Geodinámica interna

Deformación de las rocas

Como consecuencia de los movimientos y la energía interna las rocas se deforman.

Al principio de la deformación las rocas necesitan mucho esfuerzo sobre ellas para que se deformen, si no se sobrepasa el límite de elasticidad la roca vuelve a su estado al no aplicarle un esfuerzo. Una vez pasado este límite la roca quedará en ese estado cuando no se le aplique un esfuerzo. Si se sobrepasa el límite de rotura la roca se romperá.

La deformación de las rocas depende de el esfuerzo al que esté sometido, la naturaleza de la propia roca, la Tª a la que se encuentre el ambiente y la presión a la que esté sometida (existirá un comportamiento plástico con una presión dosificada en el tiempo).

Los esfuerzos a los que están sometidos las rocas pueden ser:

• Esfuerzos de compresión: se producen cuando una roca se ve sometida a fuerzas enfrentadas en sentido contrario por lo que formará falla inversas.

• Esfuerzos de distensión: Se produce cuando una roca se ve sometida a fuerzas de distinto sentido que hacen que la roca se estire aumentando su superficie. Esto produce fallas normales.

Los pliegues

Los pliegues son deformaciones plásticas de las rocas. Tienen varias partes:

• Núcleo: Zona interna del pliegue.

• Charnela: Es la zona de máxima flexión en el pliegue. Puede haber una charnela, dos o más o incluso ninguna.

• Plano axial o superficie: Es un plano imaginario que pasa por los puntos de Charnela de cada pliegue. Divide el pliegue en dos.

• Eje: Línea imaginaria que es la intersección del plano del pliegue con la superficie de este.

• Flancos: Bloques de materiales a los lados del plano.

• Cresta: Zona más alta topográficamente hablando.

• Valle: Zona más baja topográficamente hablando.

Hay algunos factores que se deben tener en cuenta en el estudio de los pliegues.

• Dirección o rumbo: Indica hacia conde está orientado el pliegue. Es el ángulo entre el norte y el eje del pliegue.

• Buzamiento o inclinación: Grado de inclinación de los flancos. Ángulo entre la horizontal y los flancos.

• Vergencia: inclinación del pliegue. Ángulo entre el plano axial y la horizontal.

• Inmersión: Ángulo del eje del pliegue con la horizontal. Se da en estratos con cabeceo.

• Los pliegues pueden clasificarse según:

• Su forma:

• Antiforma: Tiene forma de bóveda.

• Sinforma: Tiene forma de cubeta.

• Edad: (No tienen que porque coincidir con la forma)

• Anticlinal: Materiales más antiguos en el núcleo.

• Sinclinal: Materiales más modernos en el núcleo.

• Simetría:

• Simétricos: Flancos simétricos respecto del núcleo.

• Asimétricos: Flancos no simétricos respecto del plano axial.

• Inclinación:

• Rectos: Plano perpendicular a la horizontal.

• Inclinados: Inclinación próxima a la horizontal.

• Acostado: Inclinación horizontal.

• Recumbente: Plano debajo de la horizontal.

• Armonía de las placas:

• Armónico: Las capas tienen paralelismo.

• Disarmónico: Sin paralelismo de capas.

• Potencia de los estratos:

• Isópacos: Los estratos mantienen la potencia en todos los puntos.

• Anisópacos: Sin la misma potencia en todos los puntos del estrato.

• Similares: Adelgazamiento en la charnela.

• Hipertensos: Adelgazamiento en los flancos.

• Lo normal en los pliegues es que estén asociados y pueden formar:

• Anticlinolios: pliegues anticlinales y sinclinales con forma de bóveda.

• Sinclinolios: pliegues anticlinales y sinclinales con forma de cubeta.

Las roturas

• Diaclasas: Fracturas sin desplazamiento o con un desplazamiento mínimo. Pueden ser:

• Diaclasas de descompresión: se producen cuando una roca que tienen encima se erosiona y al tener menos peso encima la roca de abajo tiende a expandirse.

• De retracción: Se producen debido al enfriamiento de los magmas. Los basaltos al enfriarse crean grietas formando columnas hexagonales.

• Ortogonales: Crean grietas que forman ángulos rectos en las calizas.

• Retracción de las arcillas: Al haber una desecación en las arcillas estas se contraen y crean grietas.

