Metamorfismo de choque

Los términos escritos en itàlica estan por lo general explicados en el Glosario de Estructuras de impacto y cráteres meteoríticos

Después de la colisión de un gran proyectil cósmico (asteroide, cometa) contra la superficie de la Tierra, las ondas de choque se propagan a través del impactor y hacia el interior de la tierra dando lugar a los procesos más importantes en este gran evento geológico. Las ondas de choque se caracterizan por la instantánea producción de presiones extremas (por encima de los megabars) y temperaturas extremas (por encima de los 10000 ºC o más) al liberar la presión.

Estas temperaturas son suficiente para vaporizar más o menos completamente el impactor y un volumen de las rocas del objetivo aproximadamente comparable al volumen del impactor, dando lugar a una gigantesca pluma de vapor de impacto en expansión.  Al propagarse aproximadamente de un modo hemiesférico a través de las rocas del objetivo, la energía de la onda de choque disminuye y también – como consecuencia – las presiones y las temperaturas. Así pues, a una zona de roca fundida le sigue una zona de roca vaporizada, y cuando la energía de choque ha descendido las rocas estarán únicamente intensamente dañadas (fracturadas, brechificadas) con una intensidad decreciente.

Metamorfismo de choque, efectos de metamorfismo de choque o simplemente efectos de choque son los términos utilizados para describir las modificaciones causadas en las rocas y los minerales que las constituyen por el paso de las ondas de choque. En lo sucesivo describiremos los efectos más importantes empezando con los estadios más altos de las presiones y temperaturas inducidas por choque.

Fundido de choque

Las rocas fundidas por el paso de la onda de choque se forman a presiones del orden de 60GPa (= 600kbar) y se encuentran frecuentemente en grandes cantidades en estructuras de impacto desarrolladas en objetivos cristalinos donde pueden formar extensas capas de rocas fundidas. Estas rocas fundidas pueden parecer rocas magmáticas normales e incluso han sido confundidas con éstas (p.e., el granófiro de la estructura de impacto de Vredefort, en Sudáfrica)

Las estructuras de impacto en objetivos sedimentarios por lo general no presentan una presencia masiva de rocas de fundido incluso cuando existe una cierta presencia de rocas silicatadas en la estratigrafía del objetivo. Esta observación esta explicada por Kieffer & Simonds (1980) quienes concluyen que la gran producción por choque de volátiles (a partir de la vaporización del agua intersticial y de la decarbonización de las calizas) en objetivos sedimentarios previene la formación de capas de fundido y, además, dispersa finamente en material fundido por el choque.

Incluso un comportamiento más extraño se halla en los objetivos sedimentarios. Las rocas carbonatadas afectadas por choque (calizas, dolomías) pueden sufrir decarbonización y también fundirse.

A diferencia de las rocas silicatadas, no obstante, los fundidos carbonatados no pueden enfriarse para dar lugar a vidrio sino que inmediatamente cristalizan para formar otra vez carbonato. De este modo, rocas de fundido carbonatado producidas por choque pueden existir en las estructuras de impacto, pero pueden ser difíciles de identificar en el curso de la investigación sobre la zona. Rocas de impacto de fundido caronatado han sido descritas para las estructuras de impacto de Haughton y Chicxulub y especialmente para las estructuras de gran tamaño generadas en el evento de impacto múltiple de Azuara-Rubielos de la Cérida. Debido a la abundancia de rocas carbonatadas en el objetivo básicamente sedimentario de unos 10 km de espesor de Azuara- Rubielos de la Cérida, diversos tipos de rocas de fundido carbonatado juegan un papel importante entre las impactitas que se hallan expuestas a lo largo de los 120 Km de extensión del lugar del impacto (ver también aquí: )

Fotos de algunas rocas de fundido afectadas por metamorfismo de choque, procedentes de nuestra colección, pueden verse en la página de fundido de impacto de esta web. Aquí nos centraremos en las observaciones microscópicas del fundido de choque que frecuentemente se halla en las brechas de impacto afectadas por choque muy intenso (p.e., suevitas, brechas suevíticas).

 Fundido silicatado

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Fig. 1. Vidrio de fundido con vesículas, schlieren y fragmentos minerales; microfotografía realizada a luz paralela (izda)  y a nícoles cruzados (dcha). Dique de brecha intensamente chocado localizado cerca de Santa Cruz de Nogueras; estructura de impacto de Azuara (España). La anchura de campo es de 9mm.

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Fig. 2. Vidrio de fundido parcialmente recristalizado; microfotografía realizada a luz paralela (arriba) y a nícoles cruzados (debajo). Dique de brechas intensamente chocado localizado cerca de Santa Cruz de Nogueras; estructura de impacto de Azuara (España). La anchura de campo es de 1mm.

