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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. Ãngulo entre la horizontal y los flancos.
- Vergencia: inclinación del pliegue. Ãngulo entre el plano axial y la horizontal.
- Inmersión: Ãngulo 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. ♦ 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.
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 SiO
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 4 - Aluminio Al 3 - OxÃ−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.
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.
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)
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
Grupos por Tª
Grupos por presión y Tª Pizarras Clorita
Epizona
200º a 450º
Metamorfismo de grado bajo
Esquistos Biotita
Micacitas superiores
Granate
Mesozona
450º a 600º
Metamorfismo de grado medio
Micacitas inferiores Estaurolita
Gneis superiores Cianita
Catazona
600º a fusión
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:
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.
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:
