Capas Geoquímicas

Corteza

Compuesta principalmente por (Fe, Ca, Al, Si, O). Se divide en:

Corteza Continental

Espesor de 25-70 km y densidad de 2.7 g/cm³. Compuesta por cuarzo, feldespato y mica. Encontramos rocas metamórficas como gneis y esquistos. En la superficie, predominan el granito y rocas sedimentarias. Su rango de edad es de 0 a 4000 Ma.

Corteza Oceánica

Espesor de 5-10 km y densidad de 3 g/cm³. Compuesta por sedimentos superficiales, basaltos y gabros (feldespatos y piroxenos). Su rango de edad es de 0 a 180 Ma.

Manto

Se extiende desde la discontinuidad de Mohorovičić (Moho) hasta los 2900 km de profundidad, representando el 83% del volumen terrestre. Su composición principal es (O, Si, Mg y Fe). La roca predominante es la peridotita (olivino + piroxenos). Su densidad varía de 3.3 g/cm³ en la parte superior a 5.5 g/cm³ en la inferior.

Núcleo

Se encuentra a partir de la discontinuidad de Gutenberg. Representa el 16% del volumen terrestre y su densidad oscila entre 10 y 13 g/cm³. Su composición principal es Fe (hierro) con un 6% de Ni (níquel), un 12% de Si, O y S.

Capas Dinámicas

Litosfera

Capa externa y rígida. Se divide en:

Litosfera Oceánica

Espesor de 50-100 km.

Litosfera Continental

Espesor de 100-300 km.

Manto Superior Sublitosférico

Se extiende hasta la discontinuidad de Repetti. Su comportamiento reológico varía con el tiempo: es rígido en periodos cortos y plástico en periodos largos.

Manto Inferior

Se extiende hasta la discontinuidad de Gutenberg. En esta capa se producen las corrientes de convección.

Capa D”

Se encuentra justo por encima de la discontinuidad de Gutenberg, con un espesor de 0-300 km. Se cree que está formada por materiales del manto inferior y del núcleo externo.

Núcleo Externo

Se extiende hasta la discontinuidad de Lehmann. Compuesto principalmente por Fe con un 12% de Ni, Si, O y S. Es líquido y su movimiento genera el campo magnético terrestre.

Núcleo Interno

Compuesto principalmente por hierro sólido, sin los elementos ligeros presentes en el núcleo externo. Se cree que se formó por la cristalización del núcleo externo y crece unas décimas de milímetro por año.

Deriva Continental

Teoría que propone que todas las masas de tierra actuales estuvieron unidas en el pasado formando un supercontinente llamado Pangea. Posteriormente, Pangea se fragmentó y los continentes resultantes se desplazaron hasta sus posiciones actuales. Las pruebas que respaldan esta teoría son paleontológicas, biológicas, paleoclimáticas y geográficas.

Fondos Oceánicos

Dorsales Oceánicas

Grandes elevaciones submarinas que se extienden a lo largo de 60.000 km. Un ejemplo es la dorsal del Atlántico, que emerge en Islandia y se bifurca hacia el océano Índico y Pacífico. Presentan un surco central (rift) limitado por fallas normales. Las fallas transformantes son fracturas transversales que desplazan la dorsal.

Sedimentos

El espesor de los sedimentos aumenta a medida que nos alejamos de la dorsal oceánica.

Juventud de la Corteza Oceánica

Los basaltos de la corteza oceánica son relativamente jóvenes. Su edad aumenta a medida que nos alejamos de la dorsal, pero nunca supera los 180 millones de años.

Extensión del Fondo Oceánico

El paleomagnetismo, el estudio del magnetismo impreso en las rocas, ha revelado un patrón de bandas magnéticas simétricas a ambos lados de las dorsales oceánicas. Este patrón se explica por la teoría de la extensión del fondo oceánico propuesta por Vine y Matthews. Según esta teoría, el magma asciende por la dorsal, se solidifica y se magnetiza según la polaridad magnética existente en ese momento. A medida que nuevo magma emerge, la corteza oceánica se expande y se aleja de la dorsal, registrando las inversiones del campo magnético a lo largo del tiempo.

