"AÑO DE LA PROMOCION DE LA INDUSTRIA RESPONSALE Y COMPROMISO CLIMATICO"
UNIVERSIDAD ALAS PERUANAS
Facultad de
Filial la merced
PROFESOR: Ing.Suarez Reynaldo
ALUMNA: Olano Malpartida Keyla Katerine
CICLO: IV
CHANCHAMAYO 2014
Fuerzas compresivas de una magnitud
inimaginable y temperaturas de centenares de grados por encima de las
condiciones de la superficie predominaron quizá durante miles o millones de
años y provocaron la deformación. Bajo esas condiciones extremas, las rocas
responden plegándose, fracturándose y fluyendo. En este capítulo se consideran
las fuerzas tectónicas que forjan las rocas metamórficas y cómo esas rocas
cambian de aspecto, composición mineral y a veces incluso de composición
química media.
Extensas áreas de rocas metamórficas
afloran en todos los continentes en unas regiones relativamente planas de
nominadas escudos. Esas regiones metamórficas se encuentran en Canadá, Brasil,
África, lndia, Australia y Groenlandia. Además, las rocas metamórficas son un
componente importante de muchos cinturones montañosos, entre ellos los Alpes y
los Apalaches, donde constituyen una gran parte del núcleo cristalino de esas
montañas. incluso las partes interiores estables de los continentes que están
cubiertas por rocas sedimentarias están sustentadas sobre rocas basales
metamórficas. En esos ambientes, las rocas metamórficas están muy deformadas y
presentan intrusiones de grandes masas ígneas. De hecho, partes significativas
de la corteza continental terrestre están compuestas por rocas metamórficas y
rocas ígneas.
A diferencia de algunos procesos
ígneos y sedimentarios que tienen lugar en ambientes superficiales o próximos a
la superficie, el metamorfismo casi siempre ocurre en zonas profundas del
interior de la Tierra, fuera de nuestra observación directa. Pese a este
obstáculo significativo, los geólogos han desarrollado técnicas que les han
permitido aprender mucho sobre las condiciones bajo las cuales se forman las
rocas metamórficas. Por tanto, las rocas metamórficas proporcionan importantes
datos sobre los procesos geológicos que actúan dentro de la corteza terrestre y
el manto superior.
Metamorfismo
El metamorfismo es la transformación
de un tipo de roca en otro. Las rocas metamórficas se forman a partir de rocas
ígneas, sedimentarias o incluso de otras rocas metamórficas. Por tanto, todas
las rocas metamórficas tienen una roca madre: la roca a partir de la cual se
formaron.
El metamorfismo, que significa ,,es
un proceso que provoca cambios en la mineralogía, la textura y, a menudo, la
composición química de las rocas. El metamorfismo tiene lugar cuando las rocas
se someten a un ambiente físico o químico significativamente diferente al de su
formación inicial. Se trata de cambios temperatura y presión (esfuerzo) y la
introducción de fluidos químicamente activos. En respuesta a esas nuevas condiciones,
las rocas cambian gradualmente hasta un estado de equilibrio con el nuevo
ambiente. La mayoría de los cambios metamórficos ocurren bajo las temperaturas
y presiones elevadas que existen en la zona que pieza a unos pocos kilómetros
por debajo de la su terrestre y se extiende hacia el manto superior.
El metamorfismo suele progresar de
manera incremental, desde cambios ligeros (metamorfismo de grado bajo a cambios
notables (metamorfismo de grado alto).Por ejemplo, en condiciones de
metamorfismo de grado bajo, la roca sedimentaria común lutita se convierte en una
metamórfica más compacta denominada pizarra. Las muestras de mano de ambas
rocas son a veces difíciles de distinguir lo cual ilustra que la transición de
sedimentaria a metamórfica suele ser gradual y los cambios pueden ser sutiles.
En ambientes más extremos, el
metamorfismo produce una transformación tan completa que no puede terminarse la
identidad de la roca fuente. En el metamorfismo de grado alto, desaparecen
rasgos como los planos de estratificación, los fósiles y las vesículas que
puedan haber existido en la roca original. Además, cuando las rocas en zonas
profundas (donde las temperaturas son elevadas son sometidas a presiones
dirigidas, se deforman lentamente y se produce una gran variedad de texturas
además de estructuras a gran escala como los pliegues.
