Capas Geoquímicas

Corteza

Compuesta principalmente por (Fe, Ca, Al, Si, O).

Corteza Continental

Espesor de 25-70 km, densidad de 2.7 g/cm³. Compuesta por cuarzo, feldespato y mica. Encontramos rocas metamórficas como el gneis y los esquistos. En la superficie, se encuentra el granito y rocas sedimentarias. Su antigüedad varía entre 0 y 4000 millones de años.

Corteza Oceánica

Espesor de 5-10 km. Compuesta por sedimentos superficiales, basaltos y gabros (feldespatos y piroxenos). Densidad de 3 g/cm³. Su antigüedad varía entre 0 y 180 millones de años.

Manto

Se extiende desde la discontinuidad de Mohorovičić (Moho) hasta los 2900 km de profundidad, representando el 83% del volumen de la Tierra. Composición principal: (O, Si, Mg y Fe). La roca predominante es la peridotita (olivino + piroxenos). Densidad: superior 3.3 g/cm³; inferior 5.5 g/cm³.

Núcleo

Se encuentra por debajo de la discontinuidad de Gutenberg. Representa el 16% del volumen de la Tierra. Densidad entre 10 y 13 g/cm³. Composición: Fe + 6% Ni, 12% de Si, O y S.

Capas Dinámicas

Litosfera

Capa externa y rígida.

Litosfera Oceánica

Espesor de 50-100 km.

Litosfera Continental

Espesor de 100-200-300 km.

Manto Superior Sublitosférico

Se extiende hasta la discontinuidad de Repetti. Comportamiento viscoelástico: 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 sobre 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 por Fe + 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 tierras emergidas formaban un único continente llamado Pangea. Este supercontinente se fragmentó y los continentes resultantes se desplazaron hasta sus posiciones actuales. Existen pruebas paleontológicas, biológicas, paleoclimáticas y geográficas que respaldan esta teoría.

Fondos Oceánicos

Dorsales

El océano Atlántico está recorrido por una cadena montañosa submarina de 2-3 km de altura que emerge en Islandia, conocida como la dorsal mesoatlántica. Esta dorsal se bifurca hacia el océano Índico y Pacífico, alcanzando una longitud total de 60.000 km. Presenta un surco central limitado por fallas normales llamado rift. Las fallas transformantes son fracturas transversales que cortan la dorsal.

Sedimentos

La cantidad de sedimentos aumenta a medida que nos alejamos de la dorsal.

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 (magnetismo remanente en las rocas) proporciona evidencia de la extensión del fondo oceánico. Los basaltos oceánicos se magnetizan según la orientación del campo magnético terrestre en el momento de su formación. La teoría de la extensión del fondo oceánico, propuesta por Vine y Matthews, explica que el magma emerge por la dorsal y se solidifica a medida que se aleja de ella, registrando la polaridad magnética del momento. Este proceso continuo genera nueva corteza oceánica y provoca la expansión del fondo oceánico.

Hundimiento (Subsidencia Térmica)

El magma que emerge en las dorsales se enfría al entrar en contacto con el agua del mar. Este enfriamiento provoca la contracción de los materiales, aumentando su densidad y provocando el hundimiento de la corteza oceánica.

Subducción

Proceso de hundimiento de la litosfera oceánica bajo otra placa litosférica.

Subducción Continental-Oceánica

La litosfera continental es menos densa que la oceánica, por lo que esta última se hunde bajo la primera. Los sedimentos de la placa oceánica se acumulan en el prisma de acreción. Entre el prisma de acreción y el continente se forma una fosa oceánica. Los fragmentos de litosfera oceánica que no subducen se denominan obducción. Este tipo de subducción produce terremotos someros (<70 km), intermedios (70-300 km) y profundos (300-700 km). El rozamiento entre las placas aumenta la temperatura y el agua presente en la placa oceánica reduce el punto de fusión de las rocas, provocando 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 sublitosférico, lo que provoca su hundimiento espontáneo. En este tipo de subducción no se forma un prisma de acreción. Ejemplos: Fosas de las Marianas, Japón, Filipinas.

Subducción Continental-Continental

Se produce cuando un océano que separa dos continentes se cierra por subducción. Los continentes chocan y una de las placas continentales cabalga sobre la otra. Este proceso da lugar a la formación de cordilleras montañosas.

Fallas Transformantes

Son fracturas en la litosfera donde las placas se desplazan lateralmente. Pueden cortar las dorsales oceánicas y desplazarlas lateralmente, o conectar diferentes límites de placas. En las fallas transformantes no hay actividad volcánica y los terremotos son someros.

Movimiento de las Placas

• Energía térmica: Las corrientes de convección en el manto son la principal fuerza motriz del movimiento de las placas.
• Capa D”: Se cree que esta capa, situada en la base del manto, actúa como una fuente de calor adicional que genera puntos calientes y plumas mantélicas.
• Placas litosféricas: Las placas son arrastradas por las corrientes de convección del manto a una velocidad 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 desplazan sobre la astenosfera (manto superior sublitosférico). Las placas principales son: 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 en sus límites o bordes. Existen tres tipos principales de bordes: dorsales oceánicas (divergentes), zonas de subducción (convergentes) y fallas transformantes (pasivos).
3. Movimiento sobre el manto sublitosférico: Las placas se desplazan sobre la astenosfera, que se comporta como un fluido viscoso en escalas de tiempo geológicas.
4. Energía térmica y gravedad: El movimiento de las placas es impulsado por la energía térmica del interior de la Tierra, que genera las corrientes de convección en el manto, y por 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. La litosfera continental, al ser menos densa, no subduce y se conserva durante miles de millones de años.
6. Cambios en las placas: A lo largo de la historia geológica de la Tierra, la posición, el tamaño y el número de placas han cambiado debido a la dinámica interna del planeta.

