UNIVERSIDAD MICHOACANA DE SAN NICOLS DE HIDALGO FACULTAD DE INGENIERA CIVIL

APUNTES DE GEOLOGA BSICA

Profesora: Dra. Ada Lpez Hernndez

Apuntes traducidos y modificados del libro: Understanding Earth por: F. Press, R. Siever, J. Grotzinger y T. Jordan

Captulo 1. IntroduccinCONSTRUYENDO UN PLANETA Geologa es la ciencia que estudia la Tierra: como naci, cmo ha evolucionado, cmo funciona y cmo podemos ayudar a preservar sus habitats para la vida. Nosotros veremos que nuestro planeta trabaja como un sistema de muchos componentes interactuando bajo su superficie slida y rodeada por la atmsfera y ocanos. Tambin debemos entender como evoluciona el sistema de la Tierra a travs del tiempo. Los gelogos estiman que la Tierra tiene 4.5 mil millones de aos. Hace ms de 3 mil millones de aos, las clulas vivas se desarrollaron en la Tierra, pero el origen como humanos data de apenas unos pocos millones de aos. Las escalas que miden la vida de ser humano en dcadas y que marcan perodos de la historia del hombre, escrita en cientos o miles de aos, son inadecuadas para estudiar la Tierra. Los gelogos deben explicar rasgos que evolucionan a lo largo de decenas de miles, cientos de miles o muchos millones de aos. TEORA MODERNA Y PRCTICA EN LA GEOLOGA. Al igual que muchas ciencias, la geologa depende de experimentos de laboratorio y simulaciones por computadora para describir las propiedades fsicas y qumicas de los materiales de la Tierra y para modelar los procesos naturales que tienen lugar sobre la superficie terrestre y en su interior. Especficamente, los gelogos comparan las observaciones directas de los procesos tal como ocurren en el mundo moderno, con los que ellos infieren de los registros geolgicos. El registro geolgico es la informacin preservada en las rocas que se formaron en varias pocas a travs de la larga historia de la Tierra. En el siglo dieciocho, el fsico escocs y gelogo James Hutton postul un principio bsico de la geologa que puede ser resumido as: el presente es la clave para el pasado. El concepto de Hutton se hizo conocido como principio de uniformismo, y sostiene que los procesos geolgicos que nosotros vemos en accin actualmente, han trabajado esencialmente en la misma forma a lo largo del tiempo geolgico. El principio de uniformismo no significa que todos los fenmenos geolgicos sean lentos. Algunos de los procesos ms importantes han sucedido como eventos sbitos por ejemplo: un meteorito que impacta la Tierra, un volcn que explota, o un sismo. Se han requerido millones de aos para que los continentes se separen entre s, para que las montaas se eleven y erosionen, y para que los sistemas fluviales depositen gruesas capas de sedimentos. Los procesos geolgicos tienen lugar sobre un rango tremendo de escalas tanto en espacio como en tiempo.

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EL ORIGEN DE NUESTRO SISTEMA DE PLANETAS Actualmente, la explicacin cientfica generalmente aceptada es la teora del Big Bang o gran explosin que sostiene que el universo comenz aproximadamente hace 13 a 14 mil millones de aos con una gran explosin. Antes de ese momento, toda la materia y la energa estaban compactadas dentro de un simple punto increblemente denso. Aunque sabemos poco de lo que sucedi en la primera fraccin de segundo despus de que la explosin comenz, los astrnomos han adquirido una comprensin general de los miles de millones de aos que siguieron. Durante ese tiempo, en un proceso que todava contina, el universo se ha expandido y adelgazado para formar las galaxias y estrellas. Los gelogos se enfocan en los pasados 4.5 mil millones de aos de este largo intervalo, un tiempo durante el cual nuestro sistema solar es decir la estrella que llamamos Sol y los planetas que lo orbitan- se form y evolucion. Especficamente, los gelogos estudian la formacin del sistema solar para entender la formacin de la Tierra. LA HIPTESIS NEBULAR En 1755, el filsofo alemn Immanuel Kant sugiri que el origen del sistema solar podra haberse generado a partir de una nube de gas y polvo fino en rotacin. Esta nube rotante difusa se contrajo bajo la fuerza de la gravedad la cual es la atraccin entre fragmentos de materia a causa de su masa. A su vez, la contraccin aceler la rotacin de las partculas, y una mayor velocidad de rotacin aplan la nube dndole forma de disco (Fig. 1). Formacin del Sol Bajo el impulso de la gravedad, la materia empez a colapsarse hacia el centro, acumulndose hasta formar una proto-estrella, precursora de nuestro actual Sol. Comprimida por su propio peso, el material en el proto-Sol se hizo ms denso y caliente. La temperatura interna del proto-Sol se elev a millones de grados, punto en el cual comenz la fusin nuclear. Formacin de los planetas Aunque la mayora de la materia en la nebulosa original se concentr en el proto-Sol, un disco de gas y polvo, llamado la nebulosa solar, permaneci envolvindolo. La nebulosa solar se hizo caliente a medida que se aplanaba en forma de disco. Se hizo ms caliente en la regin interna, donde se acumul la mayora de la materia, a diferencia de las regiones externas donde fue menos densa. Una vez formado, el disco comenz a enfriarse y muchos de los gases se condensaron. La atraccin gravitacional provoc que el polvo y el material en condensacin colisionaran de forma pegajosa, dando lugar a pequeos fragmentos del tamao de kilmetros llamados planetesimales. A su vez, lo s planetesimales colisionaron y se fusionaron entre s formando cuerpos mayores, del tamao de nuestra Luna (proceso de acrecin). En una etapa final de impactos cataclsmicas unos cuantos de esos cuerpos mayores con su mayor atraccin gravitacional barrieron a todos los otros para formar nueve planetas en sus rbitas actuales.

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Fig.1 Evolucin del sistema solar

A medida que los planetas se formaron, aquellos en rbitas cercanas al Sol y aquellos en rbitas lejos del sol se desarrollaron en formas marcadamente diferentes. La composicin de los planetas interiores es bastante distinta a la de los planetas exteriores. Los planetas interiores. Los cuatro planetas interiores en orden de cercana al Sol son: Mercurio, Venus, Tierra y Marte. Ellos son menores y estn hechos de rocas y metales. Los clculos tericos indican que pueden haber crecido hasta su tamao planetario en un tiempo notablemente corto de menos de 100 millones de aos. Los gigantescos planetas externos. La mayora de los materiales voltiles fueron barridos de la regin de los planetas interiores hacia los confines externos y ms fros del sistema solar para formar los gigantescos planetas externos, hechos de gases y hielos-Jpiter, Saturno, Urano y Neptuno- y sus satlites. Aunque tienen ncleos de roca, estn compuestos fundamentalmente de hidrgeno y helio (Fig 2).

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Fig. 2 El sistema solar.

LA TIERRA PRIMITIVA: FORMACIN DE UN PLANETA EN CAPAS El cuerpo formado por la accrecin de fragmentos de materia primordial se transform en un cuerpo cuyo interior se dividi en capas concntricas que difieren entre s tanto fsica como qumicamente, este fenmeno se debi a un proceso conocido como diferenciacin y ocurri en la historia de la Tierra cuando el planeta estuvo lo suficientemente caliente como para provocar la fusin. LA TIERRA SE CALIENTA Y SE FUNDE Para entender la presente estructura en capas de la Tierra, debemos regresar al tiempo cuando la Tierra estaba todava sujeta a violentos impactos de partculas planetesimales y cuerpos mayores. Cuando estos cuerpos se impactaron con la Tierra, mucha de esta energa cintica se transform en calor, que es una forma de energa. Muchos cientficos piensan que tales cataclismos ocurrieron durante las etapas media y tarda de la acrecin de la Tierra. En ese tiempo, un gigantesco impacto creo la dispersin de partculas tanto, de la Tierra como del cuerpo impactante y los expuls hacia el espacio (Fig. 3). La Luna se form por la acrecin de tales detritos. La Tierra se habra convertido en gran parte en un cuerpo fundido. Este impacto aument la velocidad de rotacin de la Tierra as como cambi su eje de rotacin desplazndolo de la vertical con respecto al plano orbital de la Tierra hasta su presente valor de 23 de inclinacin. Todo esto ocurri aproximadamente hace 4.5 mil millones de aos.

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Fig. 3 Simulacin del origen de la Luna por el impacto de un cuerpo del tamao de Marte.

Comienza la diferenciacin. La Tierra se enfri y en su mayor parte se solidific transformndose en un planeta diferenciado o zoneado con tres capas principales (Fig. 4): un ncleo central, un manto y una corteza externa. Ncleo Terrestre El hierro y otros elementos pesados tales como el nquel se hundieron para formar un ncleo central. Los cientficos han encontrado que el ncleo, que comienza a una profundidad aproximada de 2900 km, est fundido en su parte externa, pero es slido en la regin llamada ncleo interno, que se extiende desde una profundidad aproximada de 5200 km hasta el centro de la Tierra a aproximadamente 6400 km.

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Fig. 4 Diferenciacin de la Tierra

Corteza de la Tierra Otros materiales fundidos fueron menos densos que las sustancias originales de las cuales ellos se separaron, as que flotaron hacia la superficie de un ocano de magma. Posteriormente se enfriaron para formar la corteza slida de la tierra, una delgada capa de aproximadamente 40 km de espesor. La corteza contiene materiales relativamente ligeros con temperaturas de fusin bajas. La mayora de esos materiales son componentes fciles de fusionar de los elementos slice, aluminio, hierro, calcio, magnesio, sodio y potasio, combinados con oxgeno. El manto terrestre Entre el ncleo y la corteza se encuentra el manto, una regin que forma el grueso de la parte slida de la Tierra. El manto es el material que qued en la zona intermedia despus de que la mayora de la materia pesada se hundi y la materia ligera se elev hacia la superficie. El manto se encuentra a profundidades que varan de 40 a 29000 km. Consiste de rocas de densidad intermedia, fundamentalmente compuestos de oxgeno con magnesio, hierro y slice. La parte superior (de 40 a 200 km de profundidad) tiene un comportamiento plstico y se le conoce como Astenosfera. La Tierra est formada por ms de 100 elementos, pero los anlisis de rocas indican que slo 8 constituyen el 99% de la nasa de la Tierra (Fig. 5 ). De hecho, cerca del 90% de la Tierra consiste de 4 elementos: fierro, oxgeno, silicio y magnesio. Si se compara la relativa abundancia de elementos en la corteza, con su abundancia en todo el planeta, resulta que el 6

fierro alcanza el 35% de la masa de la Tierra (Fig.5). Sin embargo, debido al proceso de diferenciacin, en la corteza el fierro es menos abundante y predominan los elementos ligeros o menos densos.

Fig. 5 Abundancia relativa de elementos que constituyen la Tierra.