En los ambientes metamórficos más
extremos, las temperaturas se aproximan a las de fusión de las rocas. Sin
embargo, durante el metamorfismo la roca debe permanecer esencialmente en
estado sólido, pues si se produce la fusión completa, entraríamos en el ámbito
de la actividad ígnea.
La mayor parte del metamorfismo
ocurre en uno estos tres ambientes:
1.- Cuando una masa magmática instruye
en las rocas, tiene lugar el metamorfismo de contacto o térmico. Aquí, el
cambio es impulsado por un aumento de la temperatura en el interior de la roca huésped
que rodea una intrusión ígnea.
2. El metamorfismo hidrotermal
implica alteraciones químicas que se producen conforme el agua caliente rica en
iones circula a través de las fractura de las rocas. Este tipo de metamorfismo
suele estar asociado con la actividad ígnea que proporciona el calor
necesario para provocar las reacciones químicas y hacer circular estos fluidos a
través de la roca.
3. Durante la formación de montañas {grandes
volúmenes de rocas están sometidas a presiones dirigidas y a las elevadas
temperaturas asociadas con deformaciones a gran escala, del denominado metamorfismo
regional.
El metamorfismo regional, que produce
el mayor volumen de rocas metamórficas, tiene lugar en los límites convergentes,
donde las placas litosféricas colisionan (Véase ROCMET-18). Aquí, grandes
segmentos de la corteza terrestre se pliegan, se fallan y se metamórfica
enormemente. Además, el enterramiento profundo, junto con el emplazamiento de
magmas que se originan en el manto, son los responsables de las temperaturas
elevadas que provocan las zonas más intensas de metamorfismo. Las rocas
deformadas por metamorfismo regional tienen frecuentemente zonas de
metamorfismo de contacto, así como metamorfismo hidrotermal.
Después de considerar los factores
del metamorfismo y algunas rocas metamórficas comunes, examinaremos Estos y
otros ambientes metamórficos.
Factores del metamorfismo
Los agentes del metamorfismo son el
calor, la presión (esfuerzo) y los fluidos químicamente activos. Durante el
metamorfismo, las rocas suelen estar sometidas simultáneamente a los tres agentes
metamórficos. Sin embargo, el grado de metamorfismo y la contribución de cada
agente varían mucho de un ambiente a otro.
El Calor como factor metamórfico
El factor más importante del
metamorfismo es el calor, que proporciona la energía que impulsa los cambios
químicos que provocan la recristalización de los minerales existentes o la
formación de minerales nuevos. Recordemos que un aumento de de la temperatura
hace que los iones del interior de un mineral vibren con mayor rapidez.
Incluso en un sólido cristalino, en el que los iones están unidos mediante
enlaces fuertes, este alto nivel de actividad permite que los átomos
individuales migren con mayor libertad dentro de la estructura cristalina.
Cambios provocados por el calor: El calor afecta a los materiales
terrestres, en especial a los que se forman en ambientes de bajas
temperaturas, de dos maneras. En primer lugar, fomenta la re cristalización de
granos minerales individuales, lo cual sucede, en particular, con las arcillas, los
sedimentos de grano fino y algunos precipitados químicos. Las temperaturas
más elevadas provocan la re cristalización cuando los granos más finos tienden
a unirse y formar granos de mayor tamaño de la misma mineralogía.
En segundo lugar, el calor puede
aumentar la temperatura de una roca hasta el punto en que uno o más de sus
minerales ya no son químicamente estables. En estos casos, los iones
constituyentes tienden a distribuirse en estructuras cristalinas más estables
en el nuevo ambiente de alta energía. Las reacciones químicas de este tipo
tienen como consecuencia la creación de nuevos minerales con configuraciones
estables que tienen una composición global más o menos equivalente a la de los
minerales originales. (En algunos ambientes, los iones quizá migren hacia el
interior o el exterior de una unidad rocosa, modificando así su composición
química general.)
En resumen, si tuviéramos que
atravesar una región de rocas metamórficas (situada en la superficie)
desplazándonos en dirección al metamorfismo creciente, podríamos esperar
observar dos cambios atribuibles en gran medida al aumento de la temperatura.
El tamaño del grano de las rocas se incrementaría y la mineralogía se
transformaría de una manera gradual.
