La Geología como ciencia

El metamorfismo

Definición

Antes de producirse la fusión de las rocas del manto superior o de la corteza inferior, y como respuesta al aumento de P (presión), T° (temperatura), P_H2O (presión hidrostática) y P_CO2 (presión de dióxido de carbono), las rocas sedimentarias e ígneas sufren una serie de transformaciones mineralógicas y texturales, como consecuencia de las cuales se transforman en rocas metamórficas.

Desde este punto de vista, el metamorfismo puede definirse como el conjunto de procesos que tienen lugar en las rocas sedimentarias, ígneas e incluso en las ya metamórficas por debajo de la temperatura en la que comienza la fusión. De estos procesos quedan excluidos los ocurridos en la superficie terrestre.

El metamorfismo implica transformaciones minerales en estado sólido en el que juega un papel fundamental la fase fluida intergranular (NH₃, H₂O y N₂). Cuando la fase fluida está cristalizando, se mueve por los poros intergranulares y se disocian las moléculas de esa roca; capta los cationes y transporta estos iones, ayundando así a la recristalización de la roca y fomando nuevas fases minerales.

Otra definición sería que es la acomodación mineralógica y estructural de las rocas sólidas a las condiciones físicas y químicas existentes a profundidades inferiores de la superficie terrestre y que difieren de las condiciones de formación de las rocas originales. Rigen procesos de blástesis y nucleación.

La frontera entre el metamorfismo y el magmatismo -si se prefiere, el límite superior del metamorfismo- corresponde a la temperatura a la que comienza la fusión de las rocas. Dentro del rango de presiones existentes en la corteza continental (0-10 Kilobares), y en presencia de un fluido acuoso, la temperatura a la que empieza la fusión de los granitos es de 950°C a 1 bar y de 620°C a 10 Kb., siendo en las rocas pelíticas algo superior y en los basaltos toleíticos-olivínicos es de 1000°C a 1100°C a 1 bar, y cerca a la del granito a 10 Kb. Así, el límite superior del metamorfismo puede situarse entre los 700°C y los 900&degC. Mientras el límite inferior se sitúa en los 150°C, que es la temperatura a la que se supone tiene lugar los fenómenos de diagénesis y de alteración. Este límite estaría definido por la aparición de determinadas asociaciones minerales, pero por algún motivo la mineralogía de las rocas metamórficas de bajo grado no está lo suficientemente estudiada para poderlo fijar de forma precisa en cada caso.

Paragénesis

Los minerales pueden formarse de manera y condiciones diferentes. Raras veces aparecen minerales aislados en la naturaleza, por lo general forman una agrupación característica de un determinado proceso de formación. A estos conjuntos se les denomina paragénesis (para = al lado de; génesis = formación). El conocimiento de la paragénesis de los minerales es importante, ya que permite prever la existencia de un determinado mineral o excluir la presencia de otros.

Una paragénesis mineral también puede defirse como una asociación mineralógica que tiene la menor energía libre (ΔG° = 0). O bien, como una asociación de minerales en equilibrio que son estables en condiciones determinadas de P y T°.

Por ejemplo:

Ms + Q ---------> Sill + FK + H₂O
donde: Ms = Moscovita; Q = Cuarzo; Sill = Sillimanita; FK = Feldespato potásico

se representa como una línea univariante, es decir, todas las fases están en equilibrio. En nuestro caso, si se consume Ms, queda Sill.+ FK, entonces estamos en el lado de mayor temperatura. Si ha quedado una pequeña cantidad de Ms, es residual, porque la reacción ya ha tenido lugar y le corresponde la mayor temperatura y presión para las fases estables, así se forma una paragénesis.

Las condiciones para definir las paragénesis minerales son las siguientes:

· Todos los minerales están en contacto.

· Se esprecían los minerales relictos (aparecen inclusiones en otros representativos de episodios metamórficos anteriores, por ejemplo, la Ky (Cianita o Distena) blindada en Ftos.)

