transformación dunha rocha xa existente noutra de diferente composición mineral ou textura From Wikipedia, the free encyclopedia
O metamorfismo é a transformación de rochas xa existentes (o protólito ou rocha de partida) orixinando outra rocha de diferente composición mineral ou textura chamada rocha metamórfica. O protólito pode ser unha rocha de calquera tipo: sedimentaria, magmática ou mesmo unha rocha metamórfica preexistente (que dará lugar a outra rocha metamórfica distinta). O metamorfismo ten lugar a temperaturas que pasan dos 150 a 200 °C, e a miúdo a presións elevadas ou en presenza de fluídos quimicamente activos, pero a rocha permanece esencialmente sólida durante todo o proceso de transformación.[1] Pero tanto os cambios á alza coma á baixa da presión e temperatura poden orixinar transformacións metamórficas. As rochas estaban estables nunhas determinadas condicións e deixan de estalo cando estas condicións cambian, producíndose cambios nas rochas que as devolven á estabilidade nas novas condicións. O metamorfismo é distinto da meteorización e da diaxénese, que son cambios que teñen lugar na superficie ou relativamente preto da superficie da Terra.[2]
Hai varias formas de metamorfismo, incluíndo o rexional, de contacto (térmico), hidrotermal, de impacto e dinámico. Diferéncianse nas temperaturas e presións características de cada tipo e na velocidade á que ten lugar e o grao en que interveñen fluídos reactivos. O metamorfismo que ocorre cun incremento das condicións de presión e temperatura denomínase metamorfismo prógrado ou progresivo, mentres que a diminución da temperatura e presión caracterizan o metamorfismo retrógrado ou regresivo.
A petroloxía metamórfica é o estudo das rochas metamórficas e da súa formación. Os petrólogos metamórficos utilizan moito a mecánica estatística e a petroloxía experimental para comprender os procesos metamórficos.
Os axentes que interveñen no metaformismo son a calor, a presión, a presenza de fluídos. Tamén inflúen a natureza previa da rocha que vai ser afectada e o tempo:[3]
Ademais dos axentes anteriores, tamén inflúen no resultado final os seguintes factores:
O metamorfismo é o conxunto de procesos polos cales as rochas existentes se transforman física ou quimicamente a elevada temperatura, sen fundirse en ningún grao. A importancia da calor na fomación de rochas metamórficas foi recoñecido primeiramente polo naturalista escocés James Hutton, quen se considera o pai da xeoloxía moderna. Hutton escribiu en 1795 que algunhas capas de rocha das terras altas escocesas foran orixinalmente rochas sedimentarias, pero que se transformaron por estar sometidas a unha gran calor.[4]
Hutton tamén especulou que a presión era importante no metamorfismo. Esta hipótese foi comprobada polo seu amigo, James Hall, quen selou creta nun improvisado recipiente a presión construído a partir do tubo dun canón e quentouno nun forno alto de fundición. Hall atopou que isto producía un material que lembraba fortemente ao mármore, en vez de ao habitual cal vivo producido ao quentar a creta ao aire libre. Segidamente xeólogos franceses engadiron o metasomatismo como outra causa do metamorfismo, é dicir, a circulación de fluídos cargados de minerais a través das rochas enterradas. Porén, o metamorfismo pode ter lugar sen intervención do metasomatismo (metamorfismo isoquímico) ou a profundidades de só uns poucos centos de metros, onde as presións son relativaemnte baixas (por exemplo, no metamorfismo de contacto).[4]