• De las charnelas en los pliegues.

• Fallas: Fracturas con desplazamiento.

• Partes de las fallas:

• Labios: Son los bloques de materiales que han quedado desplazados. Hay uno superior y otro inferior.

• Plano: Plano por el cual se ha realizado el desplazamiento. Si el plano es muy pulimentado se llama espejo de falla.

• Estrías: Grietas en el plano debido al rozamiento de los bloques.

• Salto: Distancia entre 2 puntos que antes estaban unidos.

• Salto en dirección (SD): Movimiento en horizontal de los labios.

• Salto en buzamiento (SB): Lo que se ha hundido uno de los labios.

• Compuesto vertical: Distancia que ha bajado.

• Compuesto horizontal: Separación de un labio respecto del otro.

• Clases de fallas:

• Falla vertical: fallas con e plano perpendicular a la horizontal.

• Falla horizontal o de desgarre: Desplazamiento en horizontal de los bloques. No tienen hundimiento.

• Falla normal: El plano de falla buza o se inclina hacia los estratos más modernos. Ocurren en un proceso de distensión. Aumenta la superficie y al hacerle una sonda no hay repetición de estratos.

• Falla inversa: El plano de falla buza hacia los estratos más antiguos. Ocurren en un proceso de compresión. Disminuye la superficie y al hacerle una sonda hay repetición de estratos.

• Falla rotacional o en tijeras: Al producirse una rotación. El salto de falla es diferente en un punto respecto del otro. A veces ocurre que en una parte de la falla hay falla normal y en la otra falla inversa.

• En realidad las fallas se presentarían:

• Asociaciones de fallas:

• Pilar tectónico: son dos series de fallas escalonadas que parten de un bloque central levantado.

• Fosa tectónica: Fallas escalonadas con un bloque en medio hundido.

• Pliegues fallas:

Cuando los materiales se ven sometidos a fuerzas en la fuerza que va hacia una dirección es mayor se forma un pliegue cada vez más tumbado hasta que se fracture. Esa fractura será el pliegue falla, también formará falla inversas en la superficie del pliegue que serán llamadas escamas tectónicas.

Si el esfuerzo continua el material plegado se va a desplazar formando un cabalgamiento. El material que se desplaza se le llama cabalgante y al de abajo cabalgado. Si el desplazamiento continua y puede alcanzar cientos o miles de km. se le llamaría manto de corrimiento. Esto se da sobretodo en cordilleras alpinas.

Magmatismo:

• Magma: mezcla de materiales fundidos en los que predominan los silicatos. Tiene dos pequeñas partes sólidas y gaseosa respectivamente. Están en la profundidad del la corteza y en el mato. Se encuentran sobretodo bajo las dorsales y también en las zonas de subducción y en los puntos calientes. Se producen por la elevación de la Tª de estos materiales, por la presencia de materiales radioactivos, por el descenso de la presión o por la presencia de agua que ayuda a la fusión de estos.

• Silicatos: los silicatos son los minerales más abundantes en la corteza y el manto. Cuando el magma se enfría se van formando los silicatos (Que están compuestos sobretodo de Si y O y además de Al, Fe, Ca, Na, K, Mg) Un silicato se forma por la unión de sílice (SiO4-4) en el que en una molécula de sílice hay cuatro átomos de O y uno de Si. Esos átomos se disponen de situándose el silicio en un punto y los átomos de oxígeno a su alrededor ocupando los vértices de un supuesto tetraedro.

• Tipos de silicatos: Hay seis grupos de silicatos que atienden a la temperatura de formación y a su complejidad. Amás Tª de formación , menos complejos en su estructura, empezaremos por los menos complejos y los de Tª mayor de formación:

• Nesosilicatos: Están formados por tetraedros (moléculas) de sílice aislados y unidos por elementos metálicos. Algunos de estos son los olivinos y los granates.

• Sonosilicatos: los tetraedros se unen por parejas compartiendo un átomo de O. Las parejas se unen entre ellas por elementos metálicos. No son muy abundante. Epidotas

• Ciclosilicatos: los tetraedros se unen formando ciclos, es decir, anillos de 3, 4 o 6 moléculas compartiendo 2 átomos de O. Berilio y Turmalinas

• Inosilicatos: los tetraedros se unen formando filas interminables. Las hay sencillas que son las que tienen una sola cadena de moléculas y comparten 2 átomos de O y dobles que son las que tienen dos cadenas y comparten 2 o3 átomos de O alternativamente. Simples, piroxenos: Augita. Dobles Anfíboles: Hornblenda.

