En geología, la silicificación es un proceso de petrificación en el que fluidos ricos en sílice se filtran en los huecos de los materiales terrestres , por ejemplo, rocas, madera, huesos, conchas, y reemplazan los materiales originales con sílice (SiO 2 ). La sílice es un compuesto abundante y existente de forma natural 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 penetra 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 mediante la disolución de los minerales de roca originales y la precipitación de sílice. Esto conduce a una eliminación de materiales originales del sistema. [3] [4] Dependiendo de las estructuras y composición de la roca original, la sílice podría reemplazar solo componentes minerales específicos de la roca. El ácido silícico (H 4 SiO 4 ) en los fluidos enriquecidos con sílice forma cuarzo , ópalo o calcedonia lenticular, nodular, fibroso o agregado que crece dentro de la roca. [5] La silicificación ocurre cuando rocas o materiales orgánicos están en contacto con agua superficial rica en sílice, enterradas bajo sedimentos y susceptibles al flujo de agua subterránea , o enterradas bajo cenizas volcánicas. La silicificación a menudo se asocia con procesos hidrotermales . [1] La temperatura de silicificación varía en diversas condiciones: en condiciones de entierro o agua superficial, la temperatura de silicificación puede rondar los 25°-50°; mientras que las temperaturas para las inclusiones de fluidos silíceos pueden ser de hasta 150°-190°. [6] [7] La silicificación podría ocurrir durante una etapa sindeposicional o post-deposicional, 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. Esta última 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 actualmente identificadas. [10]
La sílice biogénica es la principal fuente de sílice para la diagénesis. Uno de los ejemplos destacados es la presencia de sílice en fitolitos en las hojas de las plantas, es decir. gramíneas y Equisetaceae . Algunos sugirieron que la sílice presente en los fitolitos puede servir como 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 de la sílice en el bienestar de los animales y las plantas aún es insuficiente.
Además, las esponjas son otra fuente biogénica de sílice natural en los animales. Pertenecen al filo Porifera en el sistema de clasificación. Las esponjas silícicas se encuentran comúnmente con capas sedimentarias silicificadas , por ejemplo en la Formación Yanjiahe en el sur de China. [12] Algunos de ellos se presentan como espículas de esponja y están asociados con cuarzo microcristalino u otros carbonatos después de la silicificación. [12] También podría ser la principal fuente de lechos precipitativos como los lechos de pedernal o los pedernales en bosques petrificados. [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 han descubierto fósiles de diatomeas. Esto sugiere que las diatomeas frústulas eran 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 en 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 el sílice a través del océano. Por lo tanto, el contenido de sílice es alto en las áreas activas de surgencia de sílice en los sedimentos marinos profundos. Además, las conchas de carbonato que se depositan en ambientes marinos poco profundos enriquecen el contenido de sílice en las áreas de la plataforma continental . [dieciséis]
El componente principal del manto superior de la Tierra es la sílice (SiO 2 ), lo que la convierte en la principal fuente de sílice en los fluidos hidrotermales. SiO 2 es un componente estable. A menudo aparece como cuarzo en 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 las 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 erosión química de las rocas también libera sílice en forma de ácido silícico como subproducto . [12] La sílice de las rocas erosionadas se lava en las aguas y se deposita en ambientes 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 sílice implica dos procesos:
1) Disolución de minerales de roca [18]
2) Precipitación de sílice [18]
Podría explicarse mediante la sustitución carbonato-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 precipita . [18] Por lo tanto, el carbonato que se disolvió 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 del pH del medio ambiente [3] donde el pH9 es el valor de control. [18] En condiciones de pH inferior a 9, la sílice precipita del fluido; cuando el valor del pH es superior a 9, la sílice se vuelve altamente soluble. [3]
En la silicificación de la madera, la sílice se disuelve en fluido hidrotermal y se filtra en la lignina de las paredes celulares. La precipitación de sílice fuera de los fluidos produce el depósito 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 mediante 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 y, por tanto, 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 rápida podría tener lugar la silicificación. [1] El mismo concepto se aplica a la disponibilidad de fluidos hidrotermales. La temperatura y el pH del ambiente determinan las condiciones para que se produzca la silicificación. [3] [22] Esto está estrechamente relacionado con la profundidad del entierro o la asociación con eventos volcánicos. La interferencia de otros procesos diagenéticos a veces podría alterar la silicificación. El tiempo relativo de silicificación con respecto a otros procesos geológicos podría servir como referencia para futuras interpretaciones geológicas. [1] [19] [21] [22]
