El metamorfismo es la transformación de una roca existente (el protolito ) en roca con una composición o textura mineral diferente . El metamorfismo tiene lugar a temperaturas superiores a 150 °C (300 °F) y, a menudo, también a presión elevada o en presencia de fluidos químicamente activos, pero la roca permanece mayoritariamente sólida durante la transformación. [1] El metamorfismo es distinto de la meteorización o la diagénesis , que son cambios que tienen lugar en la superficie de la Tierra o justo debajo de ella. [2]
Existen varias formas de metamorfismo, incluido el metamorfismo regional , de contacto , hidrotermal , de choque y dinámico . Estos difieren en las temperaturas, presiones y velocidades características a las que tienen lugar y en la medida en que intervienen fluidos reactivos. El metamorfismo que ocurre en condiciones de presión y temperatura crecientes se conoce como metamorfismo progrado , mientras que la temperatura y la presión decrecientes caracterizan el metamorfismo retrógrado .
La petrología metamórfica es el estudio del metamorfismo. Los petrólogos metamórficos dependen en gran medida de la mecánica estadística y la petrología experimental para comprender los procesos metamórficos.
El metamorfismo es el conjunto de procesos mediante los cuales la roca existente se transforma física o químicamente a temperatura elevada, sin llegar a fundirse en gran medida. La importancia del calentamiento en la formación de rocas metamórficas fue reconocida por primera vez por el naturalista escocés pionero James Hutton , a quien a menudo se describe como el padre de la geología moderna. Hutton escribió en 1795 que algunos lechos de roca de las Tierras Altas de Escocia habían sido originalmente rocas sedimentarias , pero habían sido transformadas por el gran calor. [3]
Hutton también especuló que la presión era importante en el metamorfismo. Esta hipótesis fue probada por su amigo James Hall , quien selló tiza en un recipiente a presión improvisado construido a partir del cañón de un 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 que se produce al calentar tiza al aire libre. Posteriormente, los geólogos franceses añadieron el metasomatismo , la circulación de fluidos a través de rocas enterradas, a la lista de procesos que contribuyen a provocar el metamorfismo. Sin embargo, el metamorfismo puede tener lugar sin metasomatismo (metamorfismo isoquímico) o a profundidades de sólo unos pocos cientos de metros, donde las presiones son relativamente bajas (por ejemplo, en el metamorfismo de contacto). [3]
La roca se puede transformar sin fundirse porque el calor hace que los enlaces atómicos se rompan, liberando a los átomos para moverse y formar nuevos enlaces con otros átomos . El fluido de los poros presente entre los granos minerales es un medio importante a través del cual se intercambian átomos. [4] Esto permite la recristalización de minerales existentes o la cristalización de nuevos minerales con diferentes estructuras cristalinas o composiciones químicas ( neocristalización ). [1] La transformación convierte los minerales del protolito en formas que son más estables (más cercanas al equilibrio químico ) en las condiciones de presión y temperatura en las que tiene lugar el metamorfismo. [5] [6]
Generalmente se considera que el metamorfismo comienza a temperaturas de 100 a 200 °C (212 a 392 °F). Esto excluye los cambios diagenéticos debidos a la compactación y litificación , que dan como resultado la formación de rocas sedimentarias. [7] El límite superior de las condiciones metamórficas se encuentra en el solidus de la roca, que es la temperatura a la que la roca comienza a derretirse. En este punto, el proceso se convierte en un proceso ígneo . [8] La temperatura del solidus depende de la composición de la roca, la presión y si la roca está saturada con agua. Las temperaturas típicas del solidus varían desde 650 °C (1202 °F) para granito húmedo a unos pocos cientos de megapascales (MPa) de presión [9] hasta aproximadamente 1080 °C (1980 °F) para basalto húmedo a presión atmosférica. [10] Las migmatitas son rocas formadas en este límite superior, que contienen vainas y vetas de material que ha comenzado a fundirse pero que no se ha segregado completamente del residuo refractario. [11]
