas por primera vez en la provincia de Cuenca y Cordillera del suroeste de América del Norte, [35] pero también se encuentran en el sur del mar Egeo , en las islas D'Entrecasteaux y en otras áreas de extensión. [36]
Los escudos continentales son regiones de roca antigua expuesta que forman los núcleos estables de los continentes. La roca expuesta en las regiones más antiguas de los escudos, que es de edad Arcaica (más de 2500 millones de años), pertenece principalmente a cinturones de granito y roca verde. Los cinturones de roca verde contienen roca metavolcánica y metasedimentaria que ha sufrido un grado relativamente leve de metamorfismo, a temperaturas de 350–500 °C (662–932 °F) y presiones de 200–500 MPa (2000–5000 bar). Se pueden dividir en un grupo inferior de metabasaltos, que incluyen metakomatitas raras ; un grupo medio de rocas metaintermedias y rocas metafélsicas; y un grupo superior de rocas metasedimentarias. [37]
Los cinturones de rocas verdes están rodeados por terrenos de gneis de alto grado que muestran un metamorfismo altamente deformado de baja presión y alta temperatura (más de 500 °C (932 °F)) hacia las facies de anfibolita o granulita. Estas forman la mayor parte de la roca expuesta en los cratones del Arcaico. [37]
Los cinturones de granito y piedra verde están intruidos por un grupo distintivo de rocas graníticas llamadas tonalita - trondhjemita - granodiorita o conjunto TTG. Estas son las rocas más voluminosas del cratón y pueden representar una fase temprana importante en la formación de la corteza continental. [37]
Las dorsales oceánicas son el lugar donde se forma la nueva corteza oceánica a medida que las placas tectónicas se separan. El metamorfismo hidrotermal es muy común aquí. Se caracteriza por el metasomatismo causado por fluidos calientes que circulan a través de la roca. Esto produce rocas metamórficas de facies de esquisto verde. La roca metamórfica, serpentinita , es particularmente característica de estos entornos y representa la transformación química del olivino y el piroxeno en rocas ultramáficas a minerales del grupo serpentino . [38] [29]
El metamorfismo de contacto se produce cuando el magma se inyecta en la roca sólida circundante ( roca campestre ). [29] Los cambios que ocurren son mayores donde el magma entra en contacto con la roca porque las temperaturas son más altas en este límite y disminuyen con la distancia. Alrededor de la roca ígnea que se forma a partir del magma que se enfría hay una zona metamorfoseada llamada aureola de contacto . Las aureolas pueden mostrar todos los grados de metamorfismo desde el área de contacto hasta la roca campestre no metamorfoseada (sin cambios) a cierta distancia. La formación de minerales importantes puede ocurrir por el proceso de metasomatismo en o cerca de la zona de contacto. [39] Las aureolas de contacto alrededor de grandes plutones pueden tener hasta varios kilómetros de ancho. [40]
Los geólogos suelen utilizar el término hornfels para designar aquellos productos de metamorfismo de contacto compactos, de grano fino y no foliados. [41] La aureola de contacto normalmente muestra poca deformación, por lo que los hornfels suelen carecer de esquistosidad y forman una roca resistente y equigranular. Si la roca originalmente estaba bandeada o foliada (como, por ejemplo, una arenisca laminada o un esquisto calcolítico foliado ), es posible que este carácter no se haya borrado y el producto sea un hornfels bandeado. [41] El metamorfismo de contacto cerca de la superficie produce minerales metamórficos de baja presión distintivos, [29] como la espinela , la andalucita, la vesuvianita o la wollastonita . [42]
Se pueden inducir cambios similares en las pizarras mediante la quema de vetas de carbón . [41] Esto produce un tipo de roca llamada clínker . [43]
También existe una tendencia al metasomatismo entre el magma ígneo y la roca sedimentaria del terreno, por lo que las sustancias químicas de cada una se intercambian o se introducen en la otra. En ese caso, surgen rocas híbridas llamadas skarn . [41] [44]
El metamorfismo dinámico (cataclástico) se produce localmente a lo largo de las fallas . En este caso, el intenso cizallamiento de la roca suele formar milonitas. [29]
El metamorfismo de impacto es diferente de otras formas de metamorfismo en que ocurre durante eventos de impacto por cuerpos extraterrestres. Produce minerales metamórficos de presión ultraalta raros, como coesita y stishovita . [45] La coesita rara vez se encuentra en la eclogita traída a la superficie en chimeneas de kimberlita , pero la presencia de stishovita es exclusiva de las estructuras de impacto. [46]
Las tejas de pizarra se utilizan en construcción, especialmente como tejas para tejados. [3]
La cuarcita es lo suficientemente dura y densa como para que sea difícil de extraer. Sin embargo, un poco de cuarcita se utiliza como piedra dimensional , a menudo como losas para pisos, paredes o escalones. Aproximadamente el 6% de la piedra triturada, que se utiliza principalmente como agregado para carreteras, es cuarcita. [4]
El mármol también es apreciado para la construcción de edificios [47] y como material para esculturas. [6]
El lecho de roca esquistosa puede representar un desafío para la ingeniería civil debido a sus pronunciados planos de debilidad. [7] Puede existir un peligro incluso en terrenos no perturbados. El 17 de agosto de 1959, un terremoto de magnitud 7,2 desestabilizó una ladera de montaña cerca del lago Hebgen , Montana, compuesta de esquisto. Esto provocó un deslizamiento de tierra masivo que mató a 26 personas que estaban acampadas en el área. [48]
La roca ultramáfica metamorfoseada contiene minerales del grupo serpentino, que incluye variedades de asbesto que representan un peligro para la salud humana. [49]
blanco apreciado para su uso en la realización de esculturas.