Unha rocha pode ser transformada sen fundirse porque a calor causa que rompan os enlaces entre átomos, liberando os átomos para que se movan e formen novos enlaces con outros átomos. O fluído que hai nos poros entre os grans dos minerais é un medio importante onde se intercambian os átomos.[5] Isto permite a recristalización dos minerais existentes ou a cristalización de novos minerais con diferentes estruturas cristalinas ou composicións químicas (neocristalización).[1] A transformación converte os minerais do protólito en formas que son máis estables (próximas ao equilibrio térmico) baixo as condicións de presión e temperatura ás que ten lugar o metamorfismo.[6][7]
O metamorfismo considérase xeralmente que empeza a temperaturas de 100 a 200 °C. Isto exclúe os cambios diaxenéticos debidos á compactación e litificación, que ten como resltado a formación de rochas sedimentarias.[8] O límite superior das condicións metamórficas está no punto de sólidus da rocha, que é a temperatura á que a rocha empeza a fundir. Nese punto, o proceso pasa a ser de tipo ígneo ou magmático.[9] A temperatura de sólidus depende da composición da rocha, da presión e de se a rocha está saturada de auga ou non. As temperaturas típicas de sólidus van desde 650ª C no granito húmido a unha presión duns poucos centos de megapascais (Mpa)[10] ata uns 1080ª C no basalto húmido á presión atmosférica.[11] As migmatitas son rochas formadas nese límite superior (alto metamorfismo), que conteñen cápsulas e veas de material que empezou a fundir pero que non se segregou completamente do residuo refractario.[12]
O proceso metamórfico pode ocorrer a case calquera presión, desde preto da presión da superficie (por metamorfismo de contacto) ata presións de máis de 1.500 Mpa (16 kbar).[13]
_1_(45574881922).jpg)
O cambio no tamaño e orientación dos grans da rocha durante o proceso de metamorfismo chámase recristalización. Por exemplo, os pequenos cristais de calcita das rochas sedimentarias calcaria e creta cambian dando unha rocha con cristais máis grandes, que é a rocha metamórfica mármore.[14] No arenito metamorfizado, a recristalización das areas de cuarzo orixinais dá lugar a unha cuarcita moi compacta, tamén chamada metacuarcita, na cal os cristais de cuarzo, xeralmente máis grndes, están entrelazados.[15] Tanto as altas temperaturas coma as altas presión contribúen á recristalización. A temperatura alta permite que os átomos e ións nos cristais sólidos migren, reorganizando así os cristais, mentres que as presións causan a disolución dos cristais da rocha nos seus puntos de contacto (disolución a presión) e a súa redeposición no espazo acuoso dos poros.[16]
Durante a recristalización, a identidade do mineral non cambia, só a súa textura. A recristalización empeza xeralmente cando as temperaturas acadan a metade do punto de fusión do mineral xeralmente medida na escala Kelvin.[17]
A disolución a presión empeza duranre a diaxénese (o proceso de litificación de sedimentos en rochas sedimentarias) pero complétase durante as etapas iniciais do metamorfismo. Para un protólito de arenito, a liña divisoria entre a diaxénese e o metamorfismo pode situarse no punto en que os grans de cuarzo en tensión empezan a ser substituídos por novos cristais de cuarzo pequenos non tensionados, producindo unha textura de morteiro que pode identificarse en sección fina baixo un microscopio de polarización. Ao incrementarse o grao de metamorfismo prodúcese unha maior recristalización con textura de escuma, caracterizada por grans poligonais que se xuntan en unións triplas e despois unha textura porfiroblástica (porfírica), caracterizada por grans irregulares grosos, incluíndo algúns grans grandes (porfiroblastos.)[18]
As rochas metamórficas son tipicamente máis cristalinas de gran groso que os protólitos a partir dos cales se formaron. Os átomos no interior dun cristal están rodeados por unha disposición estable de átomos veciños. Isto pérdese parcialmente na superficie do cristal, producindo unha enerxía superficial que fai a superficie termodinamicamente inestable. A recristalización a cristais mais grosos reduce a área superficial e así minimiza a enerxía superficial.[19]