Formacin de continentes, ocanos y atmosfera. El proceso de fusin terrestre dio lugar a la formacin de la corteza terrestre y eventualmente a los continentes. Condujo a los materiales ms ligeros hacia las capas externas de la Tierra y permiti que los gases ms ligeros an escaparan desde el interior. Esos gases formaron la mayor parte de la atmosfera y los ocanos. Incluso en la actualidad los remanentes atrapados de la nebulosa solar original continan siendo emitidos como gases primitivos en las erupciones volcnicas. Continentes Los rasgos ms visibles de la corteza terrestre son los continentes. El crecimiento continental comenz pronto despus de la diferenciacin y ha continuado a lo largo del tiempo geolgico. El magma flot desde el interior de la Tierra fundido hacia la superficie, donde se enfro y solidific para formar una corteza de roca. Esta corteza primitiva se fundi y solidific repetidamente, causando que los materiales ms ligeros se separaran de los ms pesados y flotaran hasta la superficie para formar el ncleo primitivo de los continentes. El agua de lluvia y otros componentes de la atmosfera erosionaron las rocas, generando descomposicin y desintegracin. El agua, viento y hielo entonces separaron los fragmentos o detritos de rocas y los transportaron hacia los lugares bajos. Ah se acumularon en gruesos paquetes, formaron playas, deltas y el suelo de los mares adyacentes. La repeticin de este proceso a lo largo de muchos ciclos dio lugar a la formacin de los continentes.

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Ocanos y Atmosfera Existen dos teoras para explicar el origen de ambos; algunos gelogos piensan que el aire y el agua provienen de materia rica en voltiles de cuerpos estelares ajenos al sistema solar que impactaron al planeta despus de que ste se form. Otros investigadores proponen que los ocanos y la atmosfera se formaron a partir del hielo, agua y otros voltiles contenidos en los agregados planetecimales que formaron la Tierra. Inicialmente el agua, el nitrgeno y el carbn formaban parte de algunos minerales, sin embargo, cuando la Tierra se calent y los materiales se fundieron parcialmente, el vapor de agua y los gases fueron acarreados por los magmas y se liberaron por medio de la actividad volcnica. Los gases liberados por los volcanes hace aproximadamente 4 mil millones de aos probablemente consistan de las mismas substancias que son expelidas de los volcanes actuales (aunque no necesariamente en las mismas abundancias relativas): hidrgeno primario, dixido de carbono, nitrgeno, vapor de agua y unos cuantos gases ms (Fig. 6). Casi todo el hidrgeno escap hacia el espacio exterior, mientras que los gases ms pesados envolvieron el planeta. Esta atmosfera primitiva careca de oxgeno (que forma hasta el 21% de la atmosfera hoy da). El oxgeno no form parte de la atmsfera hasta que evolucionaron los organismos fotosintticos, como se describir posteriormente.

Fig. 6 La actividad volcnica contribuy a formar la atmosfera primitiva.

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El sistema de tectnica de placas Alguno de los eventos ms dramticos de la Tierra como las erupciones volcnicas y los sismos son producidos por el calor interno de la Tierra, el cual escapa a travs de la circulacin de material en el manto slido de la Tierra, a este proceso se le conoce como conveccin (Fig. 7).

(a)

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Fig. 7 (a) El Agua hirviendo es un caso comn de conveccin. (b) diagrama simplificado de las corrientes de conveccin en el interior de la Tierra.

Hemos visto que la Tierra est zonificada por la qumica de los materiales que la constituyen: su corteza, manto y ncleo son capas qumicamente distintas que se segregaron durante la diferenciacin. En algunos aspectos, la parte externa de la Tierra se comporta como una bola de cera fundida. El enfriamiento de la superficie forma la corteza externa slida o litosfera, la cual encapsula una capa caliente y suave llamada astenosfera (la parte superior del manto). La litosfera incluye la corteza y astenosfera hasta una profundidad media de aproximadamente 100 km. Cuando la litosfera se somete a una fuerza, tiende a comportarse como una concha rgida y quebradiza, mientras que la astenosfera subyacente fluye como un material slido moldeable y dctil. De acuerdo a la teora de tectnica de placas, la litosfera no es una capa continua, sino que est rota en aproximadamente una docena de grandes placas que se mueven sobre la superficie de la Tierra a la velocidad de unos cuantos centmetros por ao. Cada placa acta como una unidad rgida distinta que cabalga sobre la astenosfera, la cual tambin est en

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movimiento. La litosfera que forma una placa puede ser apenas de unos pocos kilmetros de espesor en las reas volcnicamente activas y hasta tal vez 200 km de espesor o ms bajo las partes ms viejas y fras de los continentes. El descubrimiento de la tectnica de placas en los 1960s condujo a los cientficos a la primera teora unificada para explicar la distribucin mundial de sismos y volcanes, la deriva continental, la construccin de montaas y muchos otros fenmenos geolgicos. Las fuerzas que empujan y jalan a las placas tectnicas alrededor de la superficie provienen del motor del calor interno en el manto slido terrestre, el cual causa conveccin. En trminos generales, la conveccin es un mecanismo de transferencia de masa y energa en el cual el material ms caliente se eleva y el ms fri se hunde. Nosotros tendemos a pensar a la conveccin como un proceso que involucra a fluidos y gases-corrientes de agua que circulan en una olla con agua hirviente, el humo que se eleva desde una chimenea, o el aire calentado que flota hacia el techo a medida que el aire fro baja hacia el suelo, pero tambin puede ocurrir en slidos que estn a temperatura suficientemente alta para ablandarlos y hacerlos dctiles. El flujo en slidos dctiles es usualmente ms lento que en el flujo de fluidos, debido a que an los slidos suaves (por ejemplo la cera o caramelo) son ms resistentes a la deformacin que los fluidos ordinarios. La conveccin puede ocurrir en un material que fluye, sea un lquido o un slido dctil, cuando es calentado desde la parte inferior y es enfriado en la parte superior. El material calentado se eleva bajo la fuerza de flotacin debido a que se hace menos denso que la materia por encima de l. Cuando alcanza la superficie, entrega el calor y se enfra a medida que se mueve lateralmente, hacindose ms denso. Cuando se hace ms pesado que el material subyacente se hunde debido a la gravedad, como se describe en la figura. La circulacin contina en tanto haya suficiente calor remanente por ser transferido desde el interior caliente hacia la superficie ms fra. El movimiento de las placas es la manifestacin superficial de la conveccin en el manto y nosotros nos referimos a este sistema completo como el sistema de tectnica de placas. Movido por el calor interno de la Tierra, el material caliente del manto se eleva donde las placas se separan y se adelgaza la litosfera. La litosfera se enfra y se hace ms rgida a medida que se mueve alejndose de las fronteras divergentes. Eventualmente, se hunde en la astenosfera, arrastra material de regreso hacia el manto en las fronteras donde las placas convergen.