• Filosilicatos: los tetraedros forman láminas, planos, comparten 3 átomos de O. Como el enlace de unión mediante los átomos de O es más fuerte que el que hay mediante los elementos metálicos estos minerales es exfolian en láminas. Un ejemplo de estos minerales es la mica (moscovita o mica blanca, biotita o mica negra)

• Tectosilicatos: La unión de los tetraedros se hace en las tres dimensiones del espacio. Estas moléculas comparten todos los átomos de O. Estos minerales no tienen elementos metálicos. Un ejemplo de estos minerales es el cuarzo que es sílice pura SiO2

• Aluminosilicatos: Este es un caso especial de silicatos pues el átomo de Si y Al tienen un tamaño parecido y ocurre, a veces, que al formarse los tetraedros de sílice algunos de los átomos de Si son sustituidos por átomos de Al. Esto ocurre en los filosilicatos y los tectosilicatos.

Cuando esto ocurre se crea un déficit de carga positiva debido a que el aluminio tiene 3 cargas positivas y el silicio 4. Esto se compensa con la inserción de un catión para compensarlo con elementos como el Na y el K.

Un ejemplo de estos minerales es el feldespato:

• Ortoclasas: Silicato alumínico potásico. Si3AlO8K

• Plagioclasas: serie que va de cálcicos a sódicos.

• Sódica: Si3AlO8N

• Cálcica: Si2Al2O8Ca

• Minerales leucocratos y melanocratos. los silicatos se pueden dividir en dos grupos:

• Leucocratos: Tienen colores claros y son ligeros. Son pobres en Fe y Mg y ricos en Ca, Na y K. Son de naturaleza ácida y ricos en sílice. Un ejemplo de estos es el cuarzo, los feldespatos y la moscovita.

• Melanocratos: Son oscuros y densos ya que son ricos en Fe y Mg y pobres en Ca, Na y K. Son de naturaleza básica. Olivinos, piroxenos, anfíboles y biotita.

• Series de cristalización o de Bowen.

Bowen explica la manera de cómo se forman los distintos silicatos al enfriarse el magma.

El magma se cristaliza a medida que se va enfriando y crea minerales estables en un valor de Tª y presión. Cada mineral se forma al alcanzar su punto de fusión.

Bowen vio que cuando un magma solidificaba los minerales leucocratos seguían una serie continua y los melanocratos una serie discontinua.

• Serie discontinua o de los melanocratos:

Para cada valor de presión y Tª se forma un mineral nuevo debido a que el mineral de antes al cambiar sus condiciones se desastibiliza y reacciona con los demás elementos y crean otro mineral.

• Serie continua o de los leucocratos:

Hay una variación gradual en la composición en la que se va sustituyendo el Na por el Ca. Estos minerales son tectosilicatos.

Si al final de estas series queda la suficiente sílice se formarán Ortoclasas, moscovitas y por último cuarzo.

Olivino Piroxeno Anfíbol Hornblenda

F. potásico Moscovita Cuarzo

Plagioclasa cálcica Plagioclasa intermedia Plagioclasa sódica

Esta serie no se cumple siempre, tan sólo si el magma fuera hipersilícico se haría completa la serie. El paso de un mineral a otro ocurre dentro de un intervalo de Presión y Tª por lo que es posible que coexistan dos minerales.

• La evolución de los magmas:

Los magmas no permanecen estables en el enfriamiento pues puede que la composición cambie de determinadas formas:

• Diferenciación por gravedad: Los primeros minerales que se forman son los más densos y debido a su densidad se van a las zonas más profundas de la cámara magmática por lo que el magma se empobrecerá en Mg y Fe.

• Migración de fluidos: el magma está sometido a una fuerte presión y como tiene componentes gaseosos estos tienden a ir a las zonas de menor presión por lo que escaparán por grietas o fracturas a la superficie.

• Asimilación magmática: Es un proceso de contaminación del magma ya que algunas de las rocas que entran en contacto con el magma tienen un punto de fusión menor que la Tª de este por lo que esta roca pasará a ser parte del magma. Si se encuentra con una roca que no pueda fundir la rodeará y formará un enclave.

