Metamorfismo

En mineralogía y Petrología se define el metamorfismo el conjunto de transformaciones mineralógicas y/o estructurales en el estado sólido que sufre una roca cuando se encuentra, bajo tierra, en ambientes fisicoquímicos diferentes de aquellos en los que se originó. Los factores que determinan el metamorfismo son los cambios de temperatura y presión (litostática y orientada o estrés) y la Presencia/Ausencia y actividad de los fluidos contenidos en la roca.

La roca original que sufre metamorfismo se llama "protolita" . Puede ser una roca sedimentaria, una roca ígnea o una roca ya metamórfica. El metamorfismo produce la recristalización de los minerales presentes en la protolita o la transformación de estos en nuevos minerales no presentes en la protolita. El proceso de reestructuración de los cristales en nuevas formas y nuevas especies se llama blastesis, mientras que la textura que produce se llama genéricamente cristaloblástico. El campo de presiones y temperaturas en el que opera el metamorfismo es vasto y sus límites no son trazables con líneas claras. El límite inferior del metamorfismo está representado por la transición a la diagénesis, es decir, al campo de presiones y temperaturas en el que tienen lugar los cambios químico - físicos que transforman un sedimento en una roca sedimentaria coherente. Pasa de la diagénesis al metamorfismo gradualmente, con una profundidad creciente. El límite térmico se coloca arbitrariamente alrededor de 150 °C, pero puede variar en más o menos de 50 °C, mientras que la presión mínima de iniciación del metamorfismo se establece en aproximadamente 0.3 GPa. Tipos particulares de metamorfismo vinculados a una entrada térmica, como la de contacto, sin embargo, pueden ocurrir cerca de la superficie, por lo tanto a presiones significativamente más bajas. Más que una temperatura precisa, es la blastesis de ciertos minerales considerados definitivamente no diagenéticos para marcar el comienzo del metamorfismo: carpholita, pirofilita, anfíbol de sodio, lawsonita, paragonita, Prehnita, pumpelita y stilpnomelane. El límite superior del metamorfismo está indicado por la temperatura de fusión de la roca, que da lugar al campo de rocas ígneas. Aún más variable en este caso es el límite, porque la temperatura de fusión varía mucho dependiendo de la química de la protolita, la presión y la presencia/ausencia de agua en la roca. Bajo condiciones anhidras y / o de alta presión, una roca puede permanecer en estado sólido a temperaturas muy superiores a las del comienzo de la fusión de un granito saturado de agua. En el diagrama de la fig. 1 las curvas del solidus (temperatura de fusión del mineral de fusión más bajo) de granito saturado de agua y granito anhidro se dan como referencia. Dado que no implica la fusión de rocas, el metamorfismo se llama un proceso subsólido. ¿Hay un límite a la presión en el metamorfismo? Durante mucho tiempo se ha pensado que la presión máxima en Rocas Metamórficas de la corteza no excede 1.0 GPa, que corresponde a la presión hidrostática en la base de una corteza continental de espesor normal (30 - 40 km), pero estudios recientes muestran que algunas rocas de la corteza han alcanzado presiones muy altas. El gneis que contiene piropo puro con inclusiones de coesita (una forma extremadamente densa de SiO 2) indica presiones de al menos 3 GPa, correspondientes a una profundidad de más de 100 km. Para estas rocas se acuñó el término metamorfismo de ultra alta presión. Está claro que tales presiones solo pueden justificarse por el transporte de rocas de la corteza a grandes profundidades a través de la subducción. También debe recordarse que en algunos complejos ofiolíticos, se han observado formas de metamorfismo en peridotitas del manto litosférico, que pueden empujar los límites del metamorfismo conocido a profundidades del orden de 200 km, con presiones alrededor de 6 GPa. El metamorfismo es un proceso esencialmente isoquímico, en el sentido de que, aunque puede dar lugar a nuevos minerales, no cambia, si no marginalmente, la composición química general de la roca. De esto se deduce que, bajo las mismas condiciones de presión y temperatura (P - T), protolitos con diferente química darán lugar a rocas metamórficas con diferentes minerales. Por ejemplo, bajo las mismas condiciones de T Y P un basalto dará lugar a una anfiolita, roca formada esencialmente de anfíbol y plagioclasa, mientras que una arcilla dará lugar a un micascista, formado por cuarzo, mica y granate. El carácter isoquímico distingue el metamorfismo en sentido estricto del metasomatismo, que en cambio implica la entrada y / o eliminación de elementos químicos en la roca.

El metamorfismo proviene del griego metamórphōsis, derivado de metamorphóō = transformar.

Como las condiciones de T Y P varían, los minerales que se forman variarán, muchos de los cuales son exclusivos de las rocas metamórficas. El término paragenesi significa una asociación de minerales que se originan al mismo tiempo o con sucesión inmediata como resultado del mismo fenómeno minerogenético. Un asociado es el resultado de un equilibrio químico, y termodinámico alcanzado por las especies en el cristalino coexistiendo en respuesta a las nuevas condiciones de T y P. La petrología experimental nos ha permitido establecer, con un buen grado de fiabilidad, cuáles son los valores de P y t ciertos minerales y de cierta forma asociada o desaparecen (reemplazados por otros) en una roca metamórfica. Dibujando en un diagrama P-T Las líneas que delimitan la aparición / desaparición de ciertos minerales o asociaciones minerales de una paragénesis fue posible dividir el campo de metamorfismo en diferentes áreas, cada una de las cuales representa una facies metamórfica. Los minerales que se pueden formar en cada una de estas áreas dependen de la composición química de la roca de partida (protolita). Protoliti a diferentes características químicas se desarrollan en cada una de estas áreas, minerales, y Asociados diferentes, por lo que podemos decir que una facies metamórfica se define por todos los asociados que se desarrollan en a determinar el campo de T y P. en cada facies se ha dado el nombre de una de las varias rocas en la forma química básica en que el alcance de T Y P (anfíboles, granuliti etc). Higo. 2 muestra los campos T-P de las diversas facies metamórficas. Los límites entre sí no están claros, tanto porque muchas reacciones químicas que marcan la transición de una facies a otra no ocurren a una temperatura precisa sino en un rango de temperaturas más o menos amplio, como porque se puede obtener la misma paragénesis a partir de reacciones químicas que ocurren a diferentes P - T. Aquí están los principales asociados que caracterizan cada facies: al estudiar una región afectada por el metamorfismo regional, que es lo que le interesa en grandes áreas y se asocia con procesos tectónicos a gran escala, las diferentes rocas dan testimonio de un grado creciente, la intensidad progresiva del metamorfismo, a veces desde el nivel más bajo hasta las condiciones de anatexis. Las variaciones de la paragénesis de una roca a otra permiten trazar una evolución regular dentro del diagrama T-P. Las tres bandas retinadas en la fig. 2 representan los gradientes más comunes registrados por las rocas en el metamorfismo regional: nótese que el dominio de anatexis (en el que las rocas comienzan a derretirse, materializado por la curva del solidus del granito saturado de agua) apenas se alcanza, si no a gran profundidad, en el caso del gradiente-HP-LT, mientras que se alcanza comúnmente en los gradientes IP - HT y LP - HT (para protoliti sialici). Tenga en cuenta también la sucesión de silicatos de aluminio, que en el caso del gradiente IP - HT es cianita→sillimanita, mientras que en el caso del gradiente LP - HT es andalucita→ sillimanita. Finalmente, nótese que ninguno de los tres gradientes coincide con el promedio geotérmico de la litosfera estable (es decir, la relación T - P promedio en las diversas profundidades), esto se debe a que cada uno de estos gradientes aparece en diferentes contextos geodinámicamente activos. El gradiente HP-LT se encuentra en cadenas recientes (orogenia alpina-Himalaya), el gradiente IP - HT es característico de zonas de colisión antiguas (por ejemplo, cadenas ichínicas), el gradiente LP - HT, finalmente, se encuentra en estas mismas cadenas, pero también es representativo de la orogenia arquea (> 2.5 Ga).

La Petrología Experimental ha demostrado que diferentes minerales metamórficos aparecen solo cuando la T alcanza ciertos valores, independientemente de la P existente. la aparición de uno de estos minerales indica que la T ha alcanzado un cierto valor, que se llama el grado metamórfico. Por ejemplo, a partir de una protolita de arcilla y aumentando gradualmente la temperatura, tendremos la formación primero de clorita y luego, en grados metamórficos crecientes, de biotita, granate, estaurolita, cianita y sillimanita. Por lo tanto, al recoger muchas muestras en un área grande y marcar su ubicación en un papel, puede combinar todos los puntos donde un cierto mineral aparece o desaparece en las muestras: así se obtiene una serie de líneas (en realidad de las superficies de las que se ve la intersección con el suelo) llamado isògrade (es decir, de igual temperatura). El área entre dos isógrados contiguos se denomina zona metamórfica(zona de biotita, zona de estaurolita, etc.). Las zonas metamórficas son útiles para identificar, en un área metamórfica, cuál fue la temperatura máxima alcanzada por el metamorfismo (pico térmico) y dónde ocurrió esto. Basado solo en la temperatura, el diagrama P - T generalmente se divide por 5 líneas isógradas verticales en metamorfismo de temperatura muy baja, baja, media, alta y muy alta. De la misma manera el diagrama P - T se puede dividir solo según la presión con 5 líneas isobares horizontales que definen el metamorfismo de presión muy baja, baja, media, alta y muy alta.

Numerosos estudios testifican que los cambios en la presión y la temperatura durante un evento metamórfico no necesariamente implican una sola fase de calentamiento y luego enfriamiento o una sola fase de aumento y luego disminución de la presión. Cada permanencia de la roca por un tiempo adecuado a condiciones particulares de P-T, con la acción química de los fluidos (condición llamada " clímax ") , genera una nueva paragénesis indicativa de ese entorno. Las condiciones cambiantes generan una nueva paragénesis y el metamorfismo se llama polifásico. No siempre los nuevos paragenesi borran completamente y en todas partes los anteriores: muy a menudo las conservas de roca en metaestable forman parte de cristales y / o estructuras de fases anteriores. Así es posible reconstruir el camino evolutivo de una roca a lo largo del tiempo, el llamado Camino P - T - T (presión - temperatura - tiempo): en un diagrama P - T se unen los puntos con presiones y temperaturas particulares indicados por una paragénesis (fig. 3). La datación radiométrica de los minerales, entonces, permite en muchos casos colocar en el tiempo la sucesión de los paragenesi y, por lo tanto, definir el camino o caminos seguidos por las rocas en el subsuelo. La trayectoria P - T-T puede ser en sentido horario o antihorario dependiendo de si el clímax térmico se ha alcanzado en condiciones de presión decreciente o creciente, respectivamente. Sobre la base de la observación de la paragénesis por sí sola, no siempre es fácil distinguir si estos son el resultado de un metamorfismo polifásico o de varios metamorfismos lejanos en el tiempo (polimetamorfismo).

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