Aínda que o aumento do grosor dos grans é un resultado común do metamorfismo, a roha que é intensamente deformada pode eliminar a enerxía de tensión recristalizando como unha rocha de gran fino chamada milonita. Certos tipos de rocha, como as ricas en cuarzo, minerais carbonatos, ou olivina, son especialmente proclives a formar milonitas, mentres que o feldespato e o granate son resistentes á milonitización.[20]
O metamorfismo de cambio de fase consiste na formación dun novo mineral coa mesma fórmula química que un mineral do protólito. Isto implica que se ten que producir unha redistribución dos átomos nos cristais. Un exemplo son os minerais de silicato de aluminio cianita, andalucita e sillimanita. Os tres teñen unha composición idéntica, Al
2SiO
5. A cianita é estable nas condicións reinantes na superficie. Porén, á presión atmosférica, a cianita transfórmase en andalucita cando a temperatura chega a 190 °C. A andalucita, á súa vez, transfórmase en sillimanita cando a temperatura acada os 800 °C. A presións por riba de 400 Mpa (4 kbar), a cianita transfórmase directamente en sillimanita a medida que aumenta a temperatura.[21] Un cambio de fase similar obsérvase ás veces entre a calcita e a aragonita, no que a calcita se transforma en aragonita a presións elevadas e temperaturas relativamente baixas.[22]
A neocristalización é a creación de novos cristais de mineral diferentes dos do protólito. As reaccións químicas dixiren os minerais do protólito, o que dá lugar a novos minerais. Este é un proceso moi lento que pode tamén implicar a difusión de átomos a través de cristais sólidos.[23]
Un exemplo dunha reacción de neocristalización é a reacción da fayalita co plaxioclasio a elevada presión e temperatura para formar granate. A reacción é:[24]
+ →
|
|
(Reacción 1) |
Poden ter lugar moitas reaccións complexas de alta temperatura entre minerais sen que fundan, e cada conxunto de minerais (chamado ensamblaxe) producido proporciona unha pista de como eran as presións e temperaturas no momento do metamorfismo. Estas reacción son posibles debido á rápida difusión de átomos a elevada temperatura. O fluído que hai nos poros entre os grans de minerais pode ser un medio importante a través do cal se intercambian os átomos.[5]
Un grupo particularmente importante de reaccións de neocristalización son as que liberan volátiles como a auga e o dióxido de carbono. Durante o metamorfismo do basalto a ecloxita en zonas de subdución, descompóñense os minerais hidratados, producindo copiosas cantidades de auga.[25] A auga ascende ao manto supraxacente, onde fai rebaixar a temperatura de fusión das rochas do manto, xerando magma por fusión de fluxo.[26] Os magmas derivados do manto poden finalmente acadar a superfice da Terra, causando erupcións volcánicas. Os volcáns do arco resultantes tenden a producir erupcións perigosas, porque o seu contido alto de auga fainos extremadamente explosivos.[27]
Exemplos de reaccións de deshidratación que liberan auga son:[28]
+ → + +
|
|
(Reacción 2) |
+ → + +
|
|
(Reacción 3) |
Un exemplo de reacción de descarbonatación é:[29]
+ → +
|
|
(Reacción 4) |
Na deformación plástica aplícase presión ao protólito, que causa que este se cizalle ou dobre, pero non chegue a romper. Para que ocorra isto as temperaturas deben ser altas dabondo para que non ocorran fracturas, pero non tan altas como para que teña lugar unha difusión dos cristais.[23] Igual que coa disolución a presión, as etapas iniciais de deformación plástica empezan durante a diaxénese.[30]
Existen varios tipos de metamorfismo. Os principais son os metamorfismos rexional, de contacto, hidrotermal, de impacto e dinámico.
Metamorfismo rexional é un termo xeral para o metamorfismo que afecta rexións enteiras da codia terrestre.[31] Na maior parte dos casos refírese ao metamorfismo dinamotérmico, que ten lugar nos cintos oroxénicos (rexións onde se están formando montañas),[32] pero tamén inclúe o metamorfismo de enterramento, que é o resultado de que, simplemente, a rocha quede enterrada a grandes profundidades baixo a superficie terestre nunha cunca subsidente.[33][34]
Para moitos xeólogos metamorfismo rexional é practicamente sinónimo de metamorfismo dinamotérmico.[31] Esta forma de metamorfismo ten lugar en bordos converxentes de placas, onde coliden dúas placas continentais ou unha placa continental e un arco de illas. A zona de colisión convértese nun cinto de formación de montañas ou oróxeno e o proceso de dita formación nese lugar chámase oroxenia. O cinto oroxénico caracterízase polo engrosamento da codia terestre, durante o cal as rochas enterradas profundamente na codia están suxeitas a altas temperaturas e presións debidas á dinámica das placas en colisión e son intensamente deformadas.[34][35] Posteriormente ocorre un proceso de erosión das montañas que expón as raíces do cinto oroxénico aparecendo extensos afloramentos de rochas metamórficas,[36] característicos das cadeas montañosas.[34]
As rochas metamórficas formadas neses lugares adoitan mostrar unha foliación ben desenvolvida.[34] A foliación desenvólvese cando unha rocha é acurtada ao longo dun eixe durante o metamorfismo debido á presión á que está sometida. Isto causa que os cristais de minerais de forma laminar, como a mica e a clorita, acaben rotando de tal maneira que o seu eixe curto se dispoña paralelo á dirección do acurtamento, cando antes estaba orientado ao chou. Isto ten como resultado a formación de rochas foliadas ou bandeadas, nas que as bandas mostran as cores dos minerais que as forman. As rochas foliadas a miúdo desenvolven planos de foliación ou clivaxe. As lousas metamórficas son un exemplo de rocha metamórfica foliada, orixinadas a partir de lousas sedimentarias arxilosas, e mostran uns planos ben desenvolvidos que permiten que a rocha se poida romper en láminas ou placas.[37]
O tipo de foliación que se orixina depende do grao do metamorfismo. Por exemplo, se empezamos cunha lutita, prodúcese a seguinte secuencia conforme aumenta a temperatura na que as rochas se van transformando sucesivamente: a lutita (feita de partículas arxilosas e limosas) é primeiro convertida en lousa metamórfica, que ten un gran moi fino, é foliada e característica dun metamorfismo de grao moi baixo. A lousa convértese en filita, que ten un gran fino e atópase en áreas de metamorfismo de grao baixo. O xisto é de gran medio a groso e encóntrase en áreas de metamorfismo de grao medio. Cando se chega a un metamorfismo de grao alto a rocha transfórmase en gneis, que é de gran groso a moi groso e presenta bandas.[38]
As rochas que estiveron sometidas a unha presión uniforme por todos os seus lados ou as que carecen de minerais con hábitos de crecemento distintivos non serán foliadas. O mármore carece de minerais laminares e xeralmente non é foliado, o cal permite o seu uso como material para a escultura e arquitectura.