• Tipos de magmas:

Antes se pensaba que había un solo tipo se magma y que a partir de este se formaba todos los demás. En la actualidad se ha visto que hay dos tipos:

• Basáltico: es el magma que se produce a partir de la fusión de las rocas del manto. (dorsales)

• Granítico: es el magma que se produce a partir de la fusión de las rocas corteza profunda. (Zonas de subducción)

Rocas ígneas o magmáticas

• Grupos de rocas ígneas:

• Intrusivas: el magma solidifica dentro de la tierra. Son las plutónicas y las filonianas.

• Extrusivas: el magma solidifica en la superficie. Son las volcánicas.

• Textura de las rocas:

La textura de las rocas hace referencia a la relación que existe entre los minerales de las rocas.

• Textura holocristalina o granuda: los minerales de las rocas están todos cristalizados con cristales de tamaño parecido y en contacto unos con otros. Esto se debe a un enfriamiento lento del magma en el interior. Cuando son cristales microscópicos se le llama estructura microcristalina. Se da sobretodo en rocas plutónicas.

• Textura porfídica: tiene cristales grandes bien formados con cristales pequeñitos y materia amorfa (sin cristalizar) Los cristales grandes son llamados fenocristales y los pequeños microlitos. Esto se debe a varias etapas en el enfriamiento del magma. Se da en rocas filonianas y algunas volcánicas.

• Textura vítrea: la masa es toda materia amorfa. Esto se debe a un rápido enfriamiento de las rocas. Se da en rocas volcánicas.

• Principales rocas Ígneas:

Metamorfismo

El metamorfismo es el proceso por el cual las rocas pasan a ser rocas metamórficas sin fundirse, solamente en estado sólido. Las rocas que pueden pasar a ser metamórficas son de todos los tipos pero sobretodo las sedimentarias.

• Causas del metamorfismo:

• El aumento de la presión que crea un cambio en la estructura de la roca.

• El aumento de la temperatura que crea un cambio en la composición química.

• El aumento de la presión y la temperatura simultáneas.

• Un aumento leve de la Tª y la presión prolongada.

• Las reacciones químicas.

• Rocas metamórficas

Cuando estudiamos las rocas metamórficas vemos que sus minerales son como los de las rocas ígneas. En estos hay algunas características como la aparición de rocas índice. Estos definen las zonas de metamorfismo:

• Zona de metamorfismo: tramo de la roca metamórfica en la que aparece un mineral llamado mineral índice. Ese mineral es característico de una zona determinada y aparece cuando se dan unas condiciones de presión y Tª determinadas. Por lo tanto este nunca se encuentra en las zonas anteriores pero si se pueden encontrar en las posteriores y sobretodo en las inmediatamente posteriores.

• Tipos de metamorfismo:

• Metamorfismo de confinamiento o enterramiento: se debe al aumento de la presión, esto es porque cuando unos materiales quedan enterrados hay un efecto de la presión sobre vertical sobre estos. Esto hace que cambie la estructura de las rocas. Se localiza sobretodo en las fosas oceánicas o en las cuencas.

• Metamorfismo de presión dirigida, dinámico o dinamometamorfismo: Se localiza cuando hay una presión horizontal como en las fallas, los plegamientos y la colisión de continentes. Las rocas se trituran y esa trituración puede tener distinta intensidad:

• Rocas muy trituradas: Milonitas.

• Rocas poco trituradas: Brechas de fallas.

• Metamorfismo de contacto, de temperatura o pirometamorfismo: Se debe al aumento de Tª y se produce cuando un magma fundido asciende y va produciendo una transformación de las rocas de su alrededor. Eso provoca una aureola de metamorfismo alrededor del magma. Hay un metamorfismo más intenso a medida que nos acercamos al magma. El grado de metamorfismo depende de la masa del plutón y de la temperatura del magma.

• Metamorfismo regional: Es el que afecta a grandes extensiones de la Tierra. Se produce por el aumento de la presión y la Tª a la vez. Se localiza en zonas de subducción. En unos puntos hay más presión y en otros más temperatura.

• Metasomatismo: En este metamorfismo cambia la composición química de las rocas debido a que los fluidos que escapan procedentes del magma llevan iones sueltos que reaccionan con las rocas que encuentran a su paso.