LA TIERRA A TRAVS DEL TIEMPO GEOLGICO La figura 8 presenta el tiempo geolgico como una banda donde aparecen algunos eventos mayores y transiciones. Anteriormente ya se describieron las teoras sobre la acrecin planetaria y la diferenciacin durante los primeros 500 millones de aos de la historia de la Tierra. Esa etapa puede apropiadamente llamarse etapas oscuras de la geologa porque muy poco del registro de rocas ha podido sobrevivir a ese perodo de intenso bombardeo. Las rocas ms viejas que se encuentran en la superficie de la Tierra tienen aproximadamente 4 mil millones de aos. 10

Incluso rocas tan antiguas como de 3.8 mil millones de aos muestran evidencia de erosin por agua, lo que indica la existencia de una hidrosfera. Hace uno 2.5 mil millones de aos, ya se haba formado suficiente corteza de baja densidad como para formar grandes masas continentales.

Fig. 8 Tiempo geolgico. Principales eventos desde la formacin del sistema solar hasta el presente.

LA EVOLUCIN DE LA VIDA La vida comienza Hace ms de 4 mil millones de aos la atmosfera e hidrosfera iniciales ya se haban formado. La atmosfera estaba compuesta por gases pesados: vapor de agua, bixido de carbono y bixido de azufre. Esta atmosfera primitiva permita el paso de todos los componentes de la luz del solar, incluyendo los rayos ultravioleta (UV), los cuales daan la vida. Al mismo tiempo haba suficiente cantidad de CO2 y vapor de agua en la atmosfera

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para mantener ligeramente caliente la Tierra, atrapando el calor reflejado de la superficie de la Tierra. Este fenmeno se conoce como efecto invernadero. La vida comenz de algn modo en el invernadero terrestre, a pesar de la intensa radiacin ultravioleta (UV) y la agresiva (spera) atmosfera pobre en oxgeno. La evidencia directa, aunque actualmente cuestionada reside en la preservacin de los primeros fsiles de bacterias primitivas que han sido encontrados en rocas fechadas en 3.5 mil millones de aos (Fig 9).

Fig. 9 Fsiles que representan la etapa de la explosin biolgica del Cmbrico.

El oxgeno se convierte en un gas importante en la atmosfera Un cambio importante ocurri cuando evolucion la vida que poda fabricar su propio alimento mediante la fotosntesis. La evolucin de la fotosntesis en la historia temprana de la Tierra tuvo inmensas consecuencias. Un subproducto de la fotosntesis es el gas oxgeno (O2). A medida que la materia orgnica de la vida fotosinttica fue sepultada, el carbn fue removido de la atmosfera y el oxgeno se acumul. A partir de evidencia fsil parece probable que este proceso estuvo en operacin hace unos 2.5 mil millones de aos.

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A medida que las molculas de oxgeno atmosfrico se difundieron hacia arriba en la estratosfera (parte superior de la atmosfera) se transformaron por la radiacin solar en ozono (O3), creando una capa estratosfrica de ozono. La capa de ozono absorbe ciertas porciones de la radiacin solar UV antes de que alcance la superficie de la Tierra, donde puede daar y causar mutaciones en clulas de animales y plantas. Sin este escudo protector es improbable que la vida hubiera florecido sobre la tierra. El Big Bang de la biologa Entre mil millones y 2 mil millones de aos la vida se hizo multicelular, cuando se originaron las algas marinas. Entonces, por razones no conocidas, los primeros animales aparecieron en escena, aproximadamente hace 600 millones de aos. En un breve perodo que comenz hace 543 millones de aos y que probablemente dur menos de 10 millones de aos, se establecieron ocho ramas totalmente nuevas (Philum) del reino animal, incluyendo ancestros esencialmente de todos los animales que habitan la Tierra en la actualidad. Las formas ms familiares para nosotros incluyen los gusanos terrestres y sus parientes marinos, las estrellas de mar, moluscos, insectos y crustceos, adems de los cordados que eventualmente evolucionaron hasta los animales superiores (incluido el hombre). Otros tipos de animal, ahora extintos, tales como los de aspecto de trilobites tambin aparecieron. Durante esta explosin evolutiva, a la que algunos se refieren como el Big Bang de la biologa, los animales con partes del cuerpo duras, ricas en calcio, dejaron las primeros fsiles con forma de concha en el registro geolgico. Extinciones masivas debidas a eventos extremos. Aunque la evolucin biolgica es vista a menudo como un proceso muy lento, las grandes tendencias evolutivas con frecuencia son marcadas por breves perodos de cambios rpidos. Fueron espectaculares las extinciones masivas durante las cuales muchos tipos de animales y plantas desaparecieron repentinamente de los registros geolgicos. El ltimo de estos eventos fue causado por el impacto de un blido hace 65 millones de aos. Este evento extremo dio fin a la Edad de los Dinosaurios. Las comunidades bentnicas arrecifales tambin se extinguieron y se reorganizaron. Las causas de otras extinciones masivas todava estn siendo discutidas. Los cientficos han propuesto otros tipos de eventos extremos, tales como los cambios climticos rpidos que han trado consigo las glaciaciones o la erupcin masiva de material volcnico.