Fuentes de calor: El calor que causa el metamorfismo de
las rocas procede principalmente de la energía liberada por la desintegración
radiactiva y la energía térmica almacenada en el interior de la tierra. Recordemos
que las temperaturas aumentan con la profundidad a un ritmo conocido como
gradiente geotérmico (geo: Tierra; therm: calor).
Los ambientes donde las rocas pueden
ser transportadas a grandes profundidades y calentarse es los bordees de placa
convergente, donde están siendo subducidos fragmentos de corteza oceánica
cargados de sedimentos. Además, es posible que las rocas sean enterradas en
grandes cuencas donde la subsidencia gradual da origen a acumulaciones muy
gruesas de sedimentos. Se sabe que en esos lugares, como por ejemplo el Golfo
de México, se desarrollan condiciones metamórficas cerca de la base de la
cuenca.
El calor también puede ser
transportado desde el manto hasta incluso las capas más someras de la corteza.
Las plumas ascendentes del manto, que afloran en las dorsales centro oceánicas,
y el magma generado por la fusión parcial del manto en las zonas de subducción
son tres ejemplos .En general, siempre que se forman magmas y éstos ascienden a
un ritmo lento hacia la superficie, se produce metamorfismo. Cuando instruye en
rocas relativamente frías en zonas poco profundas, el magma < la roca caja.
Este proceso, denominado metamorfismo de contacto, se considerará más adelante
en este capítulo.
Presión y esfuerzo diferencial
La presión, como la temperatura,
también aumenta con la profundidad conforme aumenta el grosor de las rocas
supra yacentes. Las rocas enterradas están sometidas a una presión de
confinamiento, que es análoga a la presión hidrostática, donde las fuerzas se
aplican por igual en todas las direcciones .Cuanto más se profundiza en el
océano, mayor es la presión de confinamiento. Lo mismo ocurre en el caso de las
rocas enterradas. La presión de confinamiento cierra los espacios entre los
granos minerales, dando lugar a una roca más compacta con una mayor densidad.
Además, a grandes profundidades, la presión de confinamiento puede hacer que
los minerales recristalicen en nuevos minerales con una estructura
cristalina más compacta. No obstante, la presión de confinamiento no pliega ni
deforma las rocas.
Además de la presión de
confinamiento, las rocas pueden estar sometidas también a presiones dirigidas. Eso
sucede, por ejemplo, en los bordes de placa convergentes, donde las placas
litosféricas colisionan. Aquí, las fuerzas que deforman la roca son desiguales
en distintas direcciones y se las denomina esfuerzo diferencial.
Fluidos químicamente activos
Se cree que los fluidos compuestos
principalmente de agua y otros componentes volátiles, como el dióxido de
carbono, representan un papel importante en algunos tipos de metamorfismo. Los
fluidos que rodean los granos minerales actúan como catalizadores y provocan la
re cristalización fomentando la migración iónica. En ambientes cada vez más
calientes, estos fluidos ricos en iones se vuelven proporcionalmente más
reactivos. Cuando se unen dos granos minerales, la parte de sus estructuras
cristalinas que se toca es la que recibe una mayor presión. Los iones situados
en estos puntos son fácilmente disueltos por los fluidos calientes y migran a
lo largo de la superficie del grano hacia los espacios porosos situados entre
los granos. Así, los fluidos hidrotermales contribuyen a la re
cristalización de los granos minerales disolviendo el material procedente
de las regiones sometidas a elevados y precipitando (depositando) este material
en zonas sometidas a esfuerzos bajos. Como consecuencia los minerales
tienden a recristalizar y a alargarse más en una dirección perpendicular a los
esfuerzos de compresivos.
La importancia del protolito
La mayoría de rocas metamórficas
tienen la misma composición química general que la roca a partir de la que se
formaron, excepto por la posible pérdida o adquisición de volátiles como
el agua (H2O) y el dióxido de carbono (CO2). Por ejemplo, el
metamorfismo de una lutita da como resultado una pizarra, en la que los
minerales arcillosos recristalizan y forman micas. (Los cristales
minúsculos de cuarzo y feldespato que se encuentran en la lutita no se
alteran en la transformación de la lutita en pizarra y, por tanto, permanecen
intermezclados con las micas ) Aunque la mineralogía cambia en la
transforma de la lutita en pizarra, la composición química general de la
pizarra es comparable a la de la roca de la que derivó. Además, cuando la roca
origen tiene una composición máfica, como el basalto, el producto metamórfico,
puede ser rico en minerales que contengan hierro y magnesio, a menos, por
supuesto, que se haya producido una pérdida importante de estos átomos.