Hundimiento (Subsidencia Térmica)

A medida que la corteza oceánica se aleja de la dorsal, se enfría y se contrae, lo que aumenta su densidad y provoca su hundimiento gradual (subsidencia térmica).

Subducción

Proceso de hundimiento de la litosfera oceánica bajo otra placa litosférica. Existen tres tipos principales de subducción:

Subducción Continental-Oceánica

La litosfera oceánica, más densa, se hunde bajo la litosfera continental. Los sedimentos oceánicos se acumulan en un prisma de acreción. La fosa oceánica se forma entre el prisma de acreción y la placa que subduce. Los fragmentos de litosfera oceánica que no subducen se denominan obducción. Este proceso genera terremotos someros (<70 km), intermedios (70-300 km) y profundos (300-700 km). El rozamiento entre las placas aumenta la temperatura, mientras que el agua liberada por la placa que subduce reduce el punto de fusión de las rocas, lo que provoca la fusión parcial de las rocas silíceas.

Subducción Oceánica-Oceánica

Cuando la litosfera oceánica alcanza una edad aproximada de 100 millones de años, su densidad supera la del manto subyacente, lo que provoca su subducción espontánea. En este caso, no se forma un prisma de acreción. Ejemplos de este tipo de subducción son las fosas de las Marianas, Japón y Filipinas.

Subducción Continental-Continental

Se produce cuando la subducción oceánica arrastra un continente hacia otro. Cuando los dos continentes colisionan, se produce un proceso de obducción y uno de los continentes cabalga sobre el otro, formando cadenas montañosas.

Fallas Transformantes

Fracturas en la litosfera donde las placas se desplazan lateralmente. Pueden cortar las dorsales oceánicas y desplazarlas, o conectar diferentes límites de placas. No suelen estar asociadas a vulcanismo, pero pueden generar terremotos someros.

Movimiento de las Placas

El movimiento de las placas tectónicas está impulsado por varios factores:

• Energía térmica: Las corrientes de convección en el manto, generadas por el calor interno de la Tierra, son el motor principal del movimiento de las placas.
• Capa D”: Las variaciones de densidad en la capa D” pueden originar puntos calientes, donde el magma asciende y crea volcanes.
• Placas litosféricas: Las placas son arrastradas por las corrientes de convección del manto a velocidades de 1 a 12 cm por año.
• Gravedad: La mayor altura de las dorsales oceánicas favorece el deslizamiento del fondo oceánico. Además, la litosfera subducida, más fría y densa, ejerce una fuerza de arrastre sobre el resto de la placa.

Tectónica de Placas

Teoría que explica la dinámica de la litosfera terrestre. Sus principios fundamentales son:

1. Litosfera dividida en placas: La litosfera está fragmentada en placas rígidas que se mueven sobre el manto sublitosférico. Las placas principales son la Norteamericana, Sudamericana, Indo australiana, Euroasiática, Pacífica, Africana y Antártica. También existen placas más pequeñas como la de Juan de Fuca, Nazca, Caribe, Cocos, entre otras.
2. Bordes de placa: Las placas interactúan entre sí a lo largo de sus bordes. Los tres tipos principales de bordes de placa son las dorsales oceánicas (bordes divergentes), las zonas de subducción (bordes convergentes) y las fallas transformantes (bordes transcurrentes).
3. Movimiento sobre el manto sublitosférico: Las placas se desplazan sobre la astenosfera, una capa del manto superior que se comporta de manera plástica.
4. Energía térmica y gravedad: El movimiento de las placas está impulsado por la energía térmica del interior de la Tierra y la fuerza de la gravedad.
5. Renovación de la litosfera oceánica: La litosfera oceánica se crea en las dorsales oceánicas y se destruye en las zonas de subducción. En cambio, la litosfera continental es más antigua y no se subduce.
6. Cambios en las placas: A lo largo del tiempo geológico, la posición, el tamaño y el número de placas tectónicas han variado.

Minerales

Los minerales son sólidos naturales, inorgánicos, con una composición química definida y una estructura interna ordenada. Los 8 elementos más frecuentes en la corteza terrestre (en proporción >1%) son: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg. El Si y O representan el 75% y forman principalmente silicatos, aunque también existen carbonatos y sulfatos.