El proceso metamórfico puede ocurrir a casi cualquier presión, desde presión cercana a la superficie (para metamorfismo de contacto) hasta presiones superiores a 16 kbar (1600 MPa). [12]
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El cambio en el tamaño y orientación del grano en la roca durante el proceso de metamorfismo se llama recristalización . Por ejemplo, los pequeños cristales de calcita en las rocas sedimentarias, caliza y creta, se transforman en cristales más grandes en la roca metamórfica de mármol . [13] 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. [14] Tanto las altas temperaturas como las presiones contribuyen a la recristalización. Las altas temperaturas permiten que los átomos e iones de los cristales sólidos migren, reorganizando así los cristales, mientras que las altas presiones provocan la disolución de los cristales dentro de la roca en sus puntos de contacto ( solución a presión ) y su redeposición en el espacio poroso. [15]
Durante la recristalización, la identidad del mineral no cambia, sólo su textura. La recristalización generalmente comienza cuando las temperaturas alcanzan más de la mitad del punto de fusión del mineral en la escala Kelvin . [dieciséis]
La solución a presión comienza durante la diagénesis (el proceso de litificación de sedimentos en roca sedimentaria) pero se completa durante las primeras etapas del metamorfismo. Para un protolito de arenisca, la línea divisoria entre diagénesis y metamorfismo se puede colocar en el punto donde los granos de cuarzo tensos comienzan a ser reemplazados por pequeños granos de cuarzo nuevos, no tensos, produciendo una textura de mortero que se puede identificar en secciones delgadas bajo un microscopio polarizador. . Con un grado creciente de metamorfismo, una mayor recristalización produce una textura espumosa , caracterizada por granos poligonales que se encuentran en uniones triples, y luego una textura porfiroblástica , caracterizada por granos gruesos e irregulares, incluidos algunos granos más grandes ( porfiroblastos ) .
Las rocas metamórficas suelen ser más cristalinas que el protolito a partir del cual 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 en cristales más gruesos reduce el área superficial y, por lo tanto, minimiza la energía superficial. [18]
Aunque el engrosamiento del grano es un resultado común del metamorfismo, la roca que está intensamente deformada puede eliminar la energía de 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. [19]
El metamorfismo de cambio de fase es la creación de un nuevo mineral con la misma fórmula química que un mineral del protolito. Esto implica una reordenación de los átomos en los cristales. Un ejemplo lo proporcionan los minerales de silicato de aluminio , cianita , andalucita y silimanita . Los tres tienen la misma composición, Al 2 SiO 5 . La cianita es estable en las condiciones de la superficie. Sin embargo, a presión atmosférica, la 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 unos 800 °C (1470 °F). A presiones superiores a aproximadamente 4 kbar (400 MPa), la cianita se transforma directamente en silimanita a medida que aumenta la temperatura. [20] A veces se observa un cambio de fase similar entre la calcita y el aragonito , donde la calcita se transforma en aragonito a presión elevada y temperatura relativamente baja. [21]
La neocristalización implica la creación de nuevos cristales minerales diferentes al protolito. Las reacciones químicas digieren los minerales del protolito, lo que produce nuevos minerales. Este es un proceso muy lento ya que también puede implicar la difusión de átomos a través de cristales sólidos. [22]
Un ejemplo de reacción de neocristalización es la reacción de fayalita con plagioclasa a presión y temperatura elevadas para formar granate . La reacción es: [23]
Pueden tener lugar muchas reacciones complejas a alta temperatura entre minerales sin que se fundan, y cada conjunto de minerales producido nos proporciona una pista sobre las temperaturas y presiones en el momento del metamorfismo. Estas reacciones son posibles debido a la rápida difusión de átomos a temperatura elevada. El fluido de los poros entre los granos minerales puede ser un medio importante a través del cual se intercambian átomos. [4]