Minerales

Los minerales son compuestos químicos 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 y Mg. El Si y el O constituyen el 75% de la corteza y forman principalmente silicatos. En menor proporción, encontramos carbonatos y sulfatos.

Silicatos

Formados por la unión de Si y O. A estos elementos se les pueden añadir otros como Al, Na, K, Ca, Fe y Mg. La unidad básica de los silicatos es el tetraedro de silicio-oxígeno (SiO₄)^4-, formado por un ion silicio rodeado de cuatro iones oxígeno. Los silicatos se clasifican según la forma en que se unen los tetraedros:

• Nesosilicatos: Tetraedros independientes. Ejemplo: Olivino.
• Inosilicatos: Cadenas de tetraedros. Ejemplo: Piroxenos (augita) y Anfíboles (hornblenda).
• Filosilicatos: Láminas de tetraedros. Ejemplo: Micas (biotita y moscovita).
• Tectosilicatos: Redes tridimensionales de tetraedros. Ejemplo: Feldespatos (ortosa y plagioclasa) y Cuarzo.

Clasificación de los Minerales

Los minerales se pueden clasificar en diferentes grupos según su composición química:

• Elementos nativos: Compuestos por un solo elemento químico. Ejemplo: Diamante (C), Oro (Au).
• Sulfuros: Combinación de un elemento metálico con azufre (S). Ejemplo: Pirita (FeS₂).
• Óxidos e hidróxidos: Combinación de un elemento metálico con oxígeno (O) o con el grupo hidroxilo (OH). Ejemplo: Casiterita (SnO₂), Hematites (Fe₂O₃).
• Haluros: Combinación de un elemento metálico con un halógeno (F, Cl, Br, I). Ejemplo: Fluorita (CaF₂), Halita (NaCl).
• Carbonatos: Combinación de un elemento metálico con el grupo carbonato (CO₃)^2-. Ejemplo: Calcita (CaCO₃), Dolomita (CaMg(CO₃)₂).
• Sulfatos: Combinación de un elemento metálico con el grupo sulfato (SO₄)^2-. Ejemplo: Yeso (CaSO₄·2H₂O), Baritina (BaSO₄).
• Fosfatos: Combinación de un elemento metálico con el grupo fosfato (PO₄)^3-. Ejemplo: Apatita (Ca₅(PO₄)₃(OH,F,Cl)).
• Silicatos: Ya descritos anteriormente.

Cristales

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

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

Los cristales se pueden formar por diferentes procesos:

• Solidificación: Enfriamiento de un material fundido (magma o lava).
• Sublimación: Paso directo de gas a sólido.
• Precipitación química: Formación de un sólido a partir de una solución acuosa sobresaturada.

Para que se formen cristales grandes y bien desarrollados se necesita tiempo, espacio y reposo durante el proceso de cristalización.

Metamorfismo

El metamorfismo es el conjunto de cambios en la composición mineralógica y en la textura de una roca que ocurren en estado sólido como consecuencia de un aumento de la presión y/o temperatura. Estos cambios se producen sin que la roca llegue a fundirse. El metamorfismo ocurre en un rango de temperaturas entre 150 y 700-1000 °C. Durante el metamorfismo, la roca puede perder agua y verse afectada por la presencia de fluidos. La presión provoca la disminución del volumen de la roca y la formación de minerales más densos y plásticos. La foliación es la disposición de los minerales en láminas o bandas como resultado de las presiones dirigidas durante el metamorfismo.

Tipos de Metamorfismo

• Según la composición:
  • Isoquímico: No hay cambio en la composición química global de la roca.
  • Metasomatismo: Hay cambio en la composición química global de la roca debido a 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 proximidad de una intrusión ígnea. Se forman las rocas corneanas.
  • Metamorfismo termodinámico: Es la combinación de presión y temperatura. Se produce en zonas de subducción. Se pueden diferenciar grados de metamorfismo (bajo, medio y alto) en función de la intensidad de la presión y temperatura.

Cambios Durante el Metamorfismo

• Aumento de la densidad: Los minerales recristalizan en formas más compactas.
• Formación de nuevos minerales: Los cambios de presión y temperatura favorecen la formación de nuevos minerales a partir de los minerales originales.
• Recristalización: Los minerales existentes pueden aumentar de tamaño debido a la recristalización.
• Reorientación de los cristales: Las presiones dirigidas pueden provocar la reorientación de los cristales, dando lugar a la foliación.

Textura de las Rocas Metamórficas

• Con foliación:
  • Textura gneísica: Cristales grandes y visibles a simple vista, dispuestos en bandas gruesas.
  • Textura esquistosa: Foliación más ondulada que la gneísica, con cristales visibles a simple vista.
  • Textura pizarrosa: Laminación plana con cristales muy pequeños, no visibles a simple vista.
• Sin foliación: No presentan minerales laminares ni alargados. Ejemplo: Rocas corneanas, mármoles, cuarcitas.
  • Textura granoblástica: Cristales equidimensionales (de igual tamaño) formando un mosaico de granos.