Apuntes traducidos del libro: Understanding Earth por: F. Press, R. Siever, J. Grotzinger y T. Jordan

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Captulo 2. Tectnica de PlacasLa litosfera- Capa externa de roca rgida y fuerte de la Tierra- est rota en aproximadamente una docena de placas, las cuales se deslizan, convergen o se separan entre s a medida que se mueven sobre la astenosfera ms dbil y dctil. Las placas se rompen en donde se separa una de otra, y son recicladas en donde convergen, en un proceso continuo de creacin y destruccin. Los continentes, incluidos en la listosfera, flotan a la deriva junto con las placas en movimiento. La teora de tectnica de placas describe el movimiento de las placas y de las fuerzas que actan entre ellas. Tambin explica la distribucin de muchos rasgos geolgicos de gran escala, los cuales son el resultado de los movimientos en los lmites de placas: las cadenas de montaas, las series de rocas (assemblages), las estructuras del suelo marino, los volcanes y los sismos. La tectnica de placas proporciona un marco conceptual para una gran parte de la geologa.

EL DESCUBRIMIENTO DE LA TECTNICA DE PLACAS En los 60s ocurri una gran revolucin en el pensamiento sacudi a la geologa, aunque en realidad la sntesis cientfica que condujo a la tectnica de placas comenz mucho antes, durante el siglo diecinueve con el reconocimiento de evidencias de la deriva continental. El concepto de deriva continental que se refiere a la existencia de movimientos a gran escala de los continentes haba estado rondando por un largo tiempo. En 1915, Alfred Wegener, un meteorlogo alemn que estaba recuperndose de heridas de guerra recibidas durante la Primera guerra Mundial, escribi un libro sobre la ruptura y el movimiento de los continentes. En l plante la notoria similitud en las rocas, las estructuras geolgicas y los fsiles entre los continentes en lados opuestos del Atlntico. En los aos subsecuentes, Wegener postul la existencia de un supercontinente llamado Pangea (que en griego significa Toda la Tierra), el cual se rompi para dar lugar a los continentes tal como los conocemos hoy (Figura 2.1).

Figura 2. 1 Rompecabezas en donde se observa el ajuste entre las mrgenes continentales de los continentes.

La evidencia que se proporcion sobre el fenmeno, consistente en datos de fsiles y climatolgico ques 1

constituyeron una slida evidencia. Tanto en frica como en Sudamrica se encuentran fsiles idnticos de reptiles de 300 millones de aos de antigedad, hecho que sugiere que los dos continentes estaban unidos en ese tiempo. Los animales y las plantas en los distintos continentes muestran similitudes en su evolucin hasta el tiempo en que ocurri la ruptura postulada por Wegener. A partir de ella, las especies siguieron trayectorias evolutivas divergentes, presumiblemente debido al aislamiento mutuo y los cambios ambientales en cada una de las masas continentales ya separadas (Figura 2.2).

Figura 2. 2 El mismo fsil se encuentra solamente en frica y Sudamrica. Como no tena la habilidad de cruzar el ocano, entonces estos continentes debieron estar unidos.

DISPERSIN DEL SUELO MARINO La evidencia geolgica no convenci a los escpticos, quienes sostuvieron que la deriva continental era fsicamente imposible. Nadie haba dado con una hiptesis plausible sobre la fuerza motriz que podra haber roto a Pangea, separando los continentes. Wegener, por ejemplo, pensaba que los continentes flotaban como botes a travs de la corteza ocenica slida, impulsadas por las fuerzas de mareas del Sol y la Luna. El punto crucial ocurri cuando los cientficos se dieron cuenta de la existencia de conveccin en el manto de la Tierra, fenmeno que poda empujar o jalar los continentes, creando nueva corteza como parte del proceso llamado dispersin del suelo ocenico. La evidencia convincente empez a emerger como resultado de la extensa exploracin del suelo ocenico realizada despus de la segunda Guerra Mundial. El mapeo de la la cordillera Meso-Atlntica en el suelo marino y el descubrimiento de la profunda depresin similar a un valle (rift) que recorre su eje central dio lugar a mucha especulacin (Figura 2.3).

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Figura 2. 3 En el piso del Atlntico Norte se observa el valle de ruptura como una grieta en el eje de la cordillera Meso-Atlntica que se asocia con la sismicidad.