Un grupo particularmente importante de reacciones de neocristalización son aquellas que liberan volátiles como agua y dióxido de carbono . Durante el metamorfismo del basalto a eclogita en las zonas de subducción , los minerales hidratados se descomponen, produciendo grandes cantidades de agua. [24] El agua sube hacia el manto suprayacente, donde reduce la temperatura de fusión de la roca del manto, generando magma a través de la fusión del flujo . [25] Los magmas derivados del manto pueden finalmente alcanzar la superficie de la Tierra, dando lugar a erupciones volcánicas. Los volcanes de arco resultantes tienden a producir erupciones peligrosas, porque su alto contenido de agua los hace extremadamente explosivos. [26]
Ejemplos de reacciones de deshidratación que liberan agua incluyen: [27]
Un ejemplo de una reacción de descarbonatación es: [28]
En la deformación plástica se aplica presión al protolito , lo que hace que se corte o doble, pero no se rompa. Para que esto suceda, las temperaturas deben ser lo suficientemente altas como para que no se produzcan fracturas frágiles, pero no tan altas como para que se produzca la difusión de cristales. [22] Al igual que con la solución a presión, las primeras etapas de la deformación plástica comienzan durante la diagénesis. [29]
Metamorfismo regional es un término general para el metamorfismo que afecta regiones enteras de la corteza terrestre. [30] Se refiere con mayor frecuencia al metamorfismo dinamatermico , que tiene lugar en cinturones orogénicos (regiones donde se están formando montañas ), [31] pero también incluye el metamorfismo de enterramiento , que resulta simplemente del enterramiento de rocas a grandes profundidades debajo de la superficie de la Tierra. en una cuenca que se hunde. [32] [33]
Para muchos geólogos, el metamorfismo regional es prácticamente sinónimo de metamorfismo dinatermal. [30] Esta forma de metamorfismo tiene lugar en los límites de placas convergentes , donde chocan dos placas continentales o una placa continental y un arco de islas . La zona de colisión se convierte en un cinturón de formación montañosa llamado orogenia . El cinturón orogénico se caracteriza por un engrosamiento de la corteza terrestre, durante el cual la roca de la corteza profundamente enterrada se somete a altas temperaturas y presiones y se deforma intensamente. [33] [34] La erosión posterior de las montañas expone las raíces del cinturón orogénico como extensos afloramientos de roca metamórfica, [35] característico de las cadenas montañosas. [33]
La roca metamórfica formada en estos entornos tiende a mostrar una foliación bien desarrollada . [33] La foliación se desarrolla cuando una roca se acorta a lo largo de un eje durante el metamorfismo. Esto hace que los cristales de minerales laminares, como la mica y la clorita , giren de modo que sus ejes cortos sean paralelos a la dirección de acortamiento. Esto da como resultado una roca con bandas o foliada, donde las bandas muestran los colores de los minerales que las formaron. La roca foliada a menudo desarrolla planos de escisión . La pizarra es un ejemplo de roca metamórfica foliada, que se origina a partir de esquisto , y normalmente muestra una división bien desarrollada que permite que la pizarra se divida en placas delgadas. [36]
El tipo de foliación que se desarrolla depende del grado metamórfico. Por ejemplo, a partir de una lutita , la siguiente secuencia se desarrolla al aumentar la temperatura: la lutita se convierte primero en pizarra, que es una roca metamórfica foliada de grano muy fino, característica de un metamorfismo de muy bajo grado. La pizarra a su vez se convierte en filita , que es de grano fino y se encuentra en áreas de metamorfismo de bajo grado. El esquisto es de grano medio a grueso y se encuentra en áreas de metamorfismo de grado medio. El metamorfismo de alto grado transforma la roca en gneis , que es de grano grueso a muy grueso. [37]
Las rocas que estuvieron sujetas a una presión uniforme desde todos los lados, o aquellas que carecen de minerales con hábitos de crecimiento distintivos, no serán foliadas. El mármol carece de minerales laminares y generalmente no está foliado, lo que permite su uso como material para escultura y arquitectura.
