1 átomos disponerse de forma ordenada (en un orden tridimensional). A veces... GEOLOGÍA

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GEOLOGÍA
1.− LA MATERIA MINERAL
La materia mineral está compuesta por átomos, iones o moléculas. Los componentes de los minerales suelen
disponerse de forma ordenada (en un orden tridimensional). A veces no existe ese orden, aunque este caso es
poco frecuente. Cuando los componentes de un mineral no están dispuestos de forma ordenada, entonces la
materia mineral recibe el nombre de materia amorfa. Normalmente la materia mineral se encuentra ordenada,
y se le llama materia cristalina, es decir, que los elementos que la constituyen están ordenados.
Si el orden se refleja en formas poliédricas, entonces a ese mineral se le denomina cristal. Un cristal es un
mineral de forma poliédrica.
HUYGENS (s. xvii) : Dice que la forma poliédrica de los cristales es consecuencia de la repetición
tridimensional de unas unidades llamadas «partículas elementales».
HAÜI (s. xviii) : Dice que continuando el proceso de exfoliación en los cristales se llega al elemento
estructural, al que llamó «molécula integrante», que da lugar a distintas formas cristalinas por apilamiento en
las tres dimensiones del espacio. Sigue el orden inverso de la explicación de Huygens.
Al final los dos deducen que hay una unidad que por repetición forma el mineral. Haüy llama a esta unidad
molécula integrante y Huygens partícula elemental.
BRAVAIS (s. xix) : Propone lo que se conoce como teoría reticular: dice que los cristales están compuestos
por una serie de partículas cristalinas, que están dispuestas de forma tridimensional, constituyendo una red
tridimensional y además estas partículas no están en contacto físico.
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MAX VON LAUE (1912) : Confirmó la teoría reticular de Bravais mediante un lauegrama (lámina muy
delgada de cristal que es atravesada por rayos x).
Para que un mineral cristalice (es decir, los átomos, iones o moléculas se disponen de forma ordenada) lo
primero que necesita es espacio suficiente, tiempo y reposo (los componentes que lo forman no pueden estar
expuestos a agitaciones).
LOS CRISTALES
− concepto de simetría
Es la armonía de posiciones de las partes o puntos similares con referencia a un punto, a un eje, o a un plano.
Cuando las partes o puntos similares están situados respecto a un eje se llama simetría radial. La simetría
bilateral se da cuando la simetría se da con respecto a un plano.
A pesar de que existen muchas posibilidades de combinación de partículas elementales (o moléculas
integrantes), la Naturaleza sólo permite 14 tipos de combinaciones.
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− redes planas
Esta red se llama red plana rómbica, ya que a=b y es distinto de 90º, es decir, que las celdas elementales
que constituyen esta red forman un polígono, que es el rombo.
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Los nudos son los átomos, iones o moléculas del cristal. Las filas que forman los nudos reciben el nombre de
filas reticulares. La intersección de dos filas reticulares define el plano reticular. La celda elemental es la
unidad fundamental de la red cristalina, pues dicha red está constituida por una agrupación de las celdas
elementales; es la base geométrica de la red.
La red cristalina es una repetición de las celdas elementales. Sólo existen 7 tipos de celdas elementales:
cúbica, tetragonal, hexagonal, romboédrica, rómbica, monoclínica y triclínica.
La posición de los átomos de un mineral está normalmente en los vértices (como en las redes triclínicas), pero
hay casos en los que se encuentran en otro lugar (como en las redes monoclínicas).
Las redes que sólo tienen átomos o iones en los vértices se llaman redes espaciales primitivas (son siete), y
las que los tienen en el interior, redes espaciales convencionales. El conjunto forma las redes espaciales de
bravais, que son en total 14.
Los elementos de simetría que se pueden dar en las redes cristalinas son: con respecto al centro de la figura,
con respecto al eje, o con respecto al plano.
El centro de simetría es un punto que divide en dos partes iguales cualquier segmentos que pase por él. Si
hay es sólo uno, pero puede no haberlo.
El eje de simetría es la línea imaginaria sobre la que al girar un poliedro se repite la imagen más de una vez.
Si se repite dos veces se llama eje binario. Cuando se repita tres veces se llamará eje ternario; cuatro veces,
cuaternario, y seis veces, senarios. Sólo existen en la Naturaleza 4 tipos de ejes.
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En un poliedro puede haber más de un eje a la vez, y por tanto varía el número de veces que se repite la
imagen.
Un plano de simetría divide al cristal en dos partes que son iguales y simétricas. El número de planos de
simetría es variable.
− ley de constancia de los diedros
El diedro es el ángulo que forman dos caras o superficies que se cortan. Dos cristales de un determinado
mineral podrán variar de forma y tamaño, pero los ángulos que forman sus pares de caras equivalentes tienen
siempre el mismo valor.
− clases de simetría (según Bravais)
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Los cristales pueden tener los siguientes elementos de simetría:
Ninguno (no hay simetría de ningún tipo).
Sólo centro de simetría (ni eje ni plano).
Sólo 1E (1 eje).
Sólo 1P (1 plano).
P, E, C (plano(s), eje(s) y el centro de simetría).
Los elementos de simetría son: el centro (C), el eje (E) y el plano (P) de simetría.
Hay en total 32 clases de simetría.
En total: 32; C,3E4,4E3,6E2,9P
− Definición: Clase de simetría es el conjunto de cristales que tienen el mismo tipo de elementos de simetría.
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El pentagonodecaedro y el cubo coinciden en el número de elementos de simetría. Por ello, estos dos
poliedros distintos pertenecen a la misma clase de simetría.
Un mineral siempre cristaliza en la misma clase de simetría, es decir, que los cristales son de la misma clase.
− propiedades de la materia cristalina
1.− Todos los nudos son idénticos. A esta propiedad se le denomina homogeneidad.
2.− La materia cristalina es simétrica, es decir, en una red podemos coincidir nudos con otros realizando
operaciones de simetría.
3.− Anisotropía: la distancia entre un nudo y los demás no es constante, sino que depende de la dirección.
Tiene una consecuencia, y es que las propiedades físicas de los cristales dependen también de la dirección.
4.− Polimorfismo: significa varias formas. Una misma sustancia forma cristales diferentes, al ordenar de
distinta manera sus componentes.
5.− Isomorfismo: significa la misma forma. Se trata de minerales diferentes con el mismo tipo de cristal, es
decir, el mismo tipo de cristales con composición diferente. Para que exista isomorfismo, los minerales deben
de ser similares, de manera que la diferencia entre ellos sea la sustitución de un átomo por otro.
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2.− FORMACIÓN DE LAS ROCAS
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Hay muy diversas teorías sobre la formación de la Tierra. La Tierra tuvo un período en su formación de
materiales en estado fluido (mezcla de sustancias que tienen capacidad para desplazarse).
La densidad es creciente hacia el interior de la Tierra. Por ello, los materiales con mayor densidad ocupan
posiciones más internas, y los de menos densidad, posiciones más externas.
En la corteza, los materiales son inestables porque se ven afectados por la atmósfera y por los procesos
internos.
Los fenómenos geológicos internos y externos afectan a los componentes de la corteza.
− elementos geoquímicos de la corteza
Son los elementos que constituyen la corteza y se encuentran en proporciones variables.
Hay 8 denominados elementos primarios, que prácticamente constituyen el volumen de la corteza terrestre.
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El oxígeno (O) supone un 46 % del peso de la corteza; el silicio (Si) con un 28 %; el aluminio (Al), 8 % ; el
hierro (Fe), un 5 %; el magnesio (Mg), 2 %; el calcio (Ca), 3'6 %; el sodio (Na), 3 %; y el potasio (K), un 2'6
%.
Los demás elementos se encuentran en cantidades muy pequeñas, y se reparten el peso restante entre todos.
Estos elementos tan escasos se llaman «oligoelementos».
Puesto que los dos elementos de la corteza más abundantes son el oxígeno y el silicio, la combinación entre
estos dos elementos sería la más abundante. El compuesto que forman el oxígeno y el silicio es el sílice.
− combinaciones de los elementos de la corteza
SiO2 − Fe2O3 − K2O − Na2O − CaO − MgO − Al2O3 − FeO
El sílice combinado con óxidos forma los silicatos, que suponen más del 90 % de los minerales de la corteza.
El manto supone el 78 % de la masa del planeta. Los silicatos, precisamente por ser un grupo muy abundante
hace que su estudio sea muy complejo.
Los minerales tienen una composición química definida, es decir, que se pueden representar con una fórmula.
Las combinaciones de silicatos son muy numerosas.
La unidad fundamental de los silicatos es SiO4. A partir de esa unidad se construyen todos los silicatos.
− tipos de silicatos
Los silicatos más sencillos son los nesosilicatos, constituidos por tetraedros aislados que se unen a otros
átomos.
Ej: los olivinos, en los que la relación silicio/oxígeno (Si/O) es 1:4, ya que son tetraedros.
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Un segundo grupo son los sorosilicatos: los tetraedros forman parejas, compartiendo un átomo de oxígeno. La
relación Si/O es 2:7.
El tercero de los grupos es el de los ciclosilicatos, que como su nombre indica, los tetraedros forman anillos
cerrados. Pueden tener 3, 4 y hasta 6 anillos. La relación o proporción es 1:3.
El cuarto grupo son los inosilicatos (1:3 o 4:11): se disponen formando cadenas sencillas o dobles,
compartiendo dos átomos de oxígeno.
El quinto grupo de silicatos son los filosilicatos (2:5): forman tetraedros en láminas, compartiendo 3 átomos
de oxígeno. Ejemplos de este tipo de silicatos son las micas, el caolín y el talco.
El sexto grupo son los tectosilicatos, que son estructuras tridimensionales, en las que cada tetraedro está unido
a los tetraedros vecinos por cuatro átomos de oxígeno.
Ej: Hay un caso de tectosilicato en el que sólo hay oxígeno y silicio, y es el cuarzo. Otros minerales de gran
importancia que pertenecen a este grupo son los feldespatos.
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DINÁMICA DE LOS MINERALES PETROGÉNICOS
Los minerales pueden aparecer aislados, o bien asociados constituyendo rocas. Una roca es un agregado de
minerales. Es de origen natural, al igual que los minerales.
− Diferencia entre mineral y roca
Los minerales tienen una composición química definida, y las rocas no. Las rocas lo que sí que tienen es una
composición mineralógica.
Hay casos en los que hay un sólo mineral, y entonces esas rocas se denominan monomineralógicas.
Los minerales no son especies estables. Se transforman unos en otros de acuerdo con las condiciones
ambientales, como puede ser la temperatura. Hay minerales que soportan más la temperatura que otros. Ej: el
cuarzo. Un mineral es estable a una determinada temperatura.
Por tanto, los minerales forman rocas y además presentan una dinámica. Un mineral será estable mientras las
condiciones ambientales no se alteren; de lo contrario, se alterará también el mineral.
− procesos geológicos
Un proceso geológico es la transformación de un objeto geológico en otro, y como consecuencia de ello hay
una continua destrucción de minerales y rocas, etc.
Hay dos fuentes de energía: la energía interna, derivada del calor interno de la Tierra (4000 y 5000º); y la
energía externa, derivada de la energía que mueve los procesos geológicos externos. Se trata de energía
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solar.
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Los procesos geológicos internos tienden a crear relieve, es decir, a que la superficie terrestre no sea lisa. Por
otro lado, los procesos geológicos externos destruyen el relieve.
Hay tres tipos de roca (u objetos geológicos):
Rocas magmáticas o ígneas.
Rocas metamórficas.
Rocas sedimentarias.
Cuando una roca magmática es afectada por la meteorización se transforma, dando como resultado las
alteritas.
− el magma
La palabra magma es un término griego que significa espeso. El magma tiene su origen en zonas profundas de
la corteza entre la frontera con el manto superior. Fundamentalmente son silicatos, que se encuentran entre
700−1000 y 1500º C.
En un magma podemos distinguir 3 fases:
a) Fase sólida: Minerales refractarios (soportan temperaturas muy altas sin fundirse) que quedan en
suspensión. Algunos minerales refractarios son: la cromita, la magnetita y los olivinos.
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b) Fase líquida: Está constituida por minerales en estado de fusión (sílice, óxidos).
c) Fase gaseosa: Por efecto de las altas presiones se forman gases a partir de la fase líquida (H2, CO2, H2O,
SO2, NH4, Cl, NH3...).
− tipos de magmas
− Según la cantidad de sílice que tienen, hay 4 tipos de magmas :
• a) Ácidos: contienen más de un 65 % de sílice.
• b) Neutros: el porcentaje de sílice que contienen está entre un 53 y un 65 %.
• c) Básicos: contienen un porcentaje de sílice entre 42 y 53 %.
d) Ultrabásicos: contienen menos del 42 % de sílice.
− Atendiendo a la relación silicio/oxígeno está:
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El magma hipersilícico, con una densidad de 2,4 y una temperatura entre 700 y 900º. Es viscoso, es decir,
fluye con dificultad, pues al ser hipersilícico contiene estructuras muy complejas que proporciona
rozamientos.
El magma hiposilícico: tiene una densidad de 2,7 y una temperatura entre 1200 y 1300º. En este caso, los
materiales que componen el magma son más fluidos.
CONSOLIDACIÓN Y ROCAS MAGMÁTICAS (AMBIENTE ÍGNEO)
− Cuando la consolidación tiene lugar en zonas profundas de la corteza (5 km. aprox.), el enfriamiento es
bastante lento, y por tanto el proceso llega a durar millones de años. Los materiales fundidos (magma) darán
lugar a minerales cristalinos que forman las rocas.
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Por ello, el magma se enfría en condiciones intrusivas, es decir, solidifica en el interior de la corteza
terrestre, al enfriarse. Las rocas que se forman en estas condiciones se llaman rocas ígneas intrusivas o
plutónicas. Las hay de dos tipos: plutónicas y filonianas. El granito es su representante más importante. Las
rocas filonianas suelen presentar cristales.
− Cuando los minerales se dan en condiciones efusivas, es decir, el enfriamiento se produce en el exterior,
entonces el enfriamiento es rápido; son minerales amorfos, y se forman las rocas ígneas efusivas o
volcánicas.
Las condiciones intrusivas de las rocas ígneas se dan en tres fases:
Fase ortomagmática
El punto de fusión del cuarzo es 1700º. Baja la temperatura y sube la presión. Los materiales van
consolidando en temperaturas diferentes. En cada intervalo de presión y temperatura consolidan minerales
distintos.
Por ello, la cristalización es fraccionada, lo cual significa que hay minerales que han cristalizado y otros que
todavía se encuentran en su punto de fusión. Los minerales se van haciendo inestables (significa que
reaccionan) a medida que la presión y la temperatura varía, y reaccionan con el magma, o sea, que esos
minerales desaparecen para que aparezcan otros nuevos. Esto se representa con las series de reacción de
Bowen.
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Las series de reacción tienen lugar durante la fase ortomagmática. Estos silicatos están en el orden en el que
van solidificando.
Se llama serie discontinua porque los minerales que forman esta serie no tienen la misma estructura espacial,
es decir, que dan lugar a formas cristalinas diferentes.
En el caso de que se complete una de las dos series, quedará sílice sobrante, que dará lugar al cuarzo.
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Se llama serie continua porque los minerales tienen el mismo tipo de estructura cristalina y por tanto, también
de red espacial.
Fase pegmatítico−pneumatolítica
Hay una presión bastante alta, la temperatura es de unos 500º, y la mayor parte del magma ha solidificado.
Los gases llevan disueltos componentes de los silicatos; estos se escapan por las fisuras y grietas que se
originan, y como consecuencia de ello, desciende la presión.
Fase hidrotermal
Lo que queda al final de la fase pegmatítico−pneumatolítica son soluciones acuosas a alta temperatura,
ayudadas por la presión de vapor de agua; ascienden por las grietas, las fisuras, etc., donde finalmente
solidifican.
ESTRUCTURA DE LAS ROCAS ENDÓGENAS
Una roca endógena es la que se forma en el interior de la corteza terrestre. Son las magmáticas intrusivas y
las metamórficas.
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A) ESTRUCTURA GRANUDA
Los cristales se ven a simple vista debido a que la cristalización del magma ha sido lenta, por lo que los
cristales que se originan han tenido tiempo de crecer y desarrollarse.
B) ESTRUCTURA PORFÍDICA
La cristalización se ha producido en dos fases: en la primera un enfriamiento lento del magma ha permitido el
desarrollo de los cristales, dando lugar a granos bien desarrollados (fenocristales). Posteriormente, un
enfriamiento rápido da lugar a pequeños cristales (microlitos). Por ello, en esta estructura sólo los cristales de
algunos minerales son visibles.
Los fenocristales son cristales que son visibles a simple vista (son grandes).
Los microlitos son cristales microscópicos que no se pueden apreciar a simple vista.
En el interior de los volcanes es donde se forman los fenocristales, ya que es un enfriamiento lento del
magma, y en la parte más superficial en contacto con la atmósfera se forman los microlitos, porque el
enfriamiento de la lava es rápido.
B) ESTRUCTURA PORFÍDICA
Sólo se da en algunas rocas volcánicas. No se forma ninguna cristalización, sino que es una pasta amorfa. Ej:
obsidiana.
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− AMBIENTE SEDIMENTARIO
Se da en la superficie terrestre y se caracteriza por los bajos valores en presión y temperatura (la media es de
15º C). Los componentes atmosféricos son el agua (H2O), el dióxido de carbono (CO2) y el oxígeno (O2).
En estas condiciones tienen lugar los siguientes procesos geológicos: meteorización, erosión, transporte,
sedimentación y diagénesis.
1.− Meteorización
Al encontrarse los materiales en zonas profundas y a altas presiones, cuando suben a la superficie se produce
una descompresión; se forman fisuras y los minerales se agrietan. Este proceso se llama diaclasas. El material
entra en contacto con la atmósfera y se producen procesos físico−químicos, en los que los minerales son
destruidos para convertirse en otros nuevos. Esto es la «meteorización». Los materiales resultantes de la
meteorización se denominan alteritas.
− Ejemplos de meteorización:
1.− El calentamiento de las rocas y el enfriamiento al llegar la noche en zonas desérticas. nota: Una roca es
un agregado de minerales, es decir, está compuesto de varios minerales, y cada uno de ellos presenta un
coeficiente de presión. Por ello, algunas zonas de las rocas se dilatan más que otras y se producen las
deformaciones, que son causas de fuerzas que terminan de disgregar las rocas. Es una meteorización física.
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2.− La gelifracción, que es más efectiva que la anterior, pero está limitada a zonas frías únicamente. Se dan
presiones de hasta 2.000 atmósferas. Tiene un efecto muy rápido, pues enseguida las rocas se rompen, al
existir una presión tan elevada en un momento dado. El resultado son fragmentos llamados conchal o pedriza.
Los cantos redondeados son típicos de las acciones erosivas del hielo. Es por tanto, una meteorización física,
porque el material no se altera, o sea, no cambia su naturaleza.
3.− Una de las formas de meteorización química es la hidrólisis, que es una reacción química en la que
interviene el agua, y donde se forman nuevos silicatos.
4.− La carbonatación: es otro tipo de meteorización química.
Todos estos materiales son transportados y eliminados por deslizamientos de tierras, cursos de agua (sobre
todo), los glaciares y en menor medida por el viento hasta las zonas más bajas de la superficie terrestre, que
son los fondos oceánicos.
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La sedimentación es la acumulación de los materiales de la erosión una vez que se realiza su transporte. Se
produce en zonas determinadas, llamadas «cuencas de sedimentación». Una vez acumulados los materiales,
estos sufren un proceso de litificación que los transforma en rocas sedimentarias.
En la litificación se producen tres fenómenos:
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1.− Compactación: Depende del tipo de sedimentos, y se debe a las presiones que soportan los sedimentos ya
depositados, al ser cubiertos por otros posteriormente. El efecto de la compactación supone la reducción del
volumen de un material.
2.− Cementación: Consiste en la precipitación de ciertas sales entre los granos de las rocas, disueltas en el
agua, y que empapan los sedimentos. Sirven de cemento aglutinante del conjunto, porque las sales
precipitadas rellenan los espacios intergranulares.
Ej: sílice y carbonato de calcio.
3.− Diagénesis: Es el último paso del proceso de sedimentación de la roca. Es una adaptación del sedimento a
las presiones y temperaturas que van aumentando, que culminará con la formación de la roca sedimentaria.
Un caso especial de diagénesis es el metasomatismo, en el que a los sedimentos se le añaden elementos
químicos.
El proceso de formación de rocas sedimentarias culmina con la diagénesis.
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− AMBIENTE METAMÓRFICO
El metamorfismo es un proceso geológico mediante el cual las rocas (sedimentarias o magmáticas)
experimentan una serie de cambios mineralógicos y texturales por acción de temperaturas y presiones
elevadas, diferentes a las que existían cuando se originaron aquellas rocas.
Este ambiente se desarrolla en condiciones de elevada temperatura y/o fuertes presiones. Las rocas se
transforman en otras, conservando el estado sólido.
Fundamentalmente, hay tres tipos de cambios que sufren los minerales en el ambiente metamórfico:
a) Reorientación, a causa de la orientación, debida a las presiones.
b) Recristalización de los minerales preexistentes, que se transforman en otros nuevos (metamórficos).
c) Cambios químicos: los componentes químicos del mineral reaccionan con las temperaturas, formándose
nuevos minerales.
TIPOS DE METAMORFISMO
1.− Metamorfismo dinámico (o de presión): es aquel en el que las fuertes presiones determinan el cambio.
Ese metamorfismo se produce por el empuje de grandes bloques en la corteza terrestre. La reorientación de los
minerales tiene lugar en los procesos orogénicos. Como consecuencia de esa reorientación de los minerales se
produce la esquistosidad, que es típica de las rocas metamórficas.
Ej: pizarras sedimentarias.
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2.− Metamorfismo de contacto (térmico): influyen las elevadas temperaturas, que se deben a que un magma
se pone en contacto con rocas sedimentarias. Como consecuencia de ello, se producen reacciones químicas en
la roca en contacto con el magma y cambios en los minerales que la forman.
− Aureola de contacto: es una región concéntrica de la roca, situada alrededor de la intrusión magmática.
Esta franja de la roca no llega a superar el kilómetro de grosor.
− CRETA: Es una roca sedimentaria de color blanco, que está constituida por calcita en grandes cantidades, y
por cuarzo y arcilla, pero en menos proporción.
En este ambiente se están formando minerales típicamente metamórficos.
Ej: rocas metamórficas corneanas.
3.− Metamorfismo regional o general: aquel que se desarrolla en condiciones de altas temperaturas y altas
presiones.
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Es un metamorfismo que afecta a muchas zonas. Hay una fase en la que cohexionan materiales en estado
sólido con otros en estado fundido.
Fundamentalmente este metamorfismo se produce durante la orogénesis o formación de cordilleras a expensas
del geosinclinal (cuenca de sedimentación). Los materiales se ven ayudados por la orogénesis, y por ello
sufren un metamorfismo regional.
Los materiales van sufriendo metamorfismo, pero en distinto grado.
ROCAS METAMÓRFICAS (en orden de profundidad)
− Arcilla: es un silicato alumínico hidratado.
− Pizarra: contiene cuarzo, sílice, moscovita, clorita y arcilla.
− Esquisto: tiene también moscovita, cuarzo (láminas mayores) y clorita (láminas menores).
− Micacita: cuarzo, moscovita y biotita.
− Gneis: cuarzo y ortosa. La moscovita ya no soporta esta temperatura y se transforma en ortosa: pierde
contenido en óxido de aluminio y en agua. Aproxima mucho en su composición mineralógica a la del granito.
− LA TIERRA. DINÁMICA DE LA CORTEZA −
La Tierra es un planeta de 6.000 km. De radio. La corteza de la Tierra se originó hace 4.500 millones de años.
Todo el Sistema Solar se formó en un mismo momento y a partir de una misma materia. Esta materia es
procedente del Sol.
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El gran espesor que presenta la corteza (oscila entre 10 km. en las áreas y 75 km debajo de las grandes
cordilleras) impide el estudio directo de toda la corteza, y por tanto, los geólogos deben utilizar métodos
indirectos para estudiar la corteza en toda su magnitud. Esos métodos son los mismos que se utilizan para
investigar las otras capas de nuestro planeta, el manto y el núcleo, situados a mayor profundidad. Uno de los
métodos indirectos que utilizan los geólogos para estudiar la corteza terrestre es el estudio de meteoritos.
Las temperaturas son crecientes conforme se va entrando en el interior. La temperatura aumenta un grado
centígrado por cada 33 metros de profundidad desde la superficie terrestre. Esto se llama gradiente
geotérmico: esto sólo sucede en las primeras decenas de kilómetros, después ya no, porque la temperatura va
aumentando en menos cantidad.
ORIGEN Y PROPAGACIÓN DE LOS TERREMOTOS
Otro método indirecto que emplean los geólogos es el estudio de la causa de los terremotos. El punto interior
de la corteza terrestre (litosfera) donde se produce el seísmo se denomina hipocentro, y el punto de la
superficie que se halla directamente en la vertical del hipocentro, y que por tanto, es el primer afectado por la
sacudida, recibe el nombre de epicentro.
En el epicentro se encuentran las ondas P longitudinales y las ondas S transversales. Las ondas P son más
rápidas y las partículas vibran con la misma dirección que en la que las ondas se propagan. Las ondas S son
más lentas que las longitudinales, y en ellas cada partícula vibra en dirección perpendicular a la de
propagación.
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CAPAS DE LA TIERRA (en orden de profundidad)
Es una división estructural en capas (o niveles) atendiendo a la rigidez de las rocas.
− LITOSFERA: Los 100 primeros kilómetros comprenden toda la corteza más la parte más externa del
manto. Esta capa se llama litosfera (o corteza terrestre), y es una capa de comportamiento rígido, puesto que
si se somete a mucha fuerza, se rompe.
− ASTENOSFERA: Se caracteriza por la plasticidad de los materiales y su fluidez (capacidad para
desplazarse). Se encuentra por debajo de la litosfera hasta unos 700 km. de profundidad desde la superficie.
− MESOSFERA: Bajo la astenosfera se encuentra la mesosfera hasta los 2.900 km. de profundidad. Es una
capa sólida de la que no se conoce su estado de rigidez.
− ENDOSFERA: Está dividida en dos capas de distinta composición: el manto y el núcleo. Este nivel llega
hasta los 5.100 km. de profundidad.
La corteza terrestre o litosfera está dividida en dos capas: la corteza continental y la corteza oceánica.
DISCONTINUIDADES SÍSMICAS
− TIPOS DE DISCONTINUIDADES
Las discontinuidades de primer orden son:
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− La discontinuidad de Mohorovicic: se encuentra a unos 8−10 km. bajo los océanos, y a unos 30−40 km.
bajo los continentes.
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− La discontinuidad de Gutenberg: es la que está situada a unos 2.900 km. de profundidad.
Otras discontinuidades de menor orden son:
− La discontinuidad de Conrad, localizada a unos 9−15 km bajo los continentes. Sólo existe en las áreas
continentales.
− La discontinuidad de Repetti, que se encuentra a unos 700 km de profundidad.
− La discontinuidad de Weichert, a unos 5.100 km de profundidad.
− La discontinuidad de Mohorovicic sería el límite inferior de la corteza terrestre.
El manto está comprendido entre las discontinuidades de Mohorovicic y de Gutenberg; por debajo de esta
discontinuidad se encuentra el núcleo terrestre. La discontinuidad de Repetti permite dividir el manto en dos
zonas, el manto superior y el manto inferior. La discontinuidad de Weichert permite diferenciar un núcleo
interno de un núcleo externo.
− Composición y estructura química del MANTO
Las rocas que lo forman son peridotitas, constituidas por olivino, piroxenos y espinela o granates.
Aunque el manto representa el 83 % del volumen total del planeta, se halla muy poco estudiado y apenas se
conocen datos sobre su composición. Se sabe que los materiales que lo componen son más densos que los de
la corteza y menos que los del núcleo.
Está formado por los siguientes elementos químicos: oxígeno, silicio, magnesio, hierro y níquel en estado
viscoso.
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− Composición y estructura química del NÚCLEO
Teniendo en cuenta datos geofísicos, se acepta que el núcleo terrestre está formado por un núcleo interno
sólido y constituido por compuestos férricos, y un núcleo externo parcialmente fundido. Lo componen
materiales muy densos, con un 90 % de hierro y el resto de níquel. La densidad del núcleo es
aproximadamente de 10. De ahí que también se le denomine NIFE (es decir, abreviatura de Níquel−Hierro,
que son sus componentes).
DINÁMICA DE LA CORTEZA
La plataforma continental está formada por el sial y el sima, que son dos capas o niveles bien diferenciados:
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− El sial es una zona de abundancia de silicatos alumínicos. Sólo se encuentra en los continentes, es decir, en
la corteza continental.
− El sima es una zona de abundancia de silicatos magnesianos, y es más pobre en sílice. El sima sólo se sitúa
en la corteza oceánica. En la corteza oceánica el espesor del sima está entre 8 y 10 km.
ANOMALÍAS GRAVITATORIAS
Cuando se mide la gravedad en zonas de distinta densidad, entonces la gravedad varía. Se dice por ello, que la
gravedad ha sufrido anomalías eravimétricas.
Cuando se comparan los valores teóricos de la gravedad con los valores experimentales, se produce un cambio
en el valor de la gravedad (g).
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Las zonas de mayor relieve se corresponden con las raíces del sial. El sial presenta raíces más profundas
cuanto más relieve hay.
− PALEOMAGNETISMO
La Tierra se comporta como un gran imán, concretamente en el núcleo, con un alto contenido en hierro. Eso
hace que antes de solidificar los minerales (ferromagnesianos), se orienten. Cuando esos minerales solidifican,
ya quedan permanentemente orientados para el resto de su formación.
La orientación de un mineral nos indica dónde estaba el Norte magnético antes de su formación.
− ANOMALÍAS MAGNÉTICAS
Son alteraciones en los valores de la intensidad del campo magnético terrestre. Hay algunos lugares en donde
los minerales están orientados al Polo Sur Magnético.
La Tierra tiene su propia cantidad de intensidad magnética. El Polo Norte y el Polo Sur magnético no han
estado siempre en la misma posición. Las rocas oceánicas lo demuestran.
En 3'6 millones de años ha habido 9 inversiones de la posición de los Polos Magnéticos. El ritmo de
inversiones magnéticas no es constante. Se completa la inversión en varios miles de años. Las causas son
desconocidas.
En el proceso de inversión disminuye la cantidad magnética. Coincide con mutaciones de los materiales y
cambios climáticos.
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LITOSFERA
La litosfera no es una capa continua, sino que está formada por fragmentos de grandes bloques. Hay zonas
donde la corteza terrestre está rota: esa costra exterior está fragmentada en varias partes. La litosfera es como
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una especie de puzzle en donde todas las piezas están perfectamente encajadas unas con otras.
− PLACAS TECTÓNICAS
Son bloques de litosfera con una media de grosor de 100 km., que están perfectamente encajados unos con
otros. Todo lo relacionado con las placas tectónicas se denomina tectónica de placas.
Estas placas no tienen un tamaño fijo: su superficie puede aumentar o disminuir, compensándose con la
superficie de otras rocas. Estos bloques están flotando en la astenosfera, según su peso, es decir, que estarán
más hundidos en la astenosfera cuando más peso tengan estos bloques.
− EQUILIBRIO ISOSTÁTICO
Es una teoría que dice que las placas tectónicas se mantienen en equilibrio debido a la diferencia de
densidades. Ese equilibrio isostático se puede alterar.
− Causas de la alteración del equilibrio isostático:
Se puede producir la disminución del peso de un bloque debido a una intensa erosión de una zona de la
superficie terrestre, o a la fusión de una masa de hielo situada sobre ella, a consecuencia de un cambio
climático;
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en caso de que esto sucediera, la capa plástica sobre la que flota permite un lento levantamiento de esa zona.
Y si por el contrario, una zona de la superficie terrestre es recubierta por un casquete de hielo o por una
acumulación considerable de sedimentos, bajo este peso la corteza experimentará un hundimiento lento.
− MOVIMIENTOS EPIROGÉNICOS
Los movimientos epirogénicos son levantamientos o hundimientos de la corteza terrestre. Pueden ser
ascendentes o descendentes. En los límites entre placas se dan fenómenos volcánicos. Hay tres tipos de
límites entre placas:
a) Constructivos o de expansión
Las placas tienen un movimiento divergente; tienden a separarse, pero no se separan.
b) Destructivos o de subducción
Los movimientos de las placas son convergentes.
c) De fricción
Es cuando las placas se mueven una con respecto a la otra.
a) En los movimientos constructivos o de expansión las placas se hacen más grandes, ya que se han añadido
otros componentes y las placas siguen estando juntas. Los materiales que se unen son de tipo basáltico, que
forman parte del sima.
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Las dorsales oceánicas son grandes grietas que se encuentran en la corteza oceánica. Se llaman oceánicas
porque están situadas en los océanos, pero se originan en las áreas continentales.
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Las dorsales están atravesadas por fallas que reciben el nombre de fallas de transformación. Las dorsales no
aparecen en línea continua, sino que se presentan en forma quebrada.
Por las grietas de una dorsal sale el magma, y cuando solidifica, las placas se separan, produciéndose un
fenómeno llamado aducción, que tiene como consecuencia la expansión de los fondos oceánicos.
La ausencia de sedimentos es una prueba de la juventud de una roca.
La consecuencia del fenómeno de la aducción (o expansión de los fondos oceánicos) es que lo que era un sólo
bloque litosférico, se ha convertido en dos bloques fracturados, y en los que empiezan a producirse fenómenos
volcánicos.
Debido a esa rotura de la litosfera, surge una gran depresión, llamada rift, que es inundado por las aguas
superficiales de los ríos y lagos.
Ej: En el fondo del mar Rojo se está generando corteza oceánica, y con el paso de millones de años, lo que es
ahora mar se habrá transformado en océano.
La superficie total de la litosfera es siempre constante. Puesto que la Tierra es redonda, la misma cantidad de
corteza litosférica que se crea, disminuye en otras zonas litosféricas, de tal manera que permanece constante.
b) La destrucción de los fondos oceánicos sucede en unas regiones llamadas zonas de subducción, que son
zonas por donde la corteza oceánica se destruye. Esa subducción se inicia en un momento determinado y se
origina como consecuencia de un movimiento divergente de las placas.
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TIPOS DE FRACTURAS QUE PROVOCAN
LA DESTRUCCIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
A) En una zona alejada del continente.
B) Que la fractura tenga lugar al borde del continente.
− En el primer caso se rompe la corteza oceánica y se inicia la subducción. Una de las placas formada por
corteza oceánica se encuentra comprimida por movimientos divergentes. Llega un momento en que esta placa
se mete debajo de la otra, produciéndose las fracturas, y finalmente los bloques se funden.
Estas formaciones de tipo volcánico llegan a emerger para formar islas. Presentan una típica disposición en
forma de arco. De ahí que se le denominen arcos de islas. También se caracterizan por la presencia de una
fosa en el lado convexo.
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El empuje de las placas está constantemente produciéndose, pero no se está produciendo subducción de forma
continua, sino que el empuje provoca que los esfuerzos se vayan acumulando hasta que llegue un momento en
que se produzca la subducción.
Otro fenómeno son los movimientos sísmicos, que se dan en las zonas de subducción. Tienen lugar sobre un
plano inclinado imaginario, llamado
«plano de Benioff». Cuanto más al continente, los `hipocentros' son más profundos, y cuanto más al océano,
los `hipocentros' son más superficiales.
La zona donde se han ido acumulando los continentes se llama geosinclinal, que es una cuenca sedimentaria.
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ETAPAS DE LA OROGÉNESIS
La orogénesis es el origen de las cordilleras, es decir, el proceso por el cual se forman las cordilleras.
1ª.− Los sedimentos se depositan horizontalmente en capas de estratos. En cada capa hay distintos
sedimentos. El grosor de los estratos no es el mismo. El más grueso suele ser el más antiguo. La intensidad de
la erosión también puede ser distinta en cada capa.
2ª.− Los sedimentos que están en contacto con el magma sufren `metamorfismo térmico' (o de contacto). Se
produce en ellos un intenso plegamiento.
La orogénesis es un proceso asociado a la subducción cuando se produce al borde del continente. Wegener
dijo que lo que actualmente es Europa, Asia, África, América y Oceanía, estuvo en su origen `todo en un
conjunto', y a esa disposición de los continentes en su origen la denominó pangea.
La placa aumenta de tamaño porque se le han añadido sedimentos procedentes del magma.
El calentamiento de los minerales provoca un movimiento ascendente de estos. Esas zonas donde los
materiales se elevan se corresponden con las `dorsales'.
DEFORMACIONES
Hay tres tipos de deformaciones:
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a) Deformaciones elásticas
b) Deformaciones plásticas
c) Deformaciones rígidas
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La presión de concinamiento es mayor cuanto más profundo sea el lugar donde se da la deformación. Con la
presencia del agua, la deformación presenta un comportamiento menos rígido.
A los materiales que se comportan de manera rígida se llaman competentes. Y a los materiales que se
comportan de manera plástica se denominan incompetentes.
Las deformaciones más importantes son las producidas por causas tectónicas. Las hay de tres tipos: por
rotura, plástica y viscosas o fluidos.
− Por rotura − − Plástica − − Viscosa (o fluido) −
Fallas Pliegues Domos gneísicos
Diaclasas Esquistosidad Diapiros
Las fallas son deformaciones rígidas discontinuas de los materiales, que dan lugar a una rotura con
desplazamiento, en una superficie más o menos lisa, que es el plano de falla. Los terrenos que quedan a uno y
otro lado de la falla son los labios de la falla.
Puede ocurrir que un bloque quede hundido o levantado respecto al otro, o un levantamiento horizontal. Al
desplazamiento de los bloques producido entre ambos labios se le llama salto de falla.
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− Estrías: => El desplazamiento de los bloques no es deslizante, sino que los bloques están perfectamente
encajados.
A veces la fricción que se produce entre los bloques es tan fuerte que se forman recristalizaciones (o
precipitaciones), y aparecen en la superficie los llamados espejos de falla.
TIPOS DE FALLAS
− Falla normal o de gravedad: cuando un labio se ha hundido respecto del otro. Hay un aumento de volumen.
− Falla inversa: cuando un labio se ha levantado respecto del otro. Aquí se produce una reducción del
volumen.
− Cabalgamiento: falla inversa en la que la inclinación del plano de falla es muy pequeña.
− Falla de transformación: son un caso particular de las fallas de desgarre.
− Falla de desgarre: es cuando el desplazamiento vertical de los bloques litosféricos es nulo.
Las fallas se asocian unas con otras formando como una gran depresión; se trata de un rift (o fosa tectónica).
Las fallas escalonadas son las que dejan una grieta en la parte central. Una fosa tectónica (o graben) es una
asociación de fallas que dejan una grieta.
Cuando las fallas escalonadas forman una cima alta, se trata de pilas tectónicas o Horst. Cuando se produce
una fractura que no va acompañada de desplazamiento, existen las diaclasas, que son un tipo de
deformaciones por rotura.
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− Diaclasas de descompresión: son grietas donde existen altas presiones.
− Diaclasas de retracción: provocan la disminución del volumen de las rocas volcánicas debido al
enfriamiento.
− Diaclasas tensionales: fragmentación que tiene lugar en algunas rocas por un proceso de estiramiento.
Un plegamiento da lugar a una curvatura de los estratos. Es una `deformación plástica'.
Los materiales sedimentarios se caracterizan por estar dispuestos por capas de estratos de forma horizontal.
Las cuencas sedimentarias son fundamentalmente marinas.
Los estratos más profundos son los más antiguos (en el dibujo, el estrato `e' es el más moderno). El grosor de
cada estrato, que se llama potencia, es constante, es decir, un estrato tiene el mismo grosor en todos sus
puntos.
Una vez que se produce el plegamiento, los estratos pierden sus dos características: su disposición horizontal
y que su `potencia' sea constante.
Los pliegues presentan 4 características fundamentales:
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a) Las charnelas, que es el punto de máxima curvatura de cada estrato. En este punto es donde la potencia es
mayor.
b) Los flancos, que es lo que queda a izquierda y derecha de las charnelas, y es donde la potencia y la
curvatura es menor. Los flancos son los puntos de máxima pendiente.
En las charnelas la potencia aumenta, y en los flancos la potencia disminuye.
c) Hay un plano imaginario que corta al pliegue pasando por las charnelas. A ese plano lo denominamos
plano axial.
d) Por último está el eje del pliegue, que es la línea imaginaria que resulta del la intersección del pliegue con
el plano axial.
Existen dos tipos de pliegues: los anticlinales y los sinclinales. Los anticlinales son los pliegues que son
convexos hacia abajo, y los sinclinales los convexos hacia arriba.
− El ángulo de buzamiento o inclinación es el ángulo medido en grados que está formado por el flanco
(punto de máxima pendiente) y la horizontal.
− La dirección o cumbo: hacia donde señala geográficamente el eje del pliegue. También se mide el ángulo
que forma el eje con el Norte.
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CLASIFICACIÓN DE PLIEGUES
Cuando el plano axial de los pliegues se dispone verticalmente, se trata de pliegues simétricos o rectos.
Cuando el plano axial presenta una inclinación hacia uno de los lados se llaman pliegues de inclinación.
Es raro que un pliegue se dé aislado. Suelen darse combinaciones de pliegues que no son siempre iguales.
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Cuando los pliegues están apretados se llaman isoclinales.
Los pliegues se comportan de manera plástica mientras no se supere el límite de plasticidad. Si esto sucede,
pueden romperse, provocando una fractura. Un pliegue de este tipo se está sometiendo a unas fuerzas que si
continúan se producirá una fractura y un desplazamiento, formándose . Entonces se obtiene un pliegue−falla a
consecuencia de la rotura de uno de los flancos del pliegue.
Si muchos pliegues juntos forman una gran depresión central, y se denomina sinclinario. Muchos pliegues
juntos formando una gran elevación constituyen un anticlinario.
DEFORMACIONES VISCOSAS
Son fenómenos que se producen en profundidad. Se distinguen principalmente dos deformaciones viscosas:
a) Domos gneísicos: se producen cuando las rocas que están en profundidad sufren una fusión. Se produce
entonces una disminución de la densidad. Los materiales tienden a ascender y atraviesan las rocas
suproyacentes. Estos materiales se llaman pliegues en forma de champiñón. Como consecuencia de esa
disminución de la densidad, esa masa asciende.
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Eso ocurre cuando es una fusión parcial; se produce una gran gota que asciende, dando como resultado un
plutón granítico (constituido por granitos).
b) Diapiros salinos: En el caso de que se forme una gran cantidad de sal, se forma halita y siluina.
La palabra manto también hace mención a un conjunto de materiales que se desplazan sobre otros. Ese
desplazamiento abarca varios kilómetros. Los materiales que se han desplazado son materiales alóctonos (no
se encuentran en su lugar de origen), y se sitúan sobre los autóctonos (los que sí que se encuentran en su lugar
de origen). Esto sucede gracias a las grandes compresiones entre las placas.
− Manto de cabalgamiento: son varios pliegues−falla dispuestos unos sobre otros. Puede ocurrir que no
lleguen a romperse, pero que sean desplazados. Entonces se forma un manto de plegamiento.
− Zona de tensión − − Zona de compresión − − Zona de cizalla −
Fosas tectónicas Domos gneísicos Fallas de desgarre
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Fallas normales Pliegues Fallas de transformación
Diaclasas Mantos
Diapiros
Fallas inversas
Las fallas de desgarre no empuja una contra la otra, sino que roza una contra la otra. No tienden a diverger. El
desplazamiento vertical de los bloques litosféricos es nulo.
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