Los gelogos encontraron que casi todos los sismos en el Ocano Atlntico ocurran cerca de los valles del rift. Debido a que la mayora de los sismos son generados por fallamiento tectnico, los resultados indicaban que el rift era un rasgo tectnicamente activo. Otras cordilleras meso-ocenicas con formas similares y actividad ssmica fueron encontradas en los ocanos Pacfico e Indico. A principio de los 60s. Harry Hess de la Universidad de Princeton y Robert Dietz del Instituto Oceanogrfico Scripps propusieron que la corteza se separa a lo largo de los rifts en las cordilleras meso ocenicas y que se genera nuevo suelo marino por la emisin de nueva corteza caliente en tales grietas. El nuevo piso marino- en realidad la parte alta de litosfera recientemente creada- se dispersa lateralmente desde el rift y es reemplazada a su vez por corteza ms nueva en un proceso continuo de creacin de placas. Otros gelogos descubrieron que en verdad el suelo marino estaba siendo reciclado en las regiones de actividad volcnica y ssmica intensas en las mrgenes de la cuenca del ocano Pacfico, regin a la que se conoce como Anillo de Fuego (Figura 2.4). 3

Figura 2. 4 Anillo de Fuego del Pacfico. Se muestran los volcanes activos (crculos rojos grandes) y los epicentros (puntos negros pequeos).

EL MOSAICO DE PLACAS De acuerdo con la teora de tectnica de placas, la corteza rgida no es una capa continua, sino que est rota en un mosaico de aproximadamente doce placas grandes y rgidas que estn en movimiento sobre la superficie de la Tierra. Cada placa se mueve como una unidad rgida distinta, flotando sobre la astenosfera la cual tambin est en movimiento (Fig. 2.5). Adems de las placas mayores, hay algunas de menor tamao. (Fig. 2.6).

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Figura 2. 5 La litosfera terrestre se compone de placas en movimiento.

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Figura 2. 6 Mosaico de placas tectnicas en que se divide la superficie terrestre.

Como un ejemplo tenemos la delgada placa Juan de Fuca. Muchos rasgos geolgicos se desarrollan por medio de las interacciones que ocurren en las fronteras de las placas. LOS TRES TIPOS BSICOS DE FRONTERA DE PLACA SON LOS SIGUIENTES: Limites divergentes. En ellas las placas se mueven separndose y se crea nueva corteza (el rea de la placa se incrementa). Lmites convergentes. En tal caso las placas se juntan y una de ellas es reciclada en el manto (el rea de la placa decrece). Lmites formados por fallas transformantes. En estos las placas se deslizan horizontalmente entre s (el rea de la placa permanece constante) (Fig. 2.7).

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Figura 2. 7 Ubicacin de las placas y flechas que indican su movimiento. El nmero indica la velocidad relativa del movimiento en mm por ao.

El tipo de fenmeno que ocurre en las fronteras de placa depende del tipo de litosfera involucrada, puesto que la litosfera de tipo continental y la ocenica se comportan de manera bastante diferente. La corteza continental esta hecha de rocas que son ms ligeras y

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dbiles que la corteza ocenica o el manto situado por debajo de la corteza.. Debe tenerse presente que puede haber dos consecuencias: (1) debido a que la corteza continental es ms ligera, entonces no es tan fcil que esta sea reciclada como ocurre con la corteza ocenica y (2) debido a que la corteza continental es ms dbil, las placas continentales que involucran corteza continental tienden a ser ms fragmentadas y sus fronteras son ms complicadas (irregulares) que las de las placas ocenicas).

PLACAS DIVERGENTES Las fronteras divergentes situadas dentro de las cuencas ocenicas son angostos rifts que se asemejan ms al concepto idealizado de una placa tectnica. La divergencia dentro de los continentes usualmente es ms complicada y afecta a un rea mayor. SEPARACIN DE LAS PLACAS OCENICAS. En el suelo marino la frontera entre las placas en separacin est marcada por una cordillera meso-ocenica en la que se produce volcanismo activo, sismos y el desplazamiento de la placa a causa de las fuerzas tensionales (stretching) que separan a las dos placas. La Fig 2.8 (a). muestra la situacin en el caso de la Cordillera Meso-Atlntica. Ah el suelo marino se dispersa a medida que las placas de Norteamrica y la de Eurasia se separan y se forma nuevo suelo marino en el Atlntico debido a la elevacin del manto. Islandia (Fig. 2.9) constituye un ejemplo de lo que ocurre en la cordillera Meso-Atlntica y que de otro modo estara sumergida,. Esto le da a los gelogos una oportunidad para ver directamente el proceso de separacin y dispersin del suelo marino. Los centros de dispersin han creado los millones de kilmetros cuadrados de corteza ocenica que constituyen el piso de los ocanos.

Figura 2. 8 (a) apertura del suelo marino en la cordillera Meso-Atlntica. (b) Etapa inicial de apertura tal como ocurre en el este de frica en la actualidad.

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SEPARACIN DE PLACAS EN EL CONTINENTE. Las primeras etapas de separacin ocurren dentro de los continentes tal como se observa en el Gran Rift Valley del Este de frica (Fig. 2.8 (b)). Esas fronteras divergentes se caracterizan por la formacin de valles de apertura (rift valleys) en los que la actividad volcnica y los sismos estn distribuido en una regin ms amplia que en los centros de dispersin ocenica. El mar Rojo y el Golfo de California son rifts que se encuentran en una etapa ms avanzada del proceso de separacin (Fig. 2.10). En tales casos, los continentes se han separado lo suficiente para que se forme nuevo suelo marino a lo largo del eje de dispersin, y el valle ha sido inundado por el ocano. En algunas ocasiones el proceso de apertura continental se hace ms lento o incluso se detiene antes de que el continente se separe y de que se abra una nueva cuenca ocenica. El valle del Rin en el lmite entre Alemania y Francia es un rift continental don actividad dbil que puede ser de este tipo constituido por centros de dispersin fallidos.

Figura 2. 9 La cordillera Meso-Atlntica tal como se observa en Islandia. La grieta se llena con material volcnico nuevo lo que indica que las placas se separan.