Las orogenias de colisión están precedidas por la subducción de la corteza oceánica. [38] Las condiciones dentro de la losa en subducción a medida que se sumerge hacia el manto en una zona de subducción producen sus propios efectos metamórficos regionales distintivos , caracterizados por cinturones metamórficos emparejados . [39]
El trabajo pionero de George Barrow sobre el metamorfismo regional en las Tierras Altas de Escocia demostró que cierto metamorfismo regional produce zonas cartografiables y bien definidas de grado metamórfico creciente. Este metamorfismo barroviano es la serie metamórfica más reconocida del mundo. Sin embargo, el metamorfismo barroviano es específico de la roca pelítica , formada a partir de lutita o limolita , y no es exclusivo ni siquiera de la roca pelítica. Una secuencia diferente en el noreste de Escocia define el metamorfismo de Buchan , que tuvo lugar a menor presión que el Barroviano. [40]
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El metamorfismo de entierro se produce simplemente cuando la roca queda enterrada a grandes profundidades debajo de la superficie de la Tierra en una cuenca que se hunde. [33] Aquí la roca está sometida a altas temperaturas y a la gran presión causada por el inmenso peso de las capas de roca de arriba. El metamorfismo de entierro tiende a producir rocas metamórficas de baja ley. Esto no muestra ninguno de los efectos de deformación y plegado tan característicos del metamorfismo dinatermal. [41]
Ejemplos de rocas metamórficas formadas por metamorfismo de entierro incluyen algunas de las rocas del sistema Midcontinent Rift de América del Norte, como la cuarcita sioux , [42] y en la cuenca Hamersley de Australia. [43]
El metamorfismo de contacto ocurre típicamente alrededor de rocas ígneas intrusivas como resultado del aumento de temperatura causado por la intrusión de magma en rocas rurales más frías . El área que rodea la intrusión donde están presentes los efectos del metamorfismo de contacto se llama aureola metamórfica , [44] aureola de contacto o simplemente aureola. [45] Las rocas metamórficas de contacto generalmente se conocen como hornfels . Las rocas formadas por metamorfismo de contacto pueden no presentar signos de deformación fuerte y, a menudo, son de grano fino [46] [47] y extremadamente duras. [48]
El metamorfismo de contacto es mayor adyacente a la intrusión y se disipa con la distancia desde el contacto. [49] El tamaño de la aureola depende del calor de la intrusión, su tamaño y la diferencia de temperatura con las rocas de la pared. Los diques generalmente tienen aureolas pequeñas con metamorfismo mínimo, que se extienden no más de uno o dos espesores de dique en la roca circundante, [50] mientras que las aureolas alrededor de los batolitos pueden tener hasta varios kilómetros de ancho. [51] [52]
El grado metamórfico de una aureola se mide por el pico de mineral metamórfico que se forma en la aureola. Esto suele estar relacionado con las temperaturas metamórficas de las rocas pelíticas o de aluminosilicato y los minerales que forman. Los grados metamórficos de aureolas a poca profundidad son hornfels de albita - epidota , hornfels de hornblenda, hornfels de piroxeno y hornfels de silimanita, en orden creciente de temperatura de formación. Sin embargo, los hornfels de albita-epidota a menudo no se forman, aunque sea el grado de temperatura más bajo. [53]
En las reacciones metamórficas también pueden participar fluidos magmáticos procedentes de la roca intrusiva . Una adición extensa de fluidos magmáticos puede modificar significativamente la química de las rocas afectadas. En este caso el metamorfismo se convierte en metasomatismo . Si la roca intruida es rica en carbonato el resultado es un skarn . [54] Las aguas magmáticas ricas en flúor que dejan un granito enfriado a menudo pueden formar greisens dentro y adyacentes al contacto del granito. [55] Las aureolas metasomáticas alteradas pueden localizar la deposición de minerales metálicos y , por lo tanto, son de interés económico. [56] [57]
La fenitización , o metasomatismo Na , es una forma distintiva de metamorfismo de contacto acompañado de metasomatismo. Tiene lugar alrededor de intrusiones de un tipo raro de magma llamado carbonatita , altamente enriquecido en carbonatos y bajo en sílice . Los cuerpos refrigerantes de magma de carbonatita desprenden fluidos altamente alcalinos ricos en sodio a medida que se solidifican, y el fluido reactivo caliente reemplaza gran parte del contenido mineral de la aureola con minerales ricos en sodio. [58]
Un tipo especial de metamorfismo de contacto, asociado con los incendios de combustibles fósiles, se conoce como pirometamorfismo . [59] [60]
El metamorfismo hidrotermal es el resultado de la interacción de una roca con un fluido a alta temperatura y de composición variable. La diferencia de composición entre una roca existente y el fluido invasor desencadena una serie de reacciones metamórficas y metasomáticas . El fluido hidrotermal puede ser magmático (originarse en un magma intruso), agua subterránea circulante o agua del océano. [33] La circulación convectiva de fluidos hidrotermales en los basaltos del fondo del océano produce un extenso metamorfismo hidrotermal adyacente a los centros de expansión y otras áreas volcánicas submarinas. Los fluidos finalmente escapan a través de respiraderos en el fondo del océano conocidos como fumadores negros . [61] Los patrones de esta alteración hidrotermal se utilizan como guía en la búsqueda de depósitos de minerales metálicos valiosos. [62]
El metamorfismo de choque ocurre cuando un objeto extraterrestre (un meteorito por ejemplo) choca con la superficie de la Tierra. Por lo tanto, el metamorfismo de impacto se caracteriza por condiciones de presión ultraalta y baja temperatura. Los minerales resultantes (como los polimorfos de SiO 2 coesita y stishovita ) y las texturas son característicos de estas condiciones. [63]
El metamorfismo dinámico está asociado con zonas de alta tensión, como las zonas de fallas . [33] En estos entornos, la deformación mecánica es más importante que las reacciones químicas en la transformación de la roca. Los minerales presentes en la roca a menudo no reflejan condiciones de equilibrio químico y las texturas producidas por el metamorfismo dinámico son más significativas que la composición mineral. [64]
Hay tres mecanismos de deformación mediante los cuales la roca se deforma mecánicamente. Se trata de cataclasis , la deformación de la roca mediante la fractura y rotación de granos minerales; [65] deformación plástica de cristales minerales individuales; y movimiento de átomos individuales mediante procesos de difusión. [66] Las texturas de las zonas metamórficas dinámicas dependen de la profundidad a la que se formaron, ya que la temperatura y la presión de confinamiento determinan los mecanismos de deformación que predominan. [67]
En las profundidades más bajas, una zona de falla se llenará con varios tipos de roca cataclástica no consolidada , como una falla de falla o una falla de brecha . A mayores profundidades, estos son reemplazados por rocas cataclásticas consolidadas, como brechas trituradas , en las que los fragmentos de roca más grandes están cementados entre sí con calcita o cuarzo. A profundidades superiores a unos 5 kilómetros (3,1 millas), aparecen cataclasitas ; Se trata de rocas bastante duras que están formadas por fragmentos de roca triturados en una matriz de pedernal, que se forma sólo a temperaturas elevadas. A profundidades aún mayores, donde las temperaturas superan los 300 °C (572 °F), la deformación plástica se hace cargo y la zona de falla está compuesta de milonita. La milonita se distingue por su fuerte foliación, que está ausente en la mayoría de las rocas cataclásticas. [68] Se distingue de la roca circundante por su tamaño de grano más fino. [69]
Existe evidencia considerable de que las cataclasitas se forman tanto por deformación plástica y recristalización como por fractura frágil de granos, y que es posible que la roca nunca pierda completamente la cohesión durante el proceso. Diferentes minerales se vuelven dúctiles a diferentes temperaturas, siendo el cuarzo uno de los primeros en volverse dúctiles, y la roca cortada compuesta de diferentes minerales puede mostrar simultáneamente deformación plástica y fractura frágil. [70]
La tasa de deformación también afecta la forma en que se deforman las rocas. La deformación dúctil es más probable a tasas de deformación bajas (menos de 10 −14 seg −1 ) en la corteza media e inferior, pero tasas de deformación altas pueden causar deformación frágil. En las velocidades de deformación más altas, la roca puede calentarse tanto que se derrite brevemente, formando una roca vítrea llamada pseudotaquilita . [71] [72] Las pseudotaquilitas parecen estar restringidas a rocas secas, como la granulita. [73]
Las rocas metamórficas se clasifican por su protolito, si éste puede determinarse a partir de las propiedades de la propia roca. Por ejemplo, si el examen de una roca metamórfica muestra que su protolito era basalto, se describirá como metabasalto. Cuando no se puede determinar el protolito, la roca se clasifica por su composición mineral o su grado de foliación. [74] [75] [76]
El grado metamórfico es una indicación informal de la cantidad o grado de metamorfismo. [77]
En la secuencia Barroviana (descrita por George Barrow en zonas de metamorfismo progresivo en Escocia), los grados metamórficos también se clasifican por conjunto de minerales según la aparición de minerales clave en rocas de origen pelítico (lutitas, aluminosas):
Grado bajo ------------------- Intermedio --------------------- Grado alto
Una indicación más completa de esta intensidad o grado la proporciona el concepto de facies metamórfica . [77]
Las facies metamórficas son terrenos o zonas reconocibles con un conjunto de minerales clave que estaban en equilibrio bajo un rango específico de temperatura y presión durante un evento metamórfico. Las facies llevan el nombre de la roca metamórfica formada en esas condiciones de facies a partir de basalto . [78]
El conjunto mineral 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 manera que se pueda asignar a una facies particular roca metamórfica con una gama de composiciones tan amplia como sea práctica. La definición actual de facies metamórficas se basa en gran medida en el trabajo del geólogo finlandés Pentti Eskola en 1921, con refinamientos basados en trabajos experimentales posteriores. Eskola se basó en los esquemas zonales, basados en minerales índice, de los que fue pionero el geólogo británico George Barrow . [12]
La facies metamórfica generalmente no se considera al clasificar rocas metamórficas según el protolito, el modo mineral o la textura. Sin embargo, algunas facies metamórficas producen rocas de carácter tan distintivo que el nombre de facies se utiliza para la roca cuando no es posible una clasificación más precisa. Los principales ejemplos son la anfibolita y la eclogita . El Servicio Geológico Británico desaconseja firmemente el uso de granulita como clasificación de rocas metamorfoseadas a facies de granulita. En cambio, dicha roca a menudo se clasifica como granofels. [75] Sin embargo, esto no es universalmente aceptado. [76]
Vea el diagrama para más detalles.