As oroxenias de colisión son precedidas por unha fase de subdución de codia oceánica.[39] As condicións na placa subducente que se está introducindo cara ao manto orixinan na zona de subdución os seus propios efectos distintivos de metamorfismo rexional, caracterizados pola presenza de cintos metamórficos pares.[40]
Os traballos pioneiros de George Barrow sobre metamorfismo rexional nas Highlands de Escocia mostraron que algúns metamorfismos rexionais producen zonas mapables ben definidas dun grao de metamorfismo crecente. Este metamorfismo barroviano é a serie metamórfica máis recoñecida no mundo, e é específico de rochas pelíticas, formadas a partir de lutitas ou limolitas sedimentarias, pero non é o único tipo posible, incluso en rochas pelíticas. Unha secuencia diferente atopada no noroeste de Escocia define o metamorfismo de Buchan, que ten lugar a menor presión que o barroviano, que presenta unha facies coa serie xisto verde-anfibolita-granulita.[41]
_4.jpg)
O metamorfismo de enterramento ten lugar simplemente porque as rochas quedan enterradas a grandes profundidades baixo a superficie terrestre nunha cunca subsidente.[34] Alí as rochas están sometidas a altas temperaturas e grandes presións causadas polo inmenso peso das capas de rochas que teñen enriba. O metamorfismo de enterramento adoita producir rochas metamórficas de grao baixo, que non mostran ningún dos efectos de deformación e pregamento tan característricos do metamorfismo dinamotérmico.[42]
Exemplos de rochas metamórficas formadas por metamorfismo de enterramento son algunhas das rochas do sistema de rift mesocontinental de América do Norte, como a cuarcita siux,[43] e na cunca de Hamersley de Australia.[44]
O metamorfismo de contacto ocorre arredor das intrusións de rochas ígneas ou magmáticas como resultado do incremento de temperatura causado pola intrusión do magma nunha rocha propia da zona máis fría. A área que rodea a intrusión, onde se producen os efectos do metamorfismo de contacto debidos á calor do magma, denomínase auréola metamórfica,[45] ou auréola de contacto ou simplemente auréola.[46] As rochas metamórficas de contacto adoitan ser corneanas. As rochas formadas por metamorfismo de contacto poden non presentar signos de forte deformación e adoitan ser de gran fino, xa que o axente transformador principal aquí é a calor do magma que afecta ás rochas circundantes,[47][48] e son ademais extremadamente duras.[49]
O metamorfismo de contacto é maior canto máis preto da intrusión e disípase canta maior é a distancia co contacto.[50] O tamaño da auréola depende da calor que desprenda a intrusión, do seu tamaño e da diferenza de temperaturas coas rochas da parede. Os diques magmáticos teñen xeralmente auréolas menores con metamorfismo mínimo, que se estende pola rocha encaixante a unha distancia non maior dun ou dúas veces o ancho do dique,[51] mentres que as auréolas que rodean os grandes batólitos poden ter varios quilómetros de ancho.[52][53]
O grao de metamorfismo dunha auréola mídese polo mineral de maior metamorfismo que forma a auréola. Este está xeralmente relacionado coas temperaturas metamórficas das rochas pelíticas ou aluminosilicatos e os minerais que forman. Os graos de metamorfismo das auréolas a baixas profundidades son corneanas de albita-epidota, corneanas de horneblenda, corneanas de piroxeno e corneanas de sillimanita, en orde crecente de temperatura de formación. Porén, as corneanas de albita-epidota a miúdo non se forman, a pesar de ser o grao de temperatura máis baixo.[54]
Os fluídos magmáticos procedentes dunha rocha intrusiva poden tamén tomar parte nas reaccións metamórficas. Unha adición grande de fluídos magmáticos pode modificar significativamente a química das rochas afectadas. Nese caso o metamorfismo dá paso gradualmente a un metasomatismo. Se a rocha intrusiva é rica en carbonatos o resultado é a formación de skarn.[55] As augas magmáticas ricas en flúor que se desprenden dun granito que está a arrefriar poden con frecuencia formar greisens dentro ou a carón do contacto co granito.[56] Nas auréolas alteradas metasomaticamente poden localizarse depósitos de menas de minerais metálicos e ser de interese económico.[57][58]