Texturas metamórficas
Cambios de textura y mineralógicos
Recordemos que el término textura se
utiliza para describir el tamaño, la forma y la distribución de las partículas
que constituyen una roca. La mayoría de rocas ígneas y muchas rocas
sedimentarias están compuestas de granos minerales que tienen una orientación
aleatoria y, por tanto, parecen iguales cuando se observan desde cualquier
dirección. Por el contrario, las rocas metamórficas deformadas que contienen
minerales con hábito planar (micas) y/o minerales alargados (anfiboles) en
general muestran alguna clase de orientación preferente en la que los granos
minerales presentan un alineamiento paralelo a subparalelo. Como un puñado de
lápices, las rocas que contienen minerales alargados orientados en paralelo
unos con respecto a los otros tendrán un aspecto distinto al observarse
lateralmente o frontalmente. Se dice que una roca que muestra una orientación
preferente de sus minerales posee foliación.
Foliación
El término foliación (foliatus: en
forma de hoja) se refiere a cualquier disposición planar (casi plana) de los
granos minerales o los rasgos estructurales del interior de una roca. Aunque
hay foliación en algunas rocas sedimentarias e incluso en unos pocos tipos de
rocas ígneas' es una característica fundamental de las rocas que han
experimentado metamorfismo regional, es decir unidades rocosas que se han
plegado y se han deformado enormemente. En los ambientes metamórficos, la
foliación es provocada, en última instancia, por los esfuerzos compresivos que
acortan las masas rocosas, haciendo que los granos minerales de las rocas
preexistentes desarrollen alineamientos paralelos o casi paralelos. Son
ejemplos de foliación el alineamiento paralelo de los minerales con hábito
planar y/o los minerales alargados; el alineamiento paralelo de las partículas
minerales y los cantos aplanados; el bandeado composicional donde la separación
de los minerales oscuros y claros genera un aspecto laminar, y la pizarrosidad
cuando las rocas se separan con facilidad en capas delgadas y tabulares a lo largo
de superficies paralelas.
Estos distintos tipos de foliación se
pueden formar de muchas maneras distintas, como:
1. Rotación de los granos minerales
alargados o de hábito planar hacia una nueva orientación.
2. Recristalización de los minerales
para formar nuevos granos que crecen en la dirección de la orientación
preferente.
3. Cambios de forma en granos
equidimensionales a formas alargadas que se alinean en una orientación
preferente.
Texturas foliadas
Existen varios tipos de foliación,
dependiendo del grado de metamorfismo y de la mineralogía de la roca original Consideraremos
tres de ellos: pizarrosid.ad, esquistosidad y bandeado gnéisico.
Esquistosidad:Bajo regímenes de presión y
temperatura más extremos, los pequeños granos de mica y clorita de las pizarras
empiezan a crecer mucho. Cuando estos minerales planares crecen lo bastante
como para poder observarse a simple üsta y exhiben una estructura planar o
laminar, se dice que la roca muestra un tipo de foliación llamada
esquistosidad. Las rocas con esta textura se denominan esquistos. Además de los
minerales planares, el esquisto suele contener partículas deformadas de cuarzo
y feldespato que aparecen como granos planos o en forma de lente escondidos
entre los granos de mica.
Bandeada gnéisico:Durante el metamorfismo de
grado alto, las migraciones iónicas pueden provocar la segregación de los
minerales. Obsérvese que los cristales oscuros de biotita y los silicatos
claros (cuarzo y feldespato) están separados, dando ala roca un aspecto
bandeado, conocido como bandeado gnéisico o foliación (s.s.). Las rocas
metamórficas con este tipo de texturas se denominan gneises. Aunque son
foliados, los gneises no se separarán en planos con tanta facilidad como las
pizarras y algunos esquistos. Los gneises que sí se lijan tienden a romperse en
una dirección paralela a su foliación y muestran superficies ricas en mica
parecidas al esquisto.
Otras texturas metamórficas
No todas las rocas metamórficas
tienen texturas foliadas. Las que no tienen se denominan no foliadas. Las rocas
metamórficas no foliadas se desarrollan en general en ambientes donde la
deformación es mínima y los protolitos están compuestos por minerales que
presentan cristales equidimensionales, como el cuarzo o la calcita. Por
ejemplo, cuando una caliza de grano fino (formada por calcita) se metamorfiza
por la intrusión de una masa magmática caliente, los pequeños granos de calcita
recristalizan y forman cristales entrelazados más grandes. La roca resultante,
el mármol, presenta unos granos grandes y equidimensionales, orientados
aleatoriamente, parecidos a los de las rocas ígneas de grano grueso.
Otra textura común en las rocas
metamórficas son unos granos especialmente grandes, llamados p orfi dob lastos,
rodeados por una matnz de grano fino de otros minerales.
Las texturas porfidoblásticas se
desarrollan en una gran variedad de tipos de rocas y de ambientes metamórficos
cuando los minerales del protolito recristaüzan y forman nuevos minerales.
Durante la recristalización algunos minerales metamórficos, como el granate, la
estaurolita y la andalucita, desarrollan invariablemente una pequeña cantidad
de cristales muy grandes. Por el contrario, minerales como la moscovita, la
biotita y el cuarzo suelen formar un gran cantidad de granos muy pequeños. Por
consiguiente, cuando el metamorfismo genera los minerales granate, biotita y
moscovita en el mismo ambiente, la roca contendrá cristales grandes (porfidoblastos)
de granate embebidos en una matriz de grano fino compuesta de biotita y
moscovita.
Rocas foliadas
Pizarra:La pizarra es una roca foliada
de grano muy fino (menos de 0,5 milímetros) compuesta por pequeños cristales de
mica demasiado pequeños para ser visibles. Por tanto, en general el aspecto de
la pizarra no es brillante y es muy parecido al de la lutita.
La pizarra se origina casi siempre
por el metamorfismo en grado bajo de lutitas y pelitas. Con menor frecuencia,
también se produce por el metamorfismo de las cenizas volcánicas. El color de
la pizarra depende de sus constituyentes minerales. Las pizarras negras
(carbonáceas) contienen materia orgárúca,las pizarras rojas deben su color al
óxido de hierro y las verdes normalmente contienen clorita.
Fitita: La fitita representa una
gradación en el grado de metamorfismo entre la pizarra y el esquisto. Sus
minerales planares son más grandes que los de la pizarra, pero no lo bastante
como para ser fácilmente identificables a simple vista. Aunque la filita parece
similar ala pizarra, puede distinguirse con facilidad por su brillo satinado y
su superficie ondulada (Figura ROCMET-11). La filita, normalmente, muestra
pizarrosidad y está compuesta funda-mentalmente por cristales muy finos de
moscovita, clorita o ambas.
Esquisto:Los esquistos son rocas
metamórficas de grano medio a grueso en las que predominan los minerales
planares. Habitualmente, las micas moscovita y biotita, que exhiben un
alineamiento planar que da alaroca su textura foliada. Además, los esquistos
contienen cantidades menores de otros minerales, a menudo cuarzo y feldespato.
Hay esquistos formados principalmente
de minerales oscuros (anfíboles). Como las pizarras, el protolito de muchos
esquistos es la lutita, que ha experimentado un metamorfismo de grado medio a
alto durante los episodios importantes de formación de montañas.
Gneis:Gneis es el término aplicado a
las rocas metamórficas bandeadas de grano medio a grueso en las que predominan
los minerales alargados y granulares (en oposición a los planares). Los
minerales más comunes en el gneis son el cuarzo, el feldespato potásico y la
plagioclasa rica en sodio. La mayoría de gneises también contienen cantidades
menores de biotita, moscovita y anfibol que desarrollan una orientación
preferente. Algunos gneises se rompen a lo largo de las capas de los minerales
planares, pero la mayoría se rompe de una manera irregular.
Por ejemplo, una roca rica en anfibol
que tenga una textura gnéisica se denomina anfibolita.
Rocas no foliadas:
Mármol El mármol es una roca
metamórfica cristalina de grano grueso que deriva de calizas o dolomías .El
mármol puro es blanco y está compuesto esencialmente por calcita. Dado su
atractivo color y su relativa blandura (dureza de 3), el mármol es fácil de
cortar y moldear. El mármol blanco es particularmente apreciado como
material para crear monumentos y estatuas, como la famosa estatua de David de
Miguel Angel. Por desgracia, dado que el mármol es básicamente carbonato
cálcico, es fácilmente atacado por la lluvia ácida. Algunos monumentos
históricos y lápidas muestran ya una intensa meteorización química.
Cuarcita:La cuarcita es una roca
metamórfica muy dura formada a partir de arenisca rica en cuarzo.
La cuarcita pura es blanca, pero los
óxidos de hierro pueden producir tintes rojizos o rosados, mientras que los
granos de minerales oscuros pueden colorearla de gris.
Ambientes metamórficos
Hay algunos ambientes en los que se
produce metamorfismo. La mayoría se encuentra en las proximidades de los
límites de placa y muchos se asocian con la actividad ígnea. Consideraremos los
siguientes tipos de metamorfismo:
(1) metamorfismo térmico o de contacto
(2) metamorfismo hidrotermal
(3) metamorfismo regional
(4) metamorfismo de enterramiento
(5) metamorfismo de impacto
(6) metamorfismo dinámico.
Metamorfismo térmico o de contacto
El metamorfismo térmico o de contacto
se produce como consecuencia del aumento de la temperatura cuando un magma
invade una roca caja. En este caso se forma una zona de alteración denominada
aureola (aureous : halo dorado) en la roca que rodea el cuerpo magmático. Las
intrusiones pequeñas, como diques delgados y sills, tienen aureolas de tan sólo
unos pocos centímetros de grosor. Por el contrario, los cuerpos magmáticos que
forman los batolitos masivos pueden crear aureolas metamórficas que se
extienden a lo largo de varios kilómetros.
El metamorfismo de contacto se
reconoce fácilmente sólo cuando se produce en la superficie o en un ambiente
próximo a la superficie, donde el contraste de temperaturas entre el magma y la
roca caja es grande. Durante el metamorfismo de contacto los minerales de
arcillas calientan como si estuvieran colocados en un horno, y pueden generar
una roca muy dura y de grano fino. Dado que las presiones dirigidas no son un
factor fundamental para la formación de estas rocas, generalmente no tienen
foliación. El nombre aplicado a la amplia variedad de rocas metamórficas
compactas y no foliadas formadas durante el metamorfismo de contacto es el de
corneanas (hornfels).
Metamorfismo hidrotermal
Una alteración química llamada
metamorfismo hidrotermal ocurre cuando los fluidos calientes, ricos en iones
circulan a través de las fisuras y las fracturas que se desarrollan en la roca.
Este tipo de metamorfismo está estrechamente relacionado con la actividad
ígnea, ya que proporciona el calor necesario para hacer circular estas
soluciones ricas en iones. Por tanto, el metamorfismo hidrotermal suele
producirse en regiones en las que hay grandes plutones.
Conforme estos grandes cuerpos
magmáticos se enfrían y se solidifican, se expulsan los iones que no se
incorporan a las estructuras cristalinas de los silicatos recién formados, así
como los volátiles restantes (agua). Estos fluidos ricos en iones se denominan
soluciones (solut : disolver) hidrotermales (hydra : agua; therm : calor).
Además de alterar químicamente la roca caja, los iones de las disoluciones
hidrotermales a veces precipitan y forman una variedad de depósitos minerales
económicamente importantes.
Otros tipos de metamorfismo
Existen otros tipos de metamorfismo
que generan cantidades comparativamente menores de rocas metamórficas en
concentraciones localizadas.
Memorismo de enterramiento. El
metamorfismo de enterramiento se produce en asociación con acumulaciones muy
gruesas de estratos sedimentarios en una cuenca subsidente. Aquí, se pueden
alcanzar las condiciones metamórficas de grado bajo en las capas inferiores. La
presión de confinamiento y el calor geotérmico provocan la re cristalización de
los minerales y modifican la textura o la mineralogía de la roca sin
deformación apreciable.
Metamorfismo dinámico Cerca de la
superficie, las rocas se comportan como un sólido frágil. El resultado es una
roca poco consistente denominada brecha de falla que está compuesta por
fragmentos de roca rotos y aplastados .Los movimientos de la falla de San
Andrés en California han creado una zona de brecha de falla y de otros tipos de
roca parecidos de más de 1.000 kilómetros de longitud y con una anchura de
hasta 3 kilómetros.
En algunas zonas de falla poco
profundas, también se produce un material suave, no cementado, parecido a la
arcilla denominado harina de falla. La harina de falla se forma por el
triturado y la pulverización del material rocoso durante el movimiento de la
falla. El material triturado resultante experimenta una alteración ulterior por
el agua subterránea que se infiltra a través de la zona de falla.
Gran parte de esa intensa deformación
asociada con las zonas de falla se produce a grandes profundidades y, por
tanto, a temperaturas elevadas. En ese ambiente, los minerales preexistentes se
deforman dúctilmente .Conforme los grandes bloques de roca se mueven en
direcciones opuestas, los minerales de la zona de falla tienden a formar granos
alargados que dan a la roca un aspecto foliado o lineado. Las rocas que se
forman en estas zonas de deformación dúctil intensa se denominan. milonitas
(mylo: molino; ite : piedra).
Metamorfismo de impacto:El metamorfismo de impacto (o
de choque) se produce cuando unos proyectiles de gran velocidad llamados meteoritos
(fragmentos de cometas o asteroides) golpean la superficie terrestre. Tras el
impacto, la energía cinética del meteorito se transforma en energía térmica y
ondas de choque que atraviesan las rocas de alrededor. El resultado es una roca
pulverizada fracturada y a veces fundida. Los productos de estos impactos,
llamados eyecta, son mezclas de roca fragmentada y fundida ricas en vidrio
parecidas a las bombas volcánicas (véase Recuadro ROCMET-01). En algunos casos,
se encuentran una forma muy densa de cuarzo (coesita) y diamantes minúsculos.
Estos minerales de alta presión proporcionan pruebas convincentes de que han
debido alcanzarse, al menos brevemente, en la superficie de la Tierra,
presiones y temperaturas al menos tan elevadas como las existentes en el manto
superior.
Zonas metamórficas
En las zonas afectadas por
metamorfismo, suelen existir variaciones sistemáticas en la minórales y la
textura de las rocas que puede observarse al atravesar la región. Estas
diferencias tienen una clara relación con las variaciones en el grado de
metamorfismo experimentado en cada zona metamórfica.
Variaciones de textura
Por ejemplo, cuando empezamos con una
roca sedimentaria rica en arcillas como la lutita, un aumento gradual de la
intensidad metamórfica va acompañado de un aumento general del tamaño del
grano. Por tanto, observamos que la lutita se transforma en pizarra de grano fino,
que a su vez forma filita, a través de la re cristalización continua, genera un
esquisto de grano grueso. Bajo condiciones más intensas, puede
desarrollarse una textura gnéisica con capas de minerales oscuros y
claros.
Minerales índice y grado metamórfico
Además de los cambios de textura,
encontramos cambios correspondientes de mineralogía conforme nos desplazamos de
las zonas de metamorfismo de grado bajo a las de metamorfismo de grado alto.
IJna transición idealizada en la mineralogía que se produce como consecuencia
del metamorfismo regional de lutitas se muestra en la . El
primer mineral nuevo que se forma a medida que la lutita se transforma en
pizarra es la clorita. A temperaturas más elevadas empiezan a dominar las
partículas de moscovita y biotita. Bajo condiciones más extremas, las rocas
metamórficas pueden contener granate y cristales de estaurolita. A
temperaturas próximas a las del punto de fusión de la roca, se forma
sillimanita. Esta última es un mineral metamórfico de alta temperatura utilizad
o para fabricar porcelanas refractarias como las empleadas en las bujías.
Metamorfismo y tectónica de placas
La mayor parte de nuestro
conocimiento sobre el metamorfismo tiende a apoyar lo que sabemos acerca del
comportamiento dinámico de la Tierra según se esboza en la teoría de la tectónica
de placas. En este modelo, la mayor parte de la deformación y el metamorfismo
asociado se produce en la proximidad de los bordes de placas convergentes,
donde las placas litosféricas se aproximan unas a otras. A lo largo de algunas
zonas convergentes, los bloques continentales colisionan para formar montañas.
En ambientes, las fuerzas compresionales comprimen generalmente deforman los
bordes de las placas convergentes, así como los sedimentos que se han acumula lo
largo de los márgenes continentales. Muchos de los principales cinturones
montañosos de la Tierra, entre ellos los Alpes, el Himalaya y los
Apalaches, se de esta manera. Todos estos sistemas montañosos se componen (en
grados variables) de rocas sedimentarias deformadas y metamórficas que fueron
comprimidas entre dos placas convergentes.
También se produce metamorfismo a
gran escala a lo largo de las zonas de subducción donde las placas oceánica
descienden hacia el manto.
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