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Figura 2. 10 A la izquierda se observa al Mar Rojo cuyas aguas penetran en las zonas de apertura que separan a la pennsula Arbiga de frica. A la izquierda se observa la apaertura del continente que da lugar al golfo de California.

PLACAS CONVERGENTES Debido a que las placas cubren la superficie del globo, si stas se separan en un lugar entonces deben converger en otro para conservar el tamao de la superficie terrestre. Cuando las placas colisionan de frente, se forman limites convergentes. La abundancia de eventos geolgicos resultantes de la colisin de placas hacen que las placas convergentes sean el tipo ms complejo que se ha observado en las placas tectnicas.

CONVERGENCIA OCANO-OCANO Si las dos placas involucradas en la colisin son de tipo ocenico, una desciende bajo la otra en un proceso llamado subduccin. La litosfera ocenica de la placa en subduccin se sume hacia la astenosfera y eventualmente es reciclada por el sistema de conveccin en el manto (Figura 2.11 (a)). Esta introduccin hacia abajo produce una trinchera larga y angosta en la que el mar es ms profundo. En la trinchera de las Marianas en el Pacfico occidental se alcanza la mayor profundidad de todo el ocano con una profundidad aproximada de 10 km mayor que la altura del monte Everest. A medida que la placa litosferica fra desciende, la presin se incrementa; el agua atrapada en la rocas de la corteza ocenica en subduccin es exprimida y se eleva dentro de la astenosfera por encima de la placa. Este fluido hace que el manto se funda, dando lugar a una cadena de volcanes

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denominada arco insular sobre el suelo marino por detrs de la trinchera. La subduccin de la placa del Pacfico ha formado la regin de volcanismo activo de las islas Aleutianas al oeste de Alaska, al igual que los abundantes arcos de islas del Pacfico occidental. Los sismos que ocurren profundidades de hasta 600 km por debajo de las islas de arcos delinean la placa fra de litosfera en su descenso hacia el manto.

Figura 2. 11 Tres tipos de frontera convergente (a) Subduccin de una placa ocenica bajo otra placa ocenica. (b) De una placa ocenica bajo una continental. (c) Colisin de una placa continental con otra del mismo tipo lo que produce engrosamiento de la corteza.

CONVERGENCIA OCANO-CONTINENTE Si una de las placas tienen un lmite de tipo continental, entonces la placa ocenica se introduce bajo la continental, debido a que la corteza continental es ms ligera y consecuentemente mucho menos fcil de subducir que la corteza ocenica (Fig. 2.11 (b)). La margen continental se arruga y es elevada, dando lugar a una cadena montaosa que de forma gruesa es paralela a la profunda trinchera marina. Las enormes fuerzas de colisin y

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subduccin producen grandes sismos a lo largo de la zona de subduccin. A lo largo del tiempo, los materiales son arrancados de la placa en descenso y se incorporan a las montaas adyacentes. El agua acarreada hacia abajo por la placa en subduccin produce una cua de fusin en el manto y la formacin de volcanes en los cinturones volcnicos detrs de la trinchera. La costa occidental de Amrica del Sur donde la placa de Sud Amrica colisiona con la placa ocenica de Nazca y constituye una zona de subduccin de este tipo. Una gran cadena de altas montaas, los Andes se elevan sobre el lado continental de las fronteras en colisin y una profunda trinchera se encuentra justo fuera de la costa. CONVERGENCIA CONTINENTE-CONTINENTE Cuando las placas en convergencia involucran dos continentes no puede ocurrir la subduccin de tipo marino. Las consecuencias geolgicas de tales colisiones es considerable. La colisin de las placas de India y Eurasia ambas con continentes sobre su borde en colisin, proporcionan el mejor ejemplo (Fig. 2.11 (c)). La placa eurasitica cabalga sobre la placa India, pero ambas permanecen a flote creando una corteza con el doble de espesor y formando las cordilleras montaosas ms grandes del mundo, los Himalaya, as como la gran meseta de Tibet. Severos sismos ocurren en la arrugada corteza de esta y de otras zonas de colisin continente-continente.

LIMITES DE FALLAS TRANSFORMANTES En las fronteras en las que las placas se deslizan entre s, la litosfera ni se crea ni se destruye. Tales fronteras son fallas transformantes: fracturas a lo largo de las cuales ocurre el desplazamiento relativo como un deslizamiento horizontal entre los bloques adyacentes. La falla San Andrs en California, donde la placa del Pacfico se desliza sobre la de Norte Amrica, es el mximo ejemplo de falla transforme sobre tierra (Fig. 2.12). Debido a que las placas has estado deslizndose entre s a lo largo de millones de aos, las rocas que se encuentran enfrente en la placa contraria son de diferente tipo y edad. Grandes temblores, tal como el que destruy San Francisco en 1906 ocurren en los lmites de fallas transformantes.

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Figura 2. 12 Vista de la falla de San Andrs en California. Falla transformante que marca el lmite entre las placas de Norte Amrica y del Pacfico.