A fenitización ou metasomatismo de sodio (ou metasomatismo Na) é unha forma distintiva de metamorfismo de contacto acompañado de metasomatismo. Ten lugar arredor de intrusións dun tipo raro de magma chamado carbonatita, que está moi enriquecido en carbonatos pero é baixo en sílice. Os corpos de magma carbonatita en arrefriamento liberan fluídos altamente alcalinos ricos en sodio a medida que solidifican, e o fluído reactivo quente substitúe gran parte do contido mineral da auréola con minerais ricos en sodio.[59]
Un tipo especial de metamorfismo de contacto, asociado con lumes de combustibles fósiles (verteduras de carbón que arden) ou con rochas ígneas extrusivas ou intrusivas de arrefriamento rápido, é o pirometamorfismo.[60][61]
O metamorfismo hidrotermal é o resultado da interacción dunha rocha cun fluído a alta temperatura de composición variable. A diferenza na composición entre unha rocha existente e un fluído invasor desencadea un conxunto de reaccións metamórficas e metasomáticas. O fluído hidrotermal pode ser magmático (orixinado nun magma intrusivo), auga subteránea circulante ou auga oceánica.[34] A circulación convectiva de fluídos hidrotermais nos basaltos do fondo oceánico produce un extenso metamorfismo hidrotermal a carón dos centros de extensión do fondo oceánico e outras áreas volcánicas submarinas. Os fluídos escapan finalmente por respiradoiros ou chemineas do fondo oceánico coñecidos como fumarolas negras.[62] Os padróns deste tipo de alteración hidrotermal utilízanse como guía na busca de depósitos de menas de metais valiosos.[63]
O metamorfismo de impacto ou choque ocorre cando un obxecto extraterrestre, como un meteorito, colide coa superficie terrestre. Este metamorfismo caracterízase por condicións de presión ultraaltas e baixa temperatura. Os minerais resultantes (como os polimorfos do SiO2 coesita e stishovita) e as texturas son as características destas condicións.[64]
O metamorfismo dinámico está asociado con zonas de alta presión como as zonas de fallas.[34] Neses ambientes a deformación mecánica é máis importante que as reaccións químicas na transformación da rocha. Os minerais presentes na rocha non adoitan reflectir as condicións de equilibrio químico, e as texturas producidas polo metamorfismo dinámico son máis significativas que a constitución mineral.[65]
Hai tres mecanismos de deformación polos cales a rocha é deformada mecanicamente. Estes son a cataclase, a deformación da rocha por medio de fractura e rotación dos grans minerais;[66] a deformación plástica de cristais minerais individuais e o movemento de átomos individualmente por procesos de difusión.[67] As texturas das zonas de metamorfismo dinámico dependen da profundidade á cal se formaron, e a temperatura e a presión confinante determinan os mecanismos de deformación que predominen.[68]
Nas profundidades menores, unha zona de falla está rechea con varios tipos de rochas cataclásticas non consolidadas, como a fariña de falla ou brecha de falla. A maiores profundidades estas son substituídas por rochas cataclásticas consolidadas, como brechas moídas, nas cales os fragmentos de rocha máis grandes quedan cementados por calcita ou cuarzo. A profundidades maiores de 5 km, aparecen as cataclasitas, que son rochas bastante duras que consisten en fragmentos triturados de rocha nunha matriz de sílex, que se forma só a elevadas temperaturas. Aínda a profundidades maiores, onde as temperaturas exceden os 300 °C, a deformación plástica entra en acción, e a zona de falla está composta de milonita. A milonita distínguese pola súa forte foliación, que está ausente nas rochas cataclásticas.[69] Distínguese da rocha circundante polo seu tamaño de gran, que é máis fino.[70]
Hai considerables evidencias de que as cataclasitas se forman igualmente por deformación plástica e recristalización pola fractura dos grans, e que a rocha nunca pode perder totalmente a cohesión durante todo o proceso. Diferentes minerais fanse dúctiles a distintas temperaturas, e o cuarzo está entre os primeiros en facerse dúctiles; ademais as rochas cizalladas compostas de diferentes minerais poden simultaneamente mostrar tanto deformación plástica coma fractura.[71]
A cantidade de tensión tamén afecta ao modo no cal se deforma a rocha. A deformación dúctil é máis probable a baixa tensión (menos de 10−14 sec−1) na codia media e inferior, pero as tensións altas poden causar deformación fráxil. Ás maiores tensións a rocha pode quentarse tanto que brevemente chega a fundir, formando unha rocha vítrea chamada pseudotaquilita.[72][73] As pseudotraquilitas parecen estar restrinxidas a rochas secas, como as granulitas.[74]
As rochas metamórficas clasifícanse polos seus protólitos orixinarios, se estes poden determinarse a partir das propiedades da propia rocha. Por exemplo, se o exame dunha rocha metamórfica mostra que o seu protólito era o basalto, será descrita como un metabasalto. Cando non se pode determinar o protólito, a rocha clasifícase pola súa composición mineral e o seu grao de foliación.[75][76][77]
O grao de metamorfismo ou grao metamórfico é unha indicación informal da cantidade ou intensidade de metamorfismo.[78]
Na secuencia barroviana (descrita por George Barrow de zonas de progresivo metamorfismo en Escocia), os graos de metamorfismo clasifícanse tamén pola ensamblaxe (conxunto) mineral baseado na aparencia de minerais clave en rochas de orixe pelítica (tipo lousa, aluminosas):
Grao baixo ------------------- Intermedio --------------------- Grao alto
O concepto de facies metamórfica proporciona unha indicación máis completa desta intensidade ou grao.[78]
As facies metamórficas son terreos ou zonas recoñecibles que presentan unha ensamblaxe de minerais clave que estaban en equilibrio baixo un rango específico de temperaturas e presións durante un episodio metamórfico. As facies noméanse pola rocha metamórfica formada baixo as condicións da facies a partir do basalto.[79]
A ensamblaxe mineral particular depende en parte da composición que tiña do protólito, de modo que, por exemplo, a facies da anfibolita dun mármore non será idéntica da facies da anfibolita dunha pelita. Porén, as facies defínense de tal maneira que unha rocha metamórfica, cun rango de composicións tan amplo como sexa práctico, poida asignarse a unha determinada facies. A presente definición de facies metamórfica está en gran medida baseada nos traballos do xeólogo finlandés Pentti Eskola feitos en 1921, con refinamentos posteriores baseados en traballos experimentais. Eskola deseñou os esquemas zonais baseándose en minerais índice, que foran estudados polo británico George Barrow.[13]
A facies metamórfica non se considera xeralmente cando clasificamos as rochas metamórficas baseándonos no protólito, modo mineral ou textura. Porén, unhas poucas facies metamórficas producen rochas de características tan distintivas que o nome da facies utilízase para a rocha cando non é posible facer unha clasificación máis precisa. Os principais exemplos son a anfibolita e a ecloxita. Ás veces ocore igual coa granulita.[76][77]
Ver diagrama para máis detalles.
O metamorfismo divídese ademais en prógrado (progresivo) e retrógrado (regresivo). O metamorfismo progresivo implica o cambio dos conxuntos ou ensamblaxes de minerais (paraxénese) co incremento da temperatura e (xeralmente) da presión. Estas son reaccións de deshidratación en estado sólido e implican a perda de volátiles como a auga ou o dióxido de carbono. O metamorfismo progresivo ten como resultado rochas características da máxima presión e temperatura experimentadas. As rochas metamórficas non adoitan sufrir máis cambios cando son traídas á superficie.[80]
O metamorfismo retrógrado implica a reconstitución dunha rocha por revolatilización con temperaturas en diminución (e xeralmente presións), o que permite que as ensamblaxes minerais formadas no metamorfismo prógrado revertan ás que son máis estables en condicións menos extremas. Este é un proceso relativamente pouco común, porque os volátiles producidos durante o metamorfismo prógrado xeralmente migran fóra da rocha e xa non están dispoñibles para recombinarse coa rocha durante o arrefriamento. O metamorfismo retrógrado localizado pode ter lugar cando as fracturas da rocha proporcionan unha vía para que a auga subterránea entre na rocha que está arrefriando.[80]