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Fig. 3Grano de cuarzo cubierto con vidrio de fundido. Microfotografía realizada a luz paralela (arriba) y a nícoles cruzados (debajo). Muestra procedente de una brecha polimíctica intensamente chocada sita cerca de Nogueras; estructura de impacto de Azuara (España). La anchura de campo es de 200 µm.

Fundido de carbonato

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Figs. 4, 5. Imágenes SEM de los relictos de fundido de carbonato; cuenca de impacto de Rubielos de la Cérida.

Fig. 4. Nótese la textura vesicular afelpada.

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Fig. 5. Imágen SEM de los relictos de fundido de carbonato. Pueden apreciarse los cristalitos dendríticos (anchura de campo de 25 µm). 

Vidrio diapléctico

En el rango de presiones de choque comprendido entre los 300 – 500 kbar (30 – 50 GPa), es típico que se produzca la isotropización completa del cuarzo y del feldespato. En otras palabras, el vidrio diapléctico ópticamente amorfo y amorfo bajo rayos X se forma por los daños producidos por las ondas de choque en el mineral y no por fusión. De acuerdo con los conocimientos actuales, el vidrio diapléctico no se puede formar por procesos endogenéticos. La isotropización desigual (en parches) por choque en el cuarzo empieza a aproximadamente los 100 kbar (10 GPa); ver la imagen de debajo.

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Fig. 6. Cuarzo parcialmente isotrópico (cristal diapléctico) procedente de un dique de brechas cercano a Muniesa (estructura de impacto de Azuara). Pueden apreciarse múltiples conjuntos de fracturas planares como probable resultado del choque. Microfotografía a nícoles cruzados; la anchura de campo es de 195 µm.

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Fig. 7. Vidrio diapléctico presente en una brecha polimíctica intensamente chocada procedente de la estructura de impacto de Azuara (España); microfotografía. El fragmento de arenisca está compuesto de granos de cuarzo diaplécticos inmersos dentro de un fundido silicatado parcialmente rescristalizado. Microfotografía obtenida a luz paralela (izda) y a nícoles cruzados (dcha). Los pocos agujeros que se aprecian en la lámina delgada no deben confundirse con granos de cuarzo diaplécticos.

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Fig. 8. Vidrio diapléctico y múltiples conjuntos de rasgos de deformkación planar (PDFs; ver debajo) en un cuarzo procedente de una muestra de la cuenca de Rubielos de la Cérida (España). Microfotografía obtenida a nícoles cruzados; la anchura de campo es de 280 µm.

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Fig. 9. Feldespato diapléctico (el grano más largo). Roca de fundido de impacto procedente de la megabrecha de Barrachina, en la Cuenca de impacto de Rubielos de la Cérida. Microfotografías obtenidas a luz paralela (izda) y a nícoles cruzados (dcha). Puede apreciarse la preservación de los límites de grano y las fracturas típicamente diferentes de la de los minerales fundidos.

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Fig. 10.  Microfotografía a nícoles cruzados de una suevita intensamente chocada (del tipo Chassenon) procedente de la estructura de impacto de Rochechouart (Francia). El campo (cuya anchura es de 2mm) es más o menos ópticamente isotrópico debido a la presencia de vidrio y de cuarzo y feldespato diaplécticos

Rasgos planares 

Los rasgos planares producidos por las ondas de choque comprenden un amplio espectro de deformaciones en diversos minerales. Estas deformaciones pueden ser: rasgos de deformación planar (PDFs), fracturas planares (clivaje, PFs), fallas, bandas de plegamiento, maclado y micromaclado, y lamelas de deformación

Estructuras de deformación planar (PDFs)

Las PDFs en el cuarzo son uno de los más convincentes indicadores de choque, existiendo un buen conjunto de estudios y análisis (Stöffler 1972, Stöffler & Langenhorst 1994, Grieve et al. 1996, y algunos otros). Las PDFs son lamelas isotrópicas cercanas entre sí  ( la separación oscila entre < 1 µm hasta 10 µm) y estrechas (fracciones de µm) que siguen los planos cristalógraficos del cristal. “Isotrópicas” significa que las PDFs se comportan ópticamente como el vidrio. Las lamelas pueden ser homogéneas o decoradas con pequeñas inclusiones. De acuerdo con el conocimiento actual, las PDFs se pueden originar bajo deformación por choque pero no en procesos geológicos volcánicos o tectónicos. Las presiones mínimas para la formación de PDFs en cristales de cuarzo oscilan entre 5 – 10 GPa ( = 50 – 100 kbar). Las PDFs son también rasgos de choque comunes en los feldespatos y son raramente observadas en otros minerales tales como los máficos más densos.