El metamorfismo se divide a su vez en metamorfismo progrado y retrógrado . El metamorfismo prógrado implica el cambio de conjuntos minerales ( paragénesis ) con condiciones crecientes de temperatura y (generalmente) presión. Se trata de reacciones de deshidratación en estado sólido e implican la pérdida de volátiles como agua o dióxido de carbono. El metamorfismo progresivo da como resultado una roca con características de presión y temperatura máximas experimentadas. Las rocas metamórficas generalmente no sufren más cambios cuando regresan a la superficie. [79]
El metamorfismo retrógrado implica la reconstitución de una roca mediante revolatización bajo temperaturas (y generalmente presiones) decrecientes, lo que permite que los conjuntos minerales formados en el metamorfismo prógrado vuelvan a ser más estables en condiciones menos extremas. Este es un proceso relativamente poco común, porque los volátiles producidos durante el metamorfismo prógrado generalmente migran fuera de la roca y no están disponibles para recombinarse con la roca durante el enfriamiento. El metamorfismo retrógrado localizado puede tener lugar cuando las fracturas en la roca proporcionan un camino para que el agua subterránea ingrese a la roca que se está enfriando. [79]
Los procesos metamórficos actúan para acercar el protolito al equilibrio termodinámico , que es su estado de máxima estabilidad. Por ejemplo, el esfuerzo cortante (esfuerzo no hidrodinámico) es incompatible con el equilibrio termodinámico, por lo que la roca cortada tenderá a deformarse de manera que alivie el esfuerzo cortante. [80] El conjunto de minerales más estable para una roca de una composición dada es aquel que minimiza la energía libre de Gibbs [81]
dónde:
En otras palabras, una reacción metamórfica tendrá lugar sólo si reduce la energía libre de Gibbs total del protolito. La recristalización en cristales más gruesos reduce la energía libre de Gibbs al reducir la energía superficial, [18] mientras que los cambios de fase y la neocristalización reducen la energía libre de Gibbs en masa. Una reacción comenzará a una temperatura y presión donde la energía libre de Gibbs de los reactivos sea mayor que la de los productos. [82]
Una fase mineral generalmente será más estable si tiene una energía interna más baja, lo que refleja una unión más estrecha entre sus átomos. Las fases con mayor densidad (expresada como menor volumen molar V ) son más estables a mayor presión, mientras que los minerales con una estructura menos ordenada (expresada como mayor entropía S ) se ven favorecidos a alta temperatura. Así, la andalucita es estable sólo a baja presión, ya que tiene la densidad más baja de cualquier polimorfo de silicato de aluminio, mientras que la silimanita es la forma estable a temperaturas más altas, ya que tiene la estructura menos ordenada. [83]
La energía libre de Gibbs de un mineral particular a una temperatura y presión específicas se puede expresar mediante varias fórmulas analíticas. Estos se calibran en función de propiedades medidas experimentalmente y límites de fase de conjuntos minerales. El conjunto de minerales en equilibrio para una determinada composición masiva de roca a una temperatura y presión específicas se puede calcular en una computadora. [84] [85]
Sin embargo, suele ser muy útil representar conjuntos minerales en equilibrio utilizando varios tipos de diagramas. [86] Estos incluyen redes petrogenéticas [87] [88] y diagramas de compatibilidad (diagramas de fases de composición) [89] [90]
Una cuadrícula petrogenética es un diagrama de fases geológicas que traza reacciones metamórficas derivadas experimentalmente en sus condiciones de presión y temperatura para una composición de roca determinada. Esto permite a los petrólogos metamórficos determinar las condiciones de presión y temperatura bajo las cuales las rocas se metamorfosean. [87] [88] El diagrama de fases del nesosilicato de Al 2 SiO 5 que se muestra es una cuadrícula petrogenética muy simple para rocas que solo tienen una composición que consiste en aluminio (Al), silicio (Si) y oxígeno (O). Como la roca sufre diferentes temperaturas y presiones, podría ser cualquiera de los tres minerales polimórficos dados . [83] Para una roca que contiene múltiples fases, se pueden trazar los límites entre muchas transformaciones de fase, aunque la red petrogenética rápidamente se complica. Por ejemplo, una cuadrícula petrogenética podría mostrar tanto las transiciones de fase de silicato de aluminio como la transición de silicato de aluminio más feldespato potásico a moscovita más cuarzo. [91]
Mientras que una cuadrícula petrogenética muestra las fases de una única composición en un rango de temperatura y presión, un diagrama de compatibilidad muestra cómo el conjunto de minerales varía con la composición a una temperatura y presión fijas. Los diagramas de compatibilidad proporcionan una excelente manera de analizar cómo las variaciones en la composición de la roca afectan la paragénesis mineral que se desarrolla en una roca en condiciones particulares de presión y temperatura. [89] [90] Debido a la dificultad de representar más de tres componentes (como un diagrama ternario ), generalmente solo se trazan los tres componentes más importantes, aunque ocasionalmente se traza un diagrama de compatibilidad para cuatro componentes como un tetraedro proyectado . [92]