COMBINACIONES DE FRONTERAS ENTRE PLACAS Cada placa esta delimitada por alguna combinacin de fronteras divergentes, convergentes o transformantes. La placa de Norte Amrica esta limitada en el este por la cordillera MesoAtlntica, una zona de divergencia; en el oeste por la Falla San Andrs y otras fronteras transformantes; y hacia el noreste por zonas de subduccin y fronteras transformantes que van desde Oregon hasta las Aleutianas. RAPIDEZ E HISTORIA DE LOS MOVIMIENTOS DE PLACAS Qu tan rpido se mueven las placas? Algunas placas se mueven ms rpido que otras y en tal caso por qu ocurre?. La velocidad actual de las placas es la misma que la del pasado geolgico? Los gelogos han desarrollado mtodos ingeniosos para responder estas cuestiones y de paso ganar mayor comprensin de la tectnica de placas. Uno de ellos consiste en medir la magnetizacin de las rocas (Paleomagnetismo), como se ilustra en la figura 2.13. La expansin del suelo ocenico ha separado a las placas de Norteamrica y Eurasia aproximadamente 60 km en los ltimos 3.3 millones de aos (M.a.), dando una velocidad de separacin de 18 km por milln de aos o sea 18 mm por ao. La placa Pacfica y la placa de Nazca se separan a una velocidad de 150 mm por ao. Un promedio de la velocidad de separacin de las placas del ocano es aproximadamente de 50 mm por ao lo que significa que en trminos geolgicos las placas se mueven muy rpido.

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Figura 2. 13 Medidas de la magnetizacin de las rocas que permiten medir la velocidad de separacin de las placas tectnicas

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LA GRAN RECONSTRUCCIN El supercontinente de Pangea fue la nica superficie de tierra que existi hace 250 M.a. Uno de los mayores triunfos de la geologa moderna es la reconstruccin de los eventos que permiten reconstruir la Pangea y su posterior fragmentacin en los continentes que ahora conocemos.

EL ROMPIMIENTO DE PANGEA El supercontinente de Pangea existi hace 240 M.a. (Fig. 2.14). Se empez a separar Norteamrica de Europa aproximadamente hace 200 M.a. La apertura del Atlntico Norte estuvo acompaada de la separacin de los continentes del norte (Laurasia), de los continentes del sur (Gondwana) y la separacin de Gondwana a lo largo de lo que ahora es la costa este de frica. La separacin de Gondwana en Amrica del Sur, frica, India y Antrtica dio lugar al Atlntico Sur, a los ocanos del sur y a un angosto ocano denominado Mar de Thetis (parte superior de la Fig. 2.15). La separacin de Australia de la Antrtida y el desplazamiento de la India hacia Eurasia cerraron el mar de Thetis, dndonos el mundo que ahora conocemos. Los movimientos de las placas no se han interrumpido, por lo tanto, la configuracin de los continentes continuar evolucionando. Un posible escenario de la distribucin de los continentes y de los lmites de placas dentro de 50 M.a. se muestra en la parte inferior de la Fig. 2.15.

LA FORMACIN DE PANGEA DEBIDO A LA DERIVA CONTINENTAL Evidentemente, antes de la existencia de Pangea la separacin del piso ocenico tuvo lugar tal como ocurre actualmente, por lo que hubo episodios anteriores de deriva continental y de colisin. El piso del ocano creado en esos primeros tiempos ha sido destruido por la subduccin, por lo tanto para identificar y mapear los movimientos de estos paleocontinentes dependemos totalmente de la evidencia preservada en los continentes. La figura 2.14 muestra uno de los ms grandes esfuerzos por reconstruir la configuracin de los continentes en lo que fue la pre-Pangea. La evidencia de diferentes tipos de roca, fsiles, clima y paleomagnetismo ha permitido a los cientficos reconstruir un primitivo supercontinente llamado Rodinia, que se form hace 1.1 mil millones de aos y se empez a separar hace 750 millones de aos. Se han podido cartografiar sus fragmentos a lo largo de los siguientes 500 millones de aos, cuando se movieron separndose y reagrupndose en el nuevo supercontinente de Pangea.

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Figura 2. 14 Ensamblaje y posterior ruptura de Pangea que cubre un lapso de 750 millones de aos en el pasado hasta 50 millones de aos en el futuro. En esta figura se presenta la etapa de ensamblaje.

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Figura 2. 15 Etapa de ruptura de Pangea tanto en el pasado (parte superior) como en el futuro (parte inferior).

IMPLICACIONES DE LA GRAN RECONSTRUCCIN Difcilmente alguna rama de la geologa permanece sin involucrarse en esta gran reconstruccin de los continentes. La geologa con fines econmicos ha usado el ajuste de los continentes para encontrar depsitos minerales y de petrleo, correlacionando los diferentes tipos de roca en los cuales existe un tipo recurso en un continente y otro tomando en consideracin su posicin antes de la separacin. Los paleontlogos han reconsiderado 17

algunos aspectos de la evolucin apoyndose en la nueva teora de la deriva continental. Los oceangrafos han reconstruido corrientes tal como pudieron haber existido en los ocanos ancestrales para entender mejor la circulacin de las corrientes modernas y tomar en cuenta las variaciones en la depositacin de sedimentos en el mar que afectaron tales corrientes. CONVECCIN DEL MANTO: EL MOTOR DE LAS PLACAS TECTNICA Como Arthur Holmes y otros abogados de la deriva continental se dieron cuenta, la conveccin del manto es el motor que mueve a gran escala el proceso tectnico que opera en la superficie de la Tierra. Como antes se describi el manto es un slido caliente capaz de fluir como un fluido pegajoso ( como ocurre con la cera caliente o el caramelo). El calor que se escapa del interior de la Tierra origina que este material tenga conveccin a una velocidad de pocas decenas de milmetro por ao. Muchos de los cientficos ahora aceptan que las placas litosfricas alguna vez participaron en el flujo de este sistema de conveccin del manto. Muchas hiptesis diferentes se han postulado con base en estas evidencias pero an no se tiene una hiptesis satisfactoria. Quedan tres cuestiones por responder que son: Dnde se originaron las fuerzas que mueven las placas? A qu profundidad ocurre el reciