Geodinámica interna Deformación de las rocas

Geodinámica interna
Deformación de las rocas
Como consecuencia de los movimientos y la energÃ−a 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 lÃ−mite de elasticidad la roca vuelve a su estado al no aplicarle un esfuerzo. Una vez pasado este
lÃ−mite la roca quedará en ese estado cuando no se le aplique un esfuerzo. Si se sobrepasa el lÃ−mite 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: LÃ−nea 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. à ngulo entre la horizontal y los
flancos.
• Vergencia: inclinación del pliegue. à ngulo entre el plano axial y la horizontal.
• Inmersión: à ngulo 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)
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◊ Anticlinal: Materiales más antiguos en el núcleo.
◊ Sinclinal: Materiales más modernos en el núcleo.
♦ SimetrÃ−a:
◊ 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.
♦ ArmonÃ−a 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 mÃ−nimo. 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.
◊ EstrÃ−as: 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.
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◊ 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 presentarÃ−an:
♦ 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 llamarÃ−a 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 enfrÃ−a 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 sÃ−lice (SiO4-4) en el que en una
molécula de sÃ−lice hay cuatro átomos de O y uno de Si. Esos átomos se disponen de
situándose el silicio en un punto y los átomos de oxÃ−geno 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 sÃ−lice 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
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y dobles que son las que tienen dos cadenas y comparten 2 o3 átomos de O
alternativamente. Simples, piroxenos: Augita. Dobles AnfÃ−boles: 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
sÃ−lice 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 sÃ−lice 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.
Elementos
Nombre SÃ−mbolo Valencia
Silicio
Si
4Aluminio Al
3OxÃ−geno O
2+
Sodio
Na
+
Calcio
Ca
2+
Potasio
K
+
Un ejemplo de estos minerales es el feldespato:
◊ Ortoclasas: Silicato alumÃ−nico 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 sÃ−lice. 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, anfÃ−boles 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.
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Bowen vio que cuando un magma solidificaba los minerales leucocratos seguÃ−an 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 sÃ−lice se formarán Ortoclasas, moscovitas y por último
cuarzo.
Olivino Piroxeno AnfÃ−bol Hornblenda
F. potásico Moscovita Cuarzo
Plagioclasa cálcica Plagioclasa intermedia Plagioclasa sódica
Esta serie no se cumple siempre, tan sólo si el magma fuera hipersilÃ−cico se harÃ−a 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 habÃ−a 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)
♦ GranÃ−tico: es el magma que se produce a partir de la fusión de las rocas corteza profunda.
(Zonas de subducción)
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Rocas Ã−gneas o magmáticas
• Grupos de rocas Ã−gneas:
♦ 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 porfÃ−dica: 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 vÃ−trea: la masa es toda materia amorfa. Esto se debe a un rápido enfriamiento de
las rocas. Se da en rocas volcánicas.
• Principales rocas à gneas:
% sÃ−lice
ácidas
75 %
Cuarzo
intermedias
70%
65%
básicas
55%
45%
ultrabásicas
35%
Silicatos Ca Al Na K O < P
Minerales
Ortocl > Plagiocl O = P Silicatos Fe Mg
Biotita Anfiboles Piroxenos Olivinos
Plutónicas Granitos
Sienitas
Monzanitas Dioritas
Pórfido
Pórfido
Pórfido
rocas
Filonianas
cuarcÃ−fero SienÃ−tico Monzónitico
Volcánicas Riolitas
Traquitas Latitas
Tipos de rocas
Rocas Leucócratas
Rocas Mesócratas
Metamorfismo
Gabros
Pórfido
Peridotitas
Lamprófido
DiorÃ−tico
Andesitas Basaltos
Rocas Melanócratas
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 quÃ−mica.
♦ El aumento de la presión y la temperatura simultáneas.
♦ Un aumento leve de la Tª y la presión prolongada.
♦ Las reacciones quÃ−micas.
• Rocas metamórficas
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Cuando estudiamos las rocas metamórficas vemos que sus minerales son como los de las rocas Ã−gneas. En
estos hay algunas caracterÃ−sticas como la aparición de rocas Ã−ndice. Estos definen las zonas de
metamorfismo:
♦ Zona de metamorfismo: tramo de la roca metamórfica en la que aparece un mineral llamado
mineral Ã−ndice. Ese mineral es caracterÃ−stico 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.
Zonas
M. Ã−ndice
Pizarras
Esquistos
Clorita
Biotita
Micacitas
superiores
Granate
Micacitas
inferiores
Estaurolita
Grupos por
Tª
Grupos por
presión y Tª
Mesozona
Epizona
200º a 450º
Metamorfismo de 450º a 600º
grado bajo
Catazona
Gneis superiores Cianita
600º a fusión
Metamorfismo de
grado medio
Metamorfismo de
grado superior
Gneis inferiores Sillimanita
• 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 quÃ−mica 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
AquÃ− se va a hablar indistintamente de textura y estructura. Existen dos tipos:
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♦ Estructura foliada: Tienen minerales alargados, aplastados y en forma de láminas que se
disponen paralelos. Se llaman asÃ− 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 lÃ−mite.
◊ 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 pelÃ−tica: 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 anfÃ−boles.
♦ No foliadas:
◊ Mármoles: metamorfismo de las calizas, metamorfismo regional o térmico.
◊ Cuarcitas: Metamorfismo de arenas cuarzosas.
◊ Corneanas cornubianitas: tienen un origen variado y son tÃ−picas del metamorfismo
de contacto.
• Ciclos en geologÃ−a.
Antes se creÃ−a 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 geologÃ−a 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 detrÃ−ticos: fragmentos más o menos grandes de las rocas obtenidos por
meteorización fÃ−sica.
◊ Elementos quÃ−micos o iones: obtenidos por meteorización quÃ−mica.
♦ Los sedimentos se depositan al llegar a una cuenca o una fosa creando rocas sedimentarias.
Hay cuatro tipos principales de rocas sedimentarias:
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◊ Rocas sedimentarias detrÃ−ticas: proceden de la diogénesis de los materiales
detrÃ−ticos. 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 quÃ−micas: provienen de elementos quÃ−micos transportados
por el agua:
⋅ Rocas carbonatadas: son las que tienen carbonato cálcico (CO3Ca) pueden
ser:
• Calizas: CO3Ca
• DolomÃ−as: (CO3)2 Ca Mg
⋅ SilÃ−ceas: provienen de la precipitación del sÃ−lice. Ej. SÃ−lex.
⋅ Salinas o evaporitas: proceden de la evaporación de agua con sedimentos.
◊ Rocas sedimentarias bioquÃ−micas o orgánica: proceden de la acumulación de
restos de seres vivos.
⋅ Carbonatadas:
• Calizas munmulÃ−ticas
• Calizas coralinas
• Creta
• Travertinos
⋅ SilÃ−ceas: restos de seres vivos con sÃ−lice.
⋅ Carbones: restos de plantas
⋅ Petróleo: plancton.
⋅
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