Silicatos

Formados por la unión de Si y O, a los que se pueden añadir Al, Na, K, Ca, Fe y Mg. La unidad básica es el tetraedro de silicio-oxígeno (SiO₄)^4-. Los silicatos se clasifican según la disposición de los tetraedros:

• Olivino: Tetraedros independientes (ejemplo: olivino).
• Piroxenos: Cadenas simples de tetraedros (ejemplo: augita).
• Anfíboles: Cadenas dobles de tetraedros (ejemplo: hornblenda).
• Micas: Láminas de tetraedros (ejemplo: biotita, moscovita).
• Feldespatos: Redes tridimensionales de tetraedros (ejemplo: ortosa, plagioclasa).
• Cuarzo: Redes tridimensionales de tetraedros (ejemplo: cuarzo).

Clasificación de Minerales

Además de los silicatos, existen otros grupos de minerales:

• Elementos nativos (ejemplo: diamante).
• Sulfuros (ejemplo: pirita).
• Óxidos e hidróxidos (ejemplo: casiterita).
• Sales haloideas (ejemplo: fluorita).
• Nitratos y carbonatos (ejemplo: calcita).
• Sulfatos (ejemplo: yeso).
• Fosfatos (ejemplo: apatita).

Cristales

Un cristal es un sólido con una estructura interna ordenada en forma de red tridimensional (estructura cristalina). Los cristales pueden tener formas geométricas definidas con caras planas, aristas y vértices. La textura de un mineral se refiere a la forma, el tamaño y la disposición de los cristales que lo componen.

Los sistemas de cristalización son: cúbico, hexagonal, trigonal, rómbico, monoclínico y triclínico.

Los cristales se pueden formar por:

• Solidificación de un líquido.
• Sublimación de sustancias disueltas en gases.
• Precipitación química a partir de una solución.

Para que se formen cristales se necesita tiempo, espacio y reposo.

Metamorfismo

Conjunto de cambios mineralógicos y texturales que sufren las rocas preexistentes (ígneas, sedimentarias o metamórficas) cuando son sometidas a condiciones de presión y temperatura diferentes a las de su formación, pero sin llegar a fundirse. Estos cambios ocurren en estado sólido.

Las condiciones para que se produzca metamorfismo son:

• Temperatura: entre 150 y 700-1000 °C.
• Presión: generalmente alta, lo que provoca la disminución del volumen y la formación de minerales más densos.
• Fluidos: la presencia de agua con iones disueltos facilita las reacciones químicas.

La foliación es la disposición en láminas que adquieren algunos minerales debido a las presiones dirigidas durante el metamorfismo.

Tipos de Metamorfismo

Según la composición química:

• Metamorfismo isoquímico: la composición química de la roca original no varía.
• Metamorfismo metasomático: la composición química de la roca original se modifica por la entrada o salida de fluidos.

Según los valores de presión y temperatura:

• Metamorfismo de presión: se produce a poca profundidad, con presiones dirigidas. En zonas de falla se forma la milonita.
• Metamorfismo térmico: se produce por el aumento de temperatura debido a la intrusión de magma. Se forman las rocas corneanas.
• Metamorfismo termodinámico: se produce por la combinación de presión y temperatura, como en las zonas de subducción. Se pueden distinguir diferentes grados de metamorfismo (alto, medio, bajo) en función de la intensidad de la presión y la temperatura.

Cambios durante el Metamorfismo

• Aumento de la densidad.
• Formación de nuevos minerales debido a las reacciones químicas.
• Recristalización: los cristales aumentan de tamaño.
• Reorientación de los cristales debido a las presiones dirigidas.

Textura de las Rocas Metamórficas

Con foliación:

• Textura gneísica: cristales grandes y visibles a simple vista.
• Textura esquistosa: foliación más ondulada que la pizarrosa, con cristales visibles.
• Textura pizarrosa: laminación plana con cristales muy pequeños, no visibles a simple vista.

Sin foliación:

• No contienen minerales laminares ni alargados.
• Textura granoblástica: cristales equidimensionales que forman un mosaico de granos.