Os procesos metamórficos actúan levando o protólito a preto do seu equilibrio termodinámico, que é o seu estado de máxima estabilidade. Por exemplo, o estrés de cizallamento (estrés non hidrodinámico) é incompatible co equilibrio termodinámico, así que as rochas sometidas a cizallamento tenden a deformarse de maneira que alivien o estrés.[81] A ensamblaxe de minerais máis estable dunha rocha dunha composición dada é aquela que minimiza a enerxía libre de Gibbs.[82]
onde:
Noutras palabras, unha reacción metamórfica terá lugar soamente se rebaixa a enerxía libre de Gibbs total do protólito. A recristalización formando cristais máis grosos rebaixa a enerxía libre de Gibbs ao reducir a enerxía superficial,[19] mentres que os cambios de fase e neocristalizacións reducen a enerxía libre de Gibbs total. Unha reacción empezará á temperatura e presión na que a enerxía libre de Gibbs dos reactivos se fai máis grande que a dos produtos.[83]
Unha fase mineral será xeralmente máis estable se ten unha enerxía interna menor, reflectindo un enlace máis forte entre os átomos. As fases cunha densidade maior (expresada como un menor volume molar V) son máis estables a maiores presións, mentres que os minerais cunha estrutura menos ordenada (expresados como unha entropía maior S) están favorecidos a altas temperaturas. Así, a andalucita é estable só a baixa presión, xa que ten a densidade máis baixa de todos os silicatos de aluminio polimorfos, mentres que a sillimanita é a forma estable a temperaturas máis altas, dado que ten a estrutura menos ordenada.[84]
A enerxía libre de Gibbs dun determinado mineral a unha temperatura e presión especificadas pode expresarse con varias fórmulas analíticas. Estas están calibradas con propiedades medidas experimentalmente e límites de fase de ensamblaxes de minerais. A ensamblaxe mineral en equilibrio para unha determinada composición global dunha rocha a unha temperatura e presión especificadas pode despois calcularse nun computador.[85][86]
Porén, a miúdo é útil representar as ensamblaxes minerais no equilibrio usando varios tipos de diagramas e gráficos.[87] Entre eles están os gráficos ou cuadrículas petroxenéticos[88][89] e os diagramas de compatibilidade (diagramas de fase composicionais).[90][91]
Unha cuadrícula petroxenética é un diagrama de fase xeolóxico que representa as reaccións metamórficas derivadas experimentalmente nas súas condicións de presión e temperatura para unha composición da rocha dada. Isto permite determinar as condicións e temperaturas ás que as rochas se metamorfizaron.[88][89] O diagrama de fase do nesosilicato Al2SiO5 mostrado é unha cuadrícula petroxenética moi simple para rochas que só teñen unha composición consistente en aluminio (Al), silicio (Si), e oxíxeno (O). A medida que a rocha está sometida a diferentes presións e temperaturas, podería ser calquera dos tres minerais polimórficos dados.[84] Para unha rocha que conteña múltiples fases, poden representarse graficamente as fronteiras entre moitas transformacións de fase, aínda que a cuadrícula petroxenética rapidamente se vai facer máis complicada. Por exemplo, unha cuadrícula petroxenética podería mostrar tanto as transicións de fase de silicato de aluminio coma a transición de silicato de aluminio máis feldespato potásico a moscovita máis cuarzo.[92]
Mentres que unha cuadrícula petroxenética mostra as fases dunha soa composición nun intervalo de temperaturas e presións, un diagrama de compatibilidade mostra como a ensamblaxe mineral varía coa composición a unha temperatura e presión fixas. Os diagramas de compatibilidade proporcionan un modo excelente de analizar como afectan as variacións na composición da rocha a paraxénese mineral que se desenvolve nunha rocha a unhas determinadas condicións de presión e temperatura.[90][91] Debido á dificultade de representar máis de tres compoñentes (como un diagrama ternario), xeralmente só se representan os tres compoñentes máis importantes, aínda que ocasionalmente se fan diagramas de compatibilidade para catro compoñentes como un tetraedro proxectado.[93]
Seamless Wikipedia browsing. On steroids.
Every time you click a link to Wikipedia, Wiktionary or Wikiquote in your browser's search results, it will show the modern Wikiwand interface.
Wikiwand extension is a five stars, simple, with minimum permission required to keep your browsing private, safe and transparent.
