El resultado del metamorfismo depende de la presión, la temperatura y la abundancia del fluido involucrado, y hay muchos escenarios con combinaciones únicas de estos factores. Algunos tipos de metamorfismo son característicos de entornos específicos de placas tectónicas, pero otros no lo son.
El metamorfismo de enterramiento se produce cuando los sedimentos están enterrados a suficiente profundidad como para que el calor y la presión hagan que los minerales empiecen a recristalizar y crezcan nuevos minerales, pero no deja la roca con un aspecto foliado. En cuanto a los procesos metamórficos, el metamorfismo de enterramiento tiene lugar a temperaturas (hasta ~300 °C) y presiones (a cientos de metros de profundidad) relativamente bajas. A simple vista, los cambios metamórficos pueden no ser aparentes en absoluto. Contrasta la roca conocida comercialmente como Granito de Oro Negro de Marinace (Figura 10.24) -pero que en realidad es un metaconglomerado- con el metaconglomerado de la Figura 10.10. El metaconglomerado formado por metamorfismo de enterramiento no muestra ninguna de las foliaciones que se han desarrollado en el metaconglomerado de la figura 10.10.
Una nota sobre los nombres comerciales de las rocas
Los nombres dados a las rocas que se venden como materiales de construcción, especialmente para encimeras, pueden no reflejar el tipo de roca real. Es habitual utilizar los términos granito y mármol para describir rocas que no lo son. Aunque estos términos pueden no proporcionar información precisa sobre el tipo de roca, generalmente distinguen la roca natural de los materiales sintéticos. Un ejemplo de material sintético es el denominado cuarzo, que incluye cristales de cuarzo molidos y resina. Si se encuentra en el mercado de las encimeras de piedra y está preocupado por conseguir un producto natural, es mejor hacer muchas preguntas.
Metamorfismo regional
El metamorfismo regional se refiere al metamorfismo a gran escala, como lo que ocurre con la corteza continental a lo largo de los márgenes tectónicos convergentes (donde las placas chocan). Las colisiones dan lugar a la formación de largas cadenas montañosas, como las que se encuentran a lo largo de la costa occidental de América del Norte. La fuerza de la colisión hace que las rocas se plieguen, se rompan y se apilen unas sobre otras, por lo que no sólo existe la fuerza de compresión de la colisión, sino del peso de las rocas apiladas. Cuanto más profundas estén las rocas dentro del apilamiento, mayores serán las presiones y temperaturas, y mayor será el grado de metamorfismo que se produzca. Las rocas que se forman a partir del metamorfismo regional son probablemente foliadas debido a la fuerte presión direccional de las placas convergentes.
La cordillera del Himalaya es un ejemplo en el que se está produciendo metamorfismo regional debido a que dos continentes están colisionando (Figura 10.25). Las rocas sedimentarias han sido empujadas a grandes alturas -casi 9 km sobre el nivel del mar- y también enterradas a grandes profundidades. Teniendo en cuenta que el gradiente geotérmico normal (la tasa de aumento de la temperatura con la profundidad) es de unos 30°C por kilómetro en la corteza, la roca enterrada a 9 km por debajo del nivel del mar en esta situación podría estar cerca de 18 km por debajo de la superficie del suelo, y es razonable esperar temperaturas de hasta 500°C. Obsérvese la secuencia de rocas que desde, comenzando por la pizarra más arriba, donde las presiones y temperaturas son más bajas, y terminando en la migmatita en el fondo, donde las temperaturas son tan altas que algunos de los minerales comienzan a fundirse. Todas estas rocas están foliadas debido a la fuerte fuerza de compresión de las placas convergentes.
Metamorfismo de fondo marino (hidrotermal)
En una dorsal de extensión oceánica, la corteza oceánica recientemente formada de gabro y basalto se aleja lentamente del límite de placa (Figura 10.26). El agua dentro de la corteza se ve obligada a subir en la zona cercana a la fuente de calor volcánico, atrayendo más agua desde más lejos. Esto acaba creando un sistema convectivo en el que el agua de mar fría se introduce en la corteza, se calienta entre 200 °C y 300 °C a medida que atraviesa la corteza y se libera de nuevo en el fondo marino cerca de la dorsal.
El paso de esta agua a través de la corteza oceánica a estas temperaturas promueve reacciones metamórficas que cambian los minerales originales de olivino y piroxeno de la roca a clorita ((Mg5Al)(AlSi3)O10(OH)8) y serpentina ((Mg, Fe)3Si2O5(OH)4). Tanto la clorita como la serpentina son minerales hidratados, que contienen agua en forma de OH en sus estructuras cristalinas. Cuando la corteza oceánica metamorfoseada se subduce posteriormente, la clorita y la serpentina se convierten en nuevos minerales no hidratados (por ejemplo granate y piroxeno) y el agua que se libera migra al manto suprayacente, donde contribuye a la fusión.
El metamorfismo de bajo grado que se produce a estas presiones y temperaturas relativamente bajas puede convertir las rocas ígneas máficas de la corteza oceánica en piedra verde (Figura 10.27), una roca metamórfica no foliada.
Metamorfismo de la zona de subducción
En las zonas de subducción, donde la litosfera oceánica es forzada a descender hacia el manto caliente, existe una combinación única de temperaturas relativamente bajas y presiones muy elevadas. Las altas presiones son de esperar, dada la fuerza de la colisión entre las placas tectónicas, y el aumento de la presión litostática a medida que la losa en subducción es forzada a adentrarse más y más en el manto. Las temperaturas más bajas se deben a que, aunque el manto está muy caliente, la litosfera oceánica es relativamente fría y un mal conductor del calor. Esto significa que tardará mucho tiempo en calentarse, pudiendo estar varios cientos de grados más fría que el manto circundante. En la figura 10.28, obsérvese que las isotermas (líneas de igual temperatura, líneas discontinuas) se adentran en el manto junto con la losa en subducción, mostrando que existen regiones de temperatura relativamente baja a mayor profundidad en el manto.
Un tipo especial de metamorfismo tiene lugar bajo estas condiciones de muy alta presión pero relativamente baja temperatura, produciendo un mineral anfibólico conocido como glaucofano (Na2(Mg3Al2)Si8O22(OH)2). El glaucofano es de color azul y es el principal componente de una roca conocida como esquisto azul. Si nunca ha visto ni oído hablar del blueschist, eso no es sorprendente. Lo que sí es sorprendente es que alguien lo haya visto. La mayor parte de la blueschist que se forma en las zonas de subducción sigue siendo subducida. Se convierte en eclogita a unos 35 km de profundidad y, finalmente, se hunde en las profundidades del manto, para no volver a ser vista. Sólo en unos pocos lugares del mundo se ha interrumpido el proceso de subducción y la bluesquista parcialmente subducida ha vuelto a la superficie. Uno de esos lugares es la zona de San Francisco. El blueschist de este lugar forma parte de un conjunto de rocas conocido como Complejo Franciscano (Figura 10.29).
Metamorfismo de contacto
El metamorfismo de contacto se produce cuando un cuerpo de magma intruye en la parte superior de la corteza. El calor es importante en el metamorfismo de contacto, pero la presión no es un factor clave, por lo que el metamorfismo de contacto produce rocas metamórficas no foliadas como hornfels, mármoles y cuarcitas.
Cualquier tipo de cuerpo magmático puede dar lugar a metamorfismo de contacto, desde un dique delgado hasta un gran stock. El tipo y la intensidad del metamorfismo, así como la anchura de la aureola metamórfica que se desarrolla alrededor del cuerpo magmático, dependerán de una serie de factores, como el tipo de roca del país, la temperatura del cuerpo intrusivo, el tamaño del cuerpo y los compuestos volátiles del mismo (Figura 10.30). Una intrusión grande contendrá más energía térmica y se enfriará mucho más lentamente que una pequeña, y por tanto proporcionará un tiempo más largo y más calor para el metamorfismo. Esto permitirá que el calor se extienda más lejos en la roca del país, creando una aureola más grande. Los volátiles pueden exsolverse del fundido intruso y viajar hacia la roca del país, facilitando el calentamiento y transportando los componentes químicos del fundido a la roca. Así, las aureolas que se forman alrededor de las intrusiones «húmedas» tienden a ser mayores que las que se forman alrededor de sus homólogas secas.
Las aureolas metamórficas de contacto suelen ser bastante pequeñas, desde unos pocos centímetros alrededor de pequeños diques y sills, hasta 100 m alrededor de un gran stock. El metamorfismo de contacto puede tener lugar en una amplia gama de temperaturas, desde unos 300 °C hasta más de 800 °C. Se formarán diferentes minerales dependiendo de la temperatura exacta y de la naturaleza de la roca del país.
Aunque los cuerpos de magma pueden formarse en una variedad de entornos, un lugar donde se produce magma en abundancia, y donde puede tener lugar el metamorfismo de contacto, es a lo largo de los límites convergentes con las zonas de subducción, donde se forman los arcos volcánicos (Figura 10.31). El metamorfismo regional también tiene lugar en este entorno y, debido al calor adicional asociado a la actividad magmática, el gradiente geotérmico suele ser más pronunciado en estos entornos (entre ~40 y 50 °C/km). En estas condiciones, pueden producirse grados más altos de metamorfismo cerca de la superficie que en otras zonas.
Metamorfismo de choque
Cuando los objetos extraterrestres golpean la Tierra, el resultado es una onda de choque. En el lugar donde impacta el objeto, las presiones y temperaturas se vuelven muy altas en una fracción de segundo. Un impacto «suave» puede golpear con 40 GPa y elevar las temperaturas hasta 500 °C. Las presiones en el manto inferior comienzan a 24 GPa (GigaPascales), y suben hasta 136 GPa en el límite entre el núcleo y el manto, por lo que el impacto es como hundir la roca en lo más profundo del manto y liberarla de nuevo en cuestión de segundos. El cambio repentino asociado al metamorfismo de choque lo hace muy diferente de otros tipos de metamorfismo que pueden desarrollarse a lo largo de cientos de millones de años, comenzando y deteniéndose a medida que cambian las condiciones tectónicas.
Dos características del metamorfismo de choque son el cuarzo chocado y los conos de fragmentación. El cuarzo chocado (Figura 10.32 izquierda) se refiere a los cristales de cuarzo que muestran daños en forma de líneas paralelas a lo largo del cristal. El cristal de cuarzo de la figura 10.32 tiene dos conjuntos de estas líneas. Las líneas son pequeñas cantidades de material vítreo dentro del cuarzo, formadas por la fusión y resolidificación casi instantánea cuando el cristal fue golpeado por una onda de choque. Los conos de fragmentación son fracturas en forma de cono dentro de las rocas, también resultado de una onda de choque (Figura 10.32 derecha). Las fracturas están anidadas como una pila de conos de helado.
Metamorfismo dinámico
El metamorfismo dinámico es el resultado de una tensión de cizallamiento muy elevada, como la que se produce a lo largo de las zonas de falla. El metamorfismo dinámico se produce a temperaturas relativamente bajas en comparación con otros tipos de metamorfismo, y consiste predominantemente en los cambios físicos que se producen en una roca que experimenta un esfuerzo de cizallamiento. Afecta a una región estrecha cerca de la falla, y las rocas cercanas pueden parecer no afectadas.
A bajas presiones y temperaturas, el metamorfismo dinámico tendrá el efecto de romper y triturar la roca, creando rocas cataclásticas como la brecha de falla (Figura 10.33). A mayores presiones y temperaturas, los granos y cristales de la roca pueden deformarse sin romperse en pedazos (Figura 10.34, izquierda). El resultado de un metamorfismo dinámico prolongado en estas condiciones es una roca llamada milonita, en la que los cristales se han estirado en finas cintas (Figura 10.34, derecha).