· También se desprecian las coronas de reacción que se encuentran aureolando otros minerales anteriores estables. Por ejemplo, St (Estaurolita alterándose a Sericita).

· Minerales incompatibles que indican condiciones de presión diferentes. Por ejemplo:

Los minerales zonados. Por ejemplo, el Gr con un núcleo de Alm + Fe, a medida que va aumentando la temperatura, el Granate adapta las condiciones y va desarrollando capas sucesivas. Sólo se pueden asociar en el punto de contacto, donde el núcleo representa etapas anteriores de mayor temperatura.

Facies metamórfica

Se conoce por facies metamórfica al intervalo de condiciones termodinámicas en las que la asociación mineral sometida a unas condiciones de P, T y P_H2O es estable.

Factores que condicionan el metamorfismo

Los principales factores que influyen en el metamorfismo van a ser: la P y la T.

Gradiente geotérmico

Un aumento de la temperatura, provoca la desblastización de las fases anteriores estables a otras temperaturas.

Como ya se indicó en secciones previas, el gradiente geotérmico se define como la relación:

              dT       ΔT
             ---- ó   ----
              dz       Δl

y viene expresado en °C/Km. El valor medio de las capas externas de la Tierra es de 33°C/Km. Este valor no es extrapolable a gran profundidad, ya que las temperaturas que tendríamos si consideramos constante el aumento, darían valores excesivamente elevados de acuerdo a la información que se tiene sobre el estado de las capas a esa profundidad, concretamente, el hecho de que sean sólidas. Su escasa conductividad térmica sería la responsable de la disipación del calor.

Así, podemos definir el grado metamórfico de forma más precisa como:

              dT
       Q = K ---- cal/cm² · s
              dz

donde:

Como se ha indicado, el gradiente geotérmico aumenta con profundidad, sin embargo, en la corteza, cuanto más antigüas son las rocas, menor es el flujo calorífico. A una profundidad de 10Km, el gradiente es prácticamente 0.

La concentración de elementos radioactivos como el Th²³⁸, U²³⁸ y K⁴⁰, influye en la conductividad de las rocas. Cuanto menor es la concentración, menor es la conductividad, Así:

• La rocas ígneas ácidas, presentan una concentración mayor.
• La rocas básicas y ultrabásicas, presentan una concentración menor.

debido a que la corteza inferior está compuesta por rocas ultrabásicas, la conductividad sería menor y por tanto, el flujo calorífico (Q).

Causas de la variación de la temperatura

Son varios los factores que intervienen en la variación de la temperatura:

Líneas isotermas

Son líneas que unen puntos de igual temperatura. En áreas de placas litosféricas, las líneas suelen ser paralelas, en las dorsales presentan una geometría en forma de hongo, que van desde el eje de la dorsal a la corteza oceánica; y en las zonas de Benioff aumenta la densidad de dichas líneas con el aumento de la temperatura.

La densidad de las líneas isotérmicas está en función del gradiente geotérmico, es decir, a mayor profundidad, menor densidad de líneas.

Presión

Vamos a tener varios tipos de presiones:

          F                      m          m g
     P = --- => F = m ·g => ρ = --- => P = ------
          S                      v           S

                                             ρ · v · g
     P = ρ(corteza) · g · h;  m = ρ · v => -------------
                                                 S

         P
        --- = ρ · g
         h

          x            x1
          P, T, (H2O)    =>   x(x11) ó x11(x)

Rangos del metamorfismo

· El límite inferior del metamorfismo viene determinado por la diagénesis. Comienza a una temperatura de 200 °C y tienen lugar todas las transformaciones minerales dentro de un sistema abierto, ya que circula el agua a través de los poros: Cloritas, Micas (Biotita, Moscovita, Fengita, Flogopita, Filita).