• Estructura de las rocas metamórficas

Aquí se va a hablar indistintamente de textura y estructura. Existen dos tipos:

• Estructura foliada: Tienen minerales alargados, aplastados y en forma de láminas que se disponen paralelos. Se llaman así por que sus cristales adoptan forma de hojas o láminas. Su orientación se debe a la presión, tienen dirección perpendicular a la presión:

• Textura pizarrosa: Cristales pequeños y un metamorfismo tan bajo que se considera casi el límite.

• Textura esquistosa: Cristales grandes, forman esquistos.

• Textura gnéisica: tienen los cristales más grandes que se disponen en bandas de minerales claros y oscuros.

• Estructura no foliada: los minerales forman cristales más grandes a mayor grado de metamorfismo. Sus cristales no están ordenados. Se debe sobretodo al metamorfismo térmico.

• Principales rocas metamórficas:

• Foliadas:

• Serie pelítica: Se forman a partir de las arcillas, se deben a un aumento progresivo de la presión y la Tª, se forman unas a partir de las otras.

Arcillas Pizarras Esquistos Micacitas Gneis Migmatitas Granitos de anatexia

• Filitas: grano fino y orientado. Metamorfismo leve.

• Anfibolitas: muy ricas en anfíboles.

• No foliadas:

• Mármoles: metamorfismo de las calizas, metamorfismo regional o térmico.

• Cuarcitas: Metamorfismo de arenas cuarzosas.

• Corneanas cornubianitas: tienen un origen variado y son típicas del metamorfismo de contacto.

• Ciclos en geología.

Antes se creía que los procesos eran catástrofes instantáneas pero después se vio que los procesos siguen unos ciclos muy particulares: periodos de tiempo muy delatados, la unidad de tiempo en geología es 100000 de años. El ciclo completo no se da en el mismo lugar:

• Ciclo de las rocas o geológico:

• Ciclo de Wilson: desde las corrientes divergentes se crean las dorsales oceánicas de las que se expulsan materiales magmáticos que forman corteza oceánica. Al separarse los continentes se creará un mar que continuará creciendo hasta formar un océano. Se creará un proceso de subducción y la corteza oceánica se destruirá bajo la continental en las fosas, cuando esto ocurre el océano pasará a ser un mar hasta que los dos bloques continentales se enfrenten, produciendo una interpenetración de un bloque con otro formando un continente único.

• Rocas sedimentarias:

• Se forman a menos presión y Tª que las metamórficas. Proceden de la diogénesis de los sedimentos (materiales sueltos procedentes de la erosión y el transporte de las rocas)

• Los sedimentos pueden ser:

• Materiales detríticos: fragmentos más o menos grandes de las rocas obtenidos por meteorización física.

• Elementos químicos o iones: obtenidos por meteorización química.

• Los sedimentos se depositan al llegar a una cuenca o una fosa creando rocas sedimentarias. Hay cuatro tipos principales de rocas sedimentarias:

• Rocas sedimentarias detríticas: proceden de la diogénesis de los materiales detríticos. Los tipos principales son:

• Conglomerados: son los que tienen los granos más gruesos

• Pudingas: granos redondeados debido a un trasporte de larga distancia.

• Brechas: granos angulosos debido a un transporte de poca distancia.

• Areniscas: provienen de la diogénesis de las arenas.

• Linolitas: diogénesis de los limos.

• Arcillitas: diogénesis de las arcillas.

• Rocas sedimentarias margas: son rocas intermedias con un 50% de arcillas y un 50% de carbonato cálcico (CO3Ca)

• Rocas sedimentarias químicas: provienen de elementos químicos transportados por el agua:

• Rocas carbonatadas: son las que tienen carbonato cálcico (CO3Ca) pueden ser:

• Calizas: CO3Ca

• Dolomías: (CO3)2 Ca Mg

• Silíceas: provienen de la precipitación del sílice. Ej. Sílex.

• Salinas o evaporitas: proceden de la evaporación de agua con sedimentos.

• Rocas sedimentarias bioquímicas o orgánica: proceden de la acumulación de restos de seres vivos.

• Carbonatadas:

• Calizas munmulíticas

• Calizas coralinas

• Creta

• Travertinos

• Silíceas: restos de seres vivos con sílice.

• Carbones: restos de plantas

• Petróleo: plancton.