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Fig. 11. PDFs en cuarzo; suevita de la estructura de impacto de Nördlinger Ries (Alemania). Microfotografía realizada a nícoles cruzados; la anchura de campo es de 460 µm.

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Fig. 12.  Imagen SEM de 2 conjuntos de PDFs que se intersectan en un cristal de cuarzo. Clasto de cuarcita procedente del eyecta de la Fm. Pelarda; estructura de impacto de Azuara (España). Nótese el espaciado de las PDFs individuales, el cual es en la mayoría de los casos menor que 1 µm.

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Figs. 13 – 16.  Múltiples conjuntos de PDFs en el cuarzo.
Fig. 13. Suevita, estructura de impacto de Ries.

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Fig. 14. PDFs en un cristal de cuarzo; brecha polimíctica fuertemente chocada de la estructura de impacto de Azuara.

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Fig. 15. PDFs en un cristal de cuarzo localizado en un clasto de arenisca procedente de la Cuenca de impacto de Rubielos de la Cérida.

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Fig. 16. PDFs en un cristal de cuarzo localizado en una roca granítica del basamento; estructura de impacto de Rochechouart (Francia).

Orientación cristalográfica de las PDFs en el cuarzo

 La orientación cristalográfica de los PDFs es un requerimiento básico para un origen por choque de estas lamelas. Especialmente los planos {10-13} y {10-12} (ver la figura de debajo) son considerados como una prueba clara de deformación por choque. La orientación puede ser medida mediante la ayuda de la platina universal del microscopio de polarización.

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Fig. 17. Diagrama de frecuencias de las orientaciones cristalográficas de rasgos planares de deformación (PDFs) en un cristal de cuarzo. El diagrama fue realizado a partir de datos puestos a nuestra disposición por A. Therriault.

PDFs curvas en cristales de cuarzo

El requerimiento de que las PDFs (rasgos de deformación planar) deban seguir los planos cristalográficos ha llevado a la asunción errónea por parte de unos pocos investigadores en impactos (p.e. W.-U. Reimold, Berlin, y C. Koeberl, Viena) de que las PDFs curvas deben ser consideradas como de origen no ligado a impacto.

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Fig. 19. PDFs curvas en un cristal de cuarzo de la estructura de impacto de Popigai (Rusia).

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Fig. 20. PDFs curvas en un cristal de cuarzo procedente de la estructura de impacto de Charlevoix (Canadá). (Imagen extraída de Trepmann and Spray 2004).

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Fig. 21. PDFs curvas en un cuarzo del impacto de Chiemgau (Alemania). Un breve artículo sobre esta creencia obsoleta puede verse al clicar aquí:

¿Son los rasgos de deformación planar (PDFs) curvados no PDFs?

 

Rasgos de deformación planar (PDFs) en feldespatos

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Fig. 22. Maclas, conjuntos múltiples de PDFs y unos pocos agujeros de vidrio diapléctico (maskelinita) en un feldespato. Microfotografía obtenida con nícoles cruzados. Obsérvese la característica “textura en escalera” descrita por French (1998). Roca de fundido de impacto procedente del cráter Tüttensee (impacto de Chiemgau, Alemania).

Fracturas planares (PFs) en el cuarzo

Por lo general, el cuarzo no acostumbra a mostrar clivaje. En raros casos, en aquellas rocas que han sufrido un intenso metamorfismo regional, las fracturas planares se pueden desarrollar. Por el contrario, en cuarzos chocados si que se observa la presencia regular de clivaje.

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Fig. 23. Microfotografía obtenida a nícoles cruzados de clivaje en un cuarzo típicamente afectado por ondas de choque, pero muy infrecuente en cuarzos afectados por deformación tectónica. Pueden apreciarse seis conjuntos de diferente orientación. Los planos cristalográficos {10-11} [a], {0001} [b], y {51-61} [c] fueron determinados mediante medición con platina universal. Brecha polimíctica intensamente chocada procedente de la estructura de impacto de Azuara (España). La anchura del campo es de 430 µm.

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Fig. 24. Microfotografía obtenida a nícoles cruzados de un conjunto múltiple de fracturas planares en un cuarzo procedente de la suevita de la estructura de impacto de Ries (Alemania). La anchura de campo es de 600 µm.

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Fig. 25. Tres conjuntos de fracturas planares en un cuarzo de una suevita, de la variedad Montoume, procedente de la estructura de impacto de Rochechouart (Francia). Microfotografía obtenida a luz paralela; la anchura de campo es de 480 µm.  La parte NE del grano de cuarzo muestra un conjunto de PDFs de dirección SW – NE.


Bandas de plegamiento

Las bandas de plegamiento son un rasgo de choque común en varios minerales y son bien conocidos en las micas afectadas por choque. Son el resultado del deslizamiento en el interior del cristal combinado con un eje externo de rotación. Dado que las bandas de plegamiento están también presentes en las micas afectadas por deformación tectónica, no se consideran diagnosticas de choque por si solas. Con todo, una alta frecuencia de bandas de plegamiento, de anchura pequeña, y con una gran asimetría angular de pliegue, habla a favor de una deformación por choque (Hörz, 1970).

Bandas de plegamiento en mica

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Fig. 26. Fuerte bandeado de plegamiento en una biotita procedente de una brecha polimíctica intensamente chocada de la estructura de impacto de Azuara (zona cercana a Nogueras). Microfotografía obtenida a nícoles cruzados; la anchura del campo es de 840 µm. Aunque las bandas de plegamiento pueden formarse banjo las condiciones estáticas de un intenso metamorfismo regional, la gran frecuencia de bandas de plegamiento que se observan en este caso, junto a la pequeña anchura de las mismas y su gran ángulo asimétrico de plegamiento, abogan por una deformación producida por choque.

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Fig. 27.  Dos conjuntos conjugados de bandas de plegamiento de pequeño espaciado localizados en una mica. Canto de Gneiss chocado procedente del cráter Tüttensee  (impacto de Chiemgau, Alemania).

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Fig. 28.  Para comparar: mica tectónicamente deformada que muestra diversas bandas de plegamiento. Microfotografía obtenida a nícoles cruzados. La 

Bandas de plegamiento en cuarzo

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Figs. 29-32. Lamelas de deformación y bandas de plegamiento en un cristal de cuarzo producidas probablemente por choque. Microfotografías obtenidas a nícoles cruzados. Areniscas y cuarcitas chocadas procedentes de la cuenca de impacto de Rubielos de la Cérida (España). La anchura de campo oscila entre 200 y 500 µm.

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Fig. 30.  Bandas de plegamiento en un cristal de cuarzo

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Fig. 31. Bandas de plegamiento en un cristal de cuarzo

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Fig. 32.  Bandas de plegamiento en cuarzo.

Bandas de plegamiento y fallas en feldespatos

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Fig. 33. Fallas (líneas punteadas) y bandas de plegamiento probablemente producidas por choque en un cristal de feldespato. Microfotografía obtenida mediante nícoles cruzados a partir de una suevita de la estructura de impacto de Siljan (Suecia).

Micromaclado en calcita

Las maclas de deformación en minerales es una característica común producida por la carga de choque que no es especialmente significativa. En la calcita, el choque puede conllevar un intenso micromaclado que rara vez se observa en la calcita deformada tectónicamente.

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Figs. 34-37.  Microfotografías obtenidas a nícoles cruzados de micromaclas en cristales de calcita procedentes de rocas afectadas por choque. Fig. 31. Micromaclado y bandas de plegamiento en una calcita procedente fde un dique de brechas de la estructura de impacto de Azuara (España); la anchura de campo es de 200 µm.

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Fig. 35.  Conjuntos múltiples de micromaclas presentes en una calcita de un dique de brechas polimícticas de la cuenca de impacto de Rubielos de la Cérida (España); la anchura de campo es de 480 µm.

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Fig. 36. Cinco conjuntos de rasgos de deformación estrechamente espaciados y  parcialmente curvados hallados en un cristal de calcita. El espaciado de las micromaclas (p.e., los de dirección SW-NE) es en parte tan sólo de 2 µm. Diquecillo de calcita procedente del cráter de Tüttensee (impacto de Chiemgau, Alemania).

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Fig. 37. Calcita intensamente deformada que exhibe conjuntos múltiples de micromaclas y unas pocas bandas de plegamiento; muestra provinente de un diquecillo de calcita sito en una cuarcita que procede del impacto de Chiemgau (Alemania); la anchura de campo es de aproximadamente 1 mm.

 

Lecturas adicionales:

http://www.lpi.usra.edu/publications/books/CB-954/CB-954.intro.html

PDF download of Bevan M. French (1998): Traces of Catastrophe. A Handbook of Shock-Metamorphic Effects in Terrestrial Meteorite Impact Structures. LPI Contribution No. 954, 120 pp.

La página de metamorfismo de choque es tan solo provisional y podría ser aumentada de manera considerable.