El metamorfismo es la transformación de una roca existente (el protolito ) en una roca con una composición mineral o textura diferente . El metamorfismo se produce a temperaturas superiores a los 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 diversas formas de metamorfismo, entre ellas el metamorfismo regional , de contacto , hidrotermal , de choque y dinámico . Estos se diferencian en las temperaturas, presiones y velocidad características a las que se producen y en el grado en que intervienen fluidos reactivos. El metamorfismo que se produce en condiciones de presión y temperatura crecientes se conoce como metamorfismo prógrado , mientras que el metamorfismo retrógrado se caracteriza por la disminución de la temperatura y la presión .
La petrología metamórfica es el estudio del metamorfismo. Los petrólogos metamórficos se basan en gran medida en la mecánica estadística y la petrología experimental para comprender los procesos metamórficos.
El metamorfismo es el conjunto de procesos por los cuales 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 reconocida 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 un gran calor. [3]
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 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). [3]
La roca puede transformarse 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 poroso presente entre los granos minerales es un medio importante a través del cual se intercambian los 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 en el protolito en formas que son más estables (más cercanas al equilibrio químico ) bajo las condiciones de presión y temperatura en las que tiene lugar el metamorfismo. [5] [6]
En general, 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 resultan en 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 fundirse. 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 de agua. Las temperaturas típicas del solidus varían de 650 °C (1202 °F) para el granito húmedo a unos pocos cientos de megapascales (MPa) de presión [9] a aproximadamente 1080 °C (1980 °F) para el basalto húmedo a presión atmosférica. [10] Las migmatitas son rocas formadas en este límite superior, que contiene 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 la presión cercana a la superficie (para el metamorfismo de contacto) hasta presiones superiores a 16 kbar (1600 MPa). [12]
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El cambio en el tamaño y la 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 tiza se transforman en cristales más grandes en la roca metamórfica 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 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 sus puntos de contacto ( solución a presión ) y la 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 . [16]
La solución de 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 la diagénesis y el metamorfismo se puede colocar en el punto donde los granos de cuarzo deformados comienzan a ser reemplazados por nuevos granos de cuarzo pequeños, no deformados, produciendo una textura de mortero que se puede identificar en secciones delgadas bajo un microscopio polarizador. Con el aumento del grado de metamorfismo, la recristalización adicional produce una textura de espuma , 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 ). [17]
Las rocas metamórficas suelen ser más gruesas y cristalinas 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. [18]
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. [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 reorganización 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, Al2SiO5 . La cianita es estable en condiciones de 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 aproximadamente 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 la aragonita , transformándose la calcita en aragonita a presión elevada y temperatura relativamente baja. [21]
La neocristalización implica la creación de nuevos cristales minerales diferentes del protolito. Las reacciones químicas digieren los minerales del protolito, lo que da lugar a nuevos minerales. Se trata de un proceso muy lento, ya que también puede implicar la difusión de átomos a través de cristales sólidos. [22]
Un ejemplo de una reacción de neocristalización es la reacción de la fayalita con plagioclasa a presión y temperatura elevadas para formar granate . La reacción es: [23]
Pueden producirse 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 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. [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 al manto suprayacente, donde reduce la temperatura de fusión de la roca del manto, generando magma a través de la fusión por flujo . [25] Los magmas derivados del manto pueden finalmente alcanzar la superficie de la Tierra, lo que resulta en erupciones volcánicas. Los volcanes de arco resultantes tienden a producir erupciones peligrosas, porque su alto contenido de agua los hace extremadamente explosivos. [26]
Algunos 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 los cristales. [22] Al igual que con la solución a presión, las primeras etapas de la deformación plástica comienzan durante la diagénesis. [29]
El metamorfismo regional es un término general para el metamorfismo que afecta a regiones enteras de la corteza terrestre. [30] Con mayor frecuencia se refiere al metamorfismo dinamotérmico , que tiene lugar en cinturones orogénicos (regiones donde se está formando una montaña ), [31] pero también incluye el metamorfismo de enterramiento , que resulta simplemente de que la roca se entierre a grandes profundidades debajo de la superficie de la Tierra en una cuenca en hundimiento. [32] [33]
Para muchos geólogos, el metamorfismo regional es prácticamente sinónimo de metamorfismo dinamotérmico. [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 insular . La zona de colisión se convierte en un cinturón de formación montañosa llamado orogenia . El cinturón orogénico se caracteriza por el engrosamiento de la corteza terrestre, durante el cual la roca cortical 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] característicos de las cadenas montañosas. [33]
Las rocas metamórficas formadas en estos entornos tienden 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 , roten de manera que sus ejes cortos sean paralelos a la dirección del 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 una clivaje bien desarrollado 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 , 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. [37]
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 orogenias por colisión están precedidas por la subducción de la corteza oceánica. [38] Las condiciones dentro de la placa en subducción a medida que se hunde hacia el manto en una zona de subducción producen sus propios efectos metamórficos regionales distintivos , caracterizados por cinturones metamórficos pareados . [39]
El trabajo pionero de George Barrow sobre el metamorfismo regional en las Tierras Altas de Escocia mostró que algunos metamorfismos regionales producen zonas bien definidas y cartografiables de grado metamórfico creciente. Este metamorfismo Barroviense es la serie metamórfica más reconocida en el mundo. Sin embargo, el metamorfismo Barroviense es específico de la roca pelítica , formada a partir de lutita o limolita , y no es único ni siquiera en la roca pelítica. Una secuencia diferente en el noreste de Escocia define el metamorfismo de Buchan , que tuvo lugar a una presión menor que el Barroviense. [40]
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El metamorfismo de enterramiento se produce simplemente cuando la roca se entierra a grandes profundidades bajo la superficie de la Tierra en una cuenca de hundimiento. [33] Aquí la roca está sometida a altas temperaturas y a la gran presión causada por el inmenso peso de las capas de roca que se encuentran por encima. El metamorfismo de enterramiento tiende a producir rocas metamórficas de bajo grado. Esto no muestra ninguno de los efectos de deformación y plegamiento tan característicos del metamorfismo dinamotérmico. [41]
Los ejemplos de rocas metamórficas formadas por metamorfismo de enterramiento incluyen algunas de las rocas del Sistema de Rift del Medio Continente 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 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 fuerte deformación y, a menudo, son de grano fino [46] [47] y extremadamente resistentes. [48] El mármol de Yule utilizado en el exterior del Monumento a Lincoln y la Tumba del Soldado Desconocido en el Cementerio Nacional de Arlington se formó por metamorfismo de contacto. [49]
El metamorfismo de contacto es mayor en las zonas adyacentes a la intrusión y se disipa con la distancia al contacto. [50] 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 un metamorfismo mínimo, que se extienden no más de uno o dos espesores de dique en la roca circundante, [51] mientras que las aureolas alrededor de los batolitos pueden tener hasta varios kilómetros de ancho. [52] [53]
El grado metamórfico de una aureola se mide por el mineral metamórfico máximo que se forma en la aureola. Esto suele estar relacionado con las temperaturas metamórficas de las rocas pelíticas o aluminosilicatadas y los minerales que forman. Los grados metamórficos de las 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, a pesar de que es el grado de temperatura más baja. [54]
Los fluidos magmáticos provenientes de la roca intrusiva también pueden participar en las reacciones metamórficas . Una gran cantidad de fluidos magmáticos puede modificar significativamente la química de las rocas afectadas. En este caso, el metamorfismo se transforma en metasomatismo . Si la roca intrusiva es rica en carbonato, el resultado es un skarn . [55] Las aguas magmáticas ricas en flúor que dejan un granito en enfriamiento a menudo pueden formar greisens dentro y adyacentes al contacto del granito. [56] Las aureolas alteradas metasomáticas pueden localizar la deposición de minerales metálicos y , por lo tanto, son de interés económico. [57] [58]
La fenitización , o metasomía de Na , es una forma distintiva de metamorfismo de contacto acompañada de metasomatismo. Tiene lugar alrededor de intrusiones de un tipo raro de magma llamado carbonatita , que está altamente enriquecido en carbonatos y bajo en sílice . Los cuerpos de magma carbonatita que se enfrían emiten fluidos altamente alcalinos ricos en sodio a medida que se solidifican, y el fluido caliente y reactivo reemplaza gran parte del contenido mineral en la aureola con minerales ricos en sodio. [59]
Un tipo especial de metamorfismo de contacto, asociado con los incendios de combustibles fósiles, se conoce como pirometamorfismo . [60] [61]
El metamorfismo hidrotermal es el resultado de la interacción de una roca con un fluido de alta temperatura de composición variable. La diferencia de composición entre una roca existente y el fluido invasor desencadena un conjunto dereacciones metamórficas y metasomáticas . El fluido hidrotermal puede ser magmático (originado en un magma intruso), agua subterránea circulante o agua oceánica. [33] La circulación convectiva de fluidos hidrotermales en los basaltos del fondo oceánico produce un metamorfismo hidrotermal extenso adyacente a centros de expansión y otras áreas volcánicas submarinas. Los fluidos finalmente escapan a través de respiraderos en el fondo oceánico conocidos como fumaderos negros . [62] Los patrones de esta alteración hidrotermal se utilizan como guía en la búsqueda de depósitos de minerales metálicos valiosos. [63]
El metamorfismo de choque se produce 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. [64]
El metamorfismo dinámico se asocia a 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. [65]
Existen tres mecanismos de deformación por los cuales la roca se deforma mecánicamente: la cataclasis , la deformación de la roca a través de la fractura y rotación de los granos minerales; [66] la deformación plástica de los cristales minerales individuales; y el movimiento de átomos individuales por procesos difusivos. [67] 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. [68]
En las profundidades más superficiales, una zona de falla se rellenará con varios tipos de roca cataclástica no consolidada , como gubias de falla o brechas de falla . A mayores profundidades, estas son reemplazadas por roca cataclástica consolidada, como brechas de trituración , en las que los fragmentos de roca más grandes están cementados entre sí por calcita o cuarzo. A profundidades superiores a unos 5 kilómetros (3,1 mi), aparecen cataclasitas ; estas son rocas bastante duras que consisten en fragmentos de roca triturada en una matriz de pedernal, que se forma solo a temperatura elevada. A profundidades aún mayores, donde las temperaturas superan los 300 °C (572 °F), la deformación plástica toma el control 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. [69] Se distingue de la roca circundante por su tamaño de grano más fino. [70]
Hay pruebas considerables de que las cataclasitas se forman tanto por deformación plástica y recristalización como por fractura frágil de granos, y que la roca puede no perder nunca totalmente la cohesión durante el proceso. Diferentes minerales se vuelven dúctiles a diferentes temperaturas, siendo el cuarzo uno de los primeros en volverse dúctil, y la roca cizallada compuesta por diferentes minerales puede mostrar simultáneamente tanto deformación plástica como fractura frágil. [71]
La velocidad de deformación también afecta la forma en que se deforman las rocas. La deformación dúctil es más probable a bajas velocidades de deformación (menos de 10 −14 seg −1 ) en la corteza media e inferior, pero las altas velocidades de deformación pueden causar una deformación frágil. A las velocidades de deformación más altas, la roca puede calentarse tan fuertemente que se derrita brevemente, formando una roca vítrea llamada pseudotaquilita . [72] [73] Las pseudotaquilitas parecen estar restringidas a la roca seca, como la granulita. [74]
Las rocas metamórficas se clasifican por su protolito, si esto se puede determinar a partir de las propiedades de la roca misma. 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. [75] [76] [77]
El grado metamórfico es una indicación informal de la cantidad o grado de metamorfismo. [78]
En la secuencia Barroviense (descrita por George Barrow en zonas de metamorfismo progresivo en Escocia), los grados metamórficos también se clasifican por asociación mineral en función de la aparición de minerales clave en rocas de origen pelítico (arcilloso, aluminoso):
Grado bajo ------------------- Intermedio --------------------- Grado alto
Una indicación más completa de esta intensidad o grado la proporciona el concepto de facies metamórfica . [78]
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 reciben su nombre de la roca metamórfica formada bajo esas condiciones de facies a partir del basalto . [79]
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 pellita. 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 en 1921, 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 . [12]
La facies metamórfica no suele tenerse en cuenta a la hora de 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 granulita como clasificación para las rocas metamorfoseadas a la facies de granulita. En cambio, dicha roca se clasificará a menudo como granofels. [76] Sin embargo, esto no es universalmente aceptado. [77]
Vea el diagrama para más detalles.
El metamorfismo se divide a su vez en metamorfismo prógrado y retrógrado . El metamorfismo prógrado implica el cambio de los conjuntos minerales ( paragénesis ) con el aumento de la temperatura y (normalmente) las condiciones de presión. Estas son reacciones de deshidratación en estado sólido e implican la pérdida de sustancias volátiles como el agua o el dióxido de carbono. El metamorfismo prógrado da como resultado rocas características de la presión y temperatura máximas experimentadas. Las rocas metamórficas normalmente no sufren más cambios cuando vuelven a la superficie. [80]
El metamorfismo retrógrado implica la reconstitución de una roca a través de la revolatilización bajo temperaturas (y generalmente presiones) decrecientes, lo que permite que los conjuntos minerales formados en el metamorfismo progrado se conviertan en aquellos más estables en condiciones menos extremas. Este es un proceso relativamente poco común, porque los volátiles producidos durante el metamorfismo progrado 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 una vía para que el agua subterránea ingrese a la roca que se enfría. [80]
Los procesos metamórficos actúan para acercar el protolito al equilibrio termodinámico , que es su estado de máxima estabilidad. Por ejemplo, la tensión de corte (tensión no hidrodinámica) es incompatible con el equilibrio termodinámico, por lo que la roca cortada tenderá a deformarse de manera que alivie la tensión de corte. [81] El conjunto de minerales más estable para una roca de una composición dada es aquel que minimiza la energía libre de Gibbs [82]
dónde:
En otras palabras, una reacción metamórfica tendrá lugar sólo si reduce la energía libre de Gibbs total del protolito. La recristalización a 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 la temperatura y presión donde la energía libre de Gibbs de los reactivos se vuelve mayor que la de los productos. [83]
Una fase mineral será generalmente más estable si tiene una energía interna más baja, lo que refleja una unión más estrecha entre sus átomos. Las fases con una densidad más alta (expresada como un volumen molar más bajo V ) son más estables a mayor presión, mientras que los minerales con una estructura menos ordenada (expresada como una entropía más alta S ) son favorecidos a alta temperatura. Por lo tanto, la andalucita es estable solo a baja presión, ya que tiene la densidad más baja de todos los polimorfos de silicato de aluminio, mientras que la silimanita es la forma estable a temperaturas más altas, ya que tiene la estructura menos ordenada. [84]
La energía libre de Gibbs de un mineral en particular a una temperatura y presión específicas se puede expresar mediante diversas fórmulas analíticas. Estas se calibran en función de las propiedades medidas experimentalmente y los límites de fase de los conjuntos minerales. El conjunto mineral en equilibrio para una composición dada de roca a una temperatura y presión específicas se puede calcular entonces en una computadora. [85] [86]
Sin embargo, a menudo resulta muy útil representar conjuntos minerales en equilibrio utilizando diversos tipos de diagramas. [87] Estos incluyen cuadrículas petrogenéticas [88] [89] y diagramas de compatibilidad (diagramas de fases composicionales). [90] [91]
Una cuadrícula petrogenética es un diagrama de fases geológico que traza las reacciones metamórficas derivadas experimentalmente en sus condiciones de presión y temperatura para una composición de roca dada. Esto permite a los petrólogos metamórficos determinar las condiciones de presión y temperatura bajo las cuales las rocas se metamorfosean. [88] [89] El diagrama de fases de nesosilicato Al2SiO5 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). A medida que la roca se somete a diferentes temperaturas y presiones, podría ser cualquiera de los tres minerales polimórficos dados. [84] Para una roca que contiene múltiples fases, se pueden trazar los límites entre muchas transformaciones de fase, aunque la cuadrícula petrogenética rápidamente se vuelve complicada. 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 de potasio a moscovita más cuarzo. [92]
Mientras que una cuadrícula petrogenética muestra las fases de una composición única en un rango de temperatura y presión, un diagrama de compatibilidad muestra cómo varía el conjunto mineral 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. [90] [91] Debido a la dificultad de representar más de tres componentes (como un diagrama ternario ), generalmente solo se representan los tres componentes más importantes, aunque ocasionalmente se representa un diagrama de compatibilidad para cuatro componentes como un tetraedro proyectado . [93]