En la Bahía de Concepción en Terranova, costa sureste de Canadá, se silicificaron una serie de rocas volcánicas ligadas al Precámbrico y al Cámbrico. Las rocas se componen principalmente de flujos riolíticos y basálticos, con tobas cristalinas y brechas intercaladas. La silicificación regional se llevó a cabo como un proceso de alteración preliminar antes de que ocurrieran otros procesos geoquímicos. [23] La fuente de sílice cerca del área procedía de fluidos silíceos calientes del flujo riolítico en condiciones estáticas. [23] Una porción significativa de sílice apareció en forma de cuarzo calcedónico blanco, vetas de cuarzo y cristales de cuarzo granulares. [23] Debido a la diferencia en las estructuras de las rocas, la sílice reemplaza diferentes materiales en rocas de ubicaciones cercanas. La siguiente tabla muestra la sustitución de sílice en diferentes localidades: [23]
En Semail Nappe de Omán, en los Emiratos Árabes Unidos, se encontró serpentinita silicificada. La aparición de tales características geológicas es bastante inusual. Se trata de 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 impregnó 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 sólo se puede ver a lo largo de los cursos 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 rocas de carbonatos silicificados [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 está formada por unidades de carbonatos y detritos que se formaron en un ambiente lacustre. Las unidades de roca están silicificadas donde en las capas se encuentran pedernales, cuarzo y minerales opalinos. [26] Es compatible con los lechos evaporíticos subyacentes , que también datan de edades similares. Se encuentra que hubo dos etapas de silicificación dentro de los estratos rocosos. [26] La etapa anterior de silicificación proporcionó una mejor condición y lugar para la precipitación de sílice. La fuente de sílice aún es incierta. [26] No se detecta sílice biogénica en los carbonatos. Sin embargo, se encuentran películas microbianas en los carbonatos, lo que podría sugerir la presencia de diatomeas. [26]
Los karsts son cuevas carbonatadas formadas a partir de la disolución de rocas carbonatadas como calizas y dolomías . 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 piedra caliza Mescal del Proterozoico Medio del Grupo Apache en el centro de Arizona es un ejemplo clásico de karsts silicificados. Una porción de los carbonatos es reemplazada por pedernal en la diagénesis temprana y la porción restante está completamente silicificada 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 piedra caliza Mescal proviene de la erosión de los basaltos suprayacentes , que son rocas ígneas extrusivas que tienen un alto contenido de sílice. [17]
La silicificación de las maderas suele ocurrir en condiciones terrestres, pero en ocasiones puede realizarse en ambientes acuáticos. [19] La silicificación del agua superficial se puede realizar mediante la precipitación de sílice en aguas termales enriquecidas con sílice. En la costa norte del centro de Japón, las aguas termales de Tateyama tienen un alto contenido de sílice que contribuye a la silicificación de las maderas caídas y los materiales orgánicos cercanos. La sílice 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 por esferas de sílice de diferentes tamaños dispuestas al azar. [18]
El magma máfico dominó el fondo marino alrededor de 3,9 Ga durante la transición Hadeano - Arcaico . [27] Debido a la rápida silicificación, la corteza continental félsica comenzó a formarse. [28] En el Arcaico, la corteza continental estaba compuesta de tonalita-trondhjemita-granodiorita (TTG), así como suites de granito- monzonita - sienita . [28]
El Monte Goldsworthy en el Cratón de Pilbara , ubicado en Australia Occidental, contiene uno de los primeros ejemplos de silicificación con una secuencia de rocas metasedimentarias clásticas arcaicas , que revela el entorno de la superficie de la Tierra en los primeros tiempos con evidencia de silicificación y alteración hidrotermal. Se ha descubierto que en las rocas desenterradas predomina el SiO2 en términos de composición mineral. [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 con cuarzo microcristalino y los protolitos fueron alterados durante la silicificación. [8] La condición de silicificación y los elementos que estaban presentes sugirieron que la temperatura de la superficie y los contenidos de dióxido de carbono eran altos durante la sindeposición y la posdeposición o ambas. [8]
El cinturón de piedras verdes de Barberton en Sudáfrica, específicamente el supergrupo de 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 pedernal. Las rocas están más silicificadas cerca del contacto del pedernal estratificado, lo que sugiere una relación entre la deposición del pedernal 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 pedernal estratificado. [30] El agua de mar se calentó y por lo tanto recogió materiales silíceos del subsuelo de origen volcánico. Los fluidos enriquecidos con sílice provocan la silicificación de las rocas al filtrarse en materiales porosos en la etapa de sindeposición en condiciones de baja temperatura. [30] [31]
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