· El umbral de metamorfismo, es la temperatura a la que empiezan a aparecer minerales metamórficos, el agua escapa, se cierran los poros y pasa a ser un sistema cerrado (no existe intercambio de fluidos con el exterior). Las rocas que lo definen son las siguientes:

• Rocas pelíticas: resulta difícil definir, debido a que los minerales estables a altas temperaturas sólo prensentar diferencias en lo relativo a la cristalinidad. Cuando por difracción de RX dan valores de 0.7Å. La Illita, Montmorillonita o Clorita presentan picos que oscilan entre los 0.7Å y los 0.11Å).
• Rocas básicas: Son las que mejor marcan el índice de metamorfismo. Los basaltos, presentan cavidades rellenas de zeolitas (índice de refracción bajo y colores de interferencia grises). Las zeolitas (Heulandita, Laumontita) cuando se produce un aumento de la temperatura y una disminución de la presión, se transforman en otras zeolitas, que definen el comienzo del metamorfismo.
• Otro signo del metamorfismo es lo que se conoce como "línea muerta" del petróleo, que por encima de 700°C sufre una transformación a grafito, encontrando trazas de petróleo. El límite del metamorfismo con la diagénesis se denomina "anquimetamorfismo".

· Anatexia: Es el punto donde acaba el metamorfismo, exactamente es la zona donde la roca empieza a fundirse dando lugar a rocas ígneas.

• Hay fundidos entre los 600°C y los 700°C, dependiendo de la composición. Primero funden los que cristalizan primero, es decir, olivinos y plagioclasas, y finalmente los básicos.
• El contenido en volátiles favorece la fusión de la roca.
• La rocas básicas con anfíboles o micas, es decir, las que llevan agua y son más densas, funden antes.
• Las Plagioclasas más anortosíticas, es decir con un contenido mayor en cálcio, funden más tarde.
• Una roca anhidra no funde, porque es imposible que en el metamorfismo se alcancen temperaturas tan elevadas.

Resumiendo, tenemos los siguientes grados metamórficos:

• Grado bajo: Se corresponde con la epizona (T < 450°C). Facies de Esquistos glaucofánicos, Zeolitas y Anfobolitas.
• Grado medio: Se corresponde con la mesozona (450°C < T < 650°C). Anfibolitas hidrosilicatadas, Eclogitas y Corcuvianita con piroxemo.
• Grado alto: Equivale a la catazona (T > 650°C). Eclogitas, Granulitas, Migmatitas y Corneanas sandiníticas.

Grados metamórficos
https://www.ugr.es/~agcasco/personal/IUGS/tipos.htm

Facies metamórfica
https://www.researchgate.net/figure/Figura-60-Asociaciones-de-facies-metamorficas-relativas-a-los-procesos-de_fig18_343053863

Reacciones metamórficas

Son las que tienen lugar para producir unas fases metamórficas en paragénesis metamórfica. Siempre son isoquímicas, es decir, existe equilibrio catiónico, por ejemplo:

Ab = Jd + Q ; SiO₂ + Na₂O + Al₂O₃ = cte
donde: Ab = Albita; Jd = Jadeita; Q = Cuarzo

Ms + Q = Sillim + FK + H₂O
donde: Ms = Moscovita; Sillim = Sillimanita; FK = Feldespato potásico

Los tipos de reacciones son los siguientes:

Sólido-sólido

En las fases que intervienen no existen fases fluidas. Se presenta en minerales polimorfos como es el caso de la Distena, Andalucita y Sillimanita.

Si deseamos calcular la pendiente y posición de los limites de las curvas de estabilidad para la transición polimórfica de los nesosilicatos anteriores seguiremos los siguientes pasos:

si tenemos en cuenta las siguientes relaciones:

           dP(MPa)      S-So (J/°K)
         ----------- = -------------
           dT(°K)        V-Vo(cc)

      y

         °G-°Go = (°H-°Ho(MJ)) - T(°K) · (S-So(J/°K))

para resolverlo podemos plantear la ecuación elemental de las rectas que delimitan cada uno de los campos. El punto donde coexistan las tres fases, vendrá determinado por el punto de corte de las rectas. La ecuación general de una recta es:

    y = mx + b

donde:

y, es la presión; m, es la pendiente de la recta (dP/dT) y b, la temperatura inicial.

Así, partiendo de los valores termodinámicos por mol, teniendo en cuenta un margen de osilación, y a 500°C y 1 atm de presión, para estos polimorfos:

Los parámetros de las rectas vendrían determinados como sigue:

Las ecuaciones de las rectas, sustituyendo los valores, serán las siguiente:

Por tanto, el punto de corte (con dos ecuaciones es suficiente) sería:

y = 434.1866; x = 546.7619

Ahora, si trazamos las líneas y las representamos, tendríamos los siguientes valores:

Desmezcla: Se produce desmezcla cuando las fases minerales sometidas a una presión elevada, sufren una exolución al pasar a unas condiciones de menor temperatura.

Acoplada: Cuando una fase mineral que es estable en unas condiciones de presión y temperatura, se desestabiliza por la aparición de otra fase mineral, produciéndose una reacción en cadena. Por ejemplo:

siendo: An = Anortita; Ol = Olivino; Opx = Ortopiroxeno; Cpx = Clinopiroxeno; Sp = Esfena; Gr = Granate; Ab = Albita.

Reacciones de intercambio iónico: Se da entre fases sólidas en facies de anfibolitas y granulitas. Consiste en el intercambio de cationes entre una red y otra.

Por ejemplo: la Cordierita, solución sólida de Fe y Mg, tenemos que su coeficiente de reparto viene determinado por:

           (Fe+3/Mg+2)Granate
      Kd = -----------------
           (Fe+3/Mg+2)Cordierita

indica una temperatura determinada. Este tipo de reacciones se utilizan como geotermómetros. Se trata de reacciones multivariantes, ya que se da en sistemas con muchas fases minerales y pocos componentes:

Esto significa que para cada presión, existe un intervalo de P y T en el que son estables para un campo.

Reacciones sólido-sólido+fluido

Son aquellas en las que tenemos dos fases sólidas y una fluida:

A + B = C + D + H₂O

· Se producen a lo largo del metamorfismo progresivo.

· Absorben calor, es decir, son endotérmicas.

· Se produce una dilatación.

La presión de agua es igual a la presión total:

          PH2O     ΔS
         ----- = ------
           T       V

Tenemos que:

          PH2O     ΔS
         ----- = ------ > 0 da m > 0; donde m = pendiente
           T       V

           P      ΔS
         ----- = ------ < 0 da m < 0; donde m = pendiente
           T       V

Sistemas tampón

Son aquellos en los que se bloquea la fugacidad del O₂, como es el caso del sistema Q - Fe - Magnetita.

Si en las rocas pelíticas, además existe magnetita, el O₂ es absorbido por la presencia de esta. Tenemos que en el grado medio metamórfico, el H₂O, disminuye notablemente porque aumenta el contenido de CO₂, CH₄ y CO, lo que quiere decir que son anhidros a bajas temperaturas.

Reacciones de óxido-reducción (REDOX)

Tienen lugar en rocas con mucho O₂, por tanto con minerales que contienen O₂, principalmente los óxidos, como es el caso de Wurzita, Magnetita y Hematites.

En ellas se produce una pérdida de O₂ y vienen controladas por la presión de oxígeno.

La fugacidad de O₂ es muy importante en este tipo de reacciones. En rocas metapelíticas de bajo grado, aparece el Grafito como elemento estable.

En sedimentos aparece materia carbonosa como estable. Una temperatura elevada y un aumento de la P_O2 provoca que el C de los sedimentos al reaccionar con Fe₂O₃, de lugar a Fe₂O₄ y CO₂, siendo lo más habitual encontrar la forma reducida (Magnetita) y no Hematites (oxidada). El CO₂ actúa como oxidante y hace que unos minerales se formen en contraposición a otros.

Resumiendo, existen elementos que actúan como catalizadadores. Por ejemplo, Tras altas temperaturas, las peridotitas se enfrían y entra H₂O, el Olivino se sepentiniza (Mg) y el Fe pasa a Magnetita.

Este tipo de reacciones son importantes en el metamorfismo de bajo grado.

Las reacciones con Ctd (cloritoide) están condicionadas por la P_O2 o la fugacidad. Si hay O₂ libre, los equilibrios se dan a menor temperatura. Para el caso de las rocas metamórficas, en vez de tener Ctd, tienen Magnetita e Ilmenita, minerales condicionados por la P_O2.

Tipos de metamorfismo

Vienen determinados por la presión y temperatura a la que está sometida la roca y sobre todo, los procesos mecánicos que originan dicha situación, así como su ámbito zonal, bien sea de carácter local o regional:

• Dinamometamorfismo.
• Cizallamiento.
• De contacto.
• Hidrotermal de fondo oceánico.
• Metamorfismo de impacto o choque.
• De enterramiento.
• Regional.
• Metasomatismo.

Metamorfismo de carácter local

Dinamometamorfismo

Se localiza en fallas de la corteza terestre, con una extensión de 10Km. a 15Km., y se genera por la deformación que lleva asociada el movimiento de la falla cortical por los dos bloques. Las rocas que se forman corresponden a un grado bajo a medio en función de la profundidad.

Como ejemplo de este tipo de metamorfismo, encontramos la falla de San Andrés o la Alpina de Nueva Zelanda.

De contacto

Se produce cuando una masa magmática de elevada temperatura (incluso un apófisis de granito de anatexia crece) rodea rocas metamórficas o sedimentarias, o más raramente, magmáticas preexistentes. En esta situación suelen darse condiciones de elevada temperatura y presión normalmente bastante baja, lo que facilita la expulsión de los componentes volátiles de las rocas y su infiltración a gran distancia respecto del punto de contacto (aureola). Se forman entonces minerales de alta temperatura, frecuentemente cristales grandes, debido a que el crecimiento se ve facilitado por el transporte de materia en el flujo gaseoso en movimiento.

En estos puntos se observa una deformación de las líneas isotermas y un aumento de su densidad respecto de las que existían antes, de la misma forma, el aumento de la temperatura influye sobre la facies de las rocas y su paragénesis, también determinará que se forme toda la serie de facies o sólo algunas.

La forma geométrica del plutón marca la forma de aureola, más o menos esférica o bien, si es tabular, dará una forma primática.

Las rocas que nos vamos a encontrar son las siguientes:

- Rocas corneanas: Son típicas del metamorfismo de contacto de grado medio-alto (zona inferior en facies de corcubianitas, subfacies con piroxeno) se forman en el border interior de una aureola de contacto sobre rocas arcillosas o esquistosas, incluidas en masas plutónicas.

- Esquistos mosqueados: Se producen en condiciones de alta temperatura, apareciendo a medida que se nos alejamos de la intrusión. Este tipo se forma cuando hay gran cantidad de magma, como es el caso de arco-islas, límites de placas, zonas de intraplaca y puntos calientes.

Enterramiento

Se caracteriza por ser de grado bajo, propio de cuencas sedimentarias de una profundidad de 5 a 6 Km. Ocurre como consecuencia del alto acúmulo de sedimentos o bien por el aumento del gradiente geotérmico, formándose sobre todo pizarras en facies de zeolitas.

Hidrotermal o de fonfo oceánico

En este tipo de metamorfismo juega un papel fundamental los fluidos calientes, asimismo, existe un gradiente geotérmico alto, llegando a alcanzar los 150°C/Km. Este aumento de temperatura produce la convección del magma y el agua cercana a este punto. El agua se introduce en la corteza oceánica arrastrando ciertos iones, encontrándonos fases hidratadas como zeolitas, esquistos verdes u ofiolitas.

Toda la corteza oceánica superior se ve afectada por este tipo de metamorfismo, apareciendo asociadas al mismo: sulfuros metálicos, nódulos de manganeso y otros metales.

De choque o impacto

Se produce cuando se da un aumento rápido de la temperatura en la superficie terrestre como consecuencia de un impacto meteorítico.

En este proceso, la Energía cinética (E_c) liberada en el impacto produce fusiones parciales, que producen polimorfos de sílice de alta presión.

Metasomatismo

Es un metamorfismo químico en el que las rocas funcionan como un sistema abierto, intercambiando materia con el exterior, es decir, hay fluidos que se disuelven en la roca o aportan una serie de sustancias.

Este metamorfismo se da alrededor de cuerpos intrusivos. Se suelen liberar fluidos magmáticos que pueden escapar de las rocas enjantes, produciendo así el metasomatismo.

Si es una roca carbonatada (caliza, dolomía o un mármol), entonces da lugara un skarn (roca metamórfica de contacto y metasomática, de color pardo oscuro, negro, rojizo o violáceo; textura granoblástica de grano menudo a muy grande; estructura masiva o zonada, con los minerales concentrados en bandas, nódulos, lentejuelas o masas radiadas). El grado de metamorfismo es alto.

El interés de este tipo de metamorfismo reside en el hecho de su gran importancia económica, ya que aparecen yacimientos minerales asociados.

Regional

Es el metamorfismo típicamente orogénico, y se desarrolla acompañando a una gran actividad tectónica. Este tipo de metamorfismo, teniendo en cuenta el gradiente geotérmico que exista o se produzca en el movimiento orogénico, puede presentar distintos tipos de facies:

En el transcurso de la orogenía es posible que los gradientes geotérmicos varíen, de esta forma, como consecuencia de este hecho, las metamórficas generadas van a ser muy variadas: esquistos, gneises, granulitas ...

En los orógenos o cordilleras de montañas, las rocas se van a situar en cinturones lineales, pudiendo ser de tres tipos:

- En un margen continental antiguo, eje. Tenemos el caso de la placa de Nazca subduciendo por debajo de la placa Americana.

- En arco-islas, donde podemos distinguir dos casos:

· Cuando la subdución se verifica hacia el continente, como es el caso de la costa Este de Japón.

· Cuando se realiza hacia el mar, una cuenca marginal subduce sobre un arco-isla.

- En orógenos colisionales, como es el caso de la cordillera del Himalaya.

En los cinturones metamórficos situados en arco-islas se distinguen dos tipos:

Los motivos por los que se producen estos dos tipos de metamorfismo son los siguientes:

· Sobre la placa que subduce se produce una depresión de las líneas isotermas lo cual implica que la distancia entre isotermas sea mayor, por lo tanto, el gradiente geotérmico es más bajo, así, las zonas en las que tiene lugar un rápido descenso de la placa oceánica bajo el arco-isla o un margen continental son áreas que presentan un gradiente anormalmente bajo, por lo que las rocas acumuladas en la fosa, así como las depositadas sobre la placa oceánica subducente, no padecen procesos de recristalización metamórfica hasta que no han sido arrastradas a gran profundidad.

· En el otro lado de la placa subducida se produce un alargamiento y estrechamiento de las isotermas, con un gradiente aproximado de 60°C/Km., produciéndose por tanto un metamorfismo de alta presión.

Características de los orógenos colisionales

El choque produce un engrosamiento de la corteza, llegando incluso a duplicarse su espesor. En este tipo de ambientes, pueden aparecer diferentes clases de metamorfismo que pueden solaparse con el el tiempo, dando lugar a metamorfismo de presión intermedia (distenas y sillimanitas), de baja presión (andalucitas) y también de alta presión.

Los cinturones que se forman tienen gran anchura, siendo abundantes las intrusiones plutónicas, con una mayor actividad magmática de carácter granítico.

Metamorfismo a lo largo de la Historia de la Tierra

· Rocas metamórficas en facies de anfiboolitas y gneises, se encuentran en todas las épocas.

· Se observa un desarrollo mayor del metamorfismo en facies de granulitas en el Arcaico y el Proterozoico.

· Desarrollo exclusivo del metamorfismo en facies de esquistos azules y eclogitas, es decir, desarrollo de un metamorfismo de alta presión en el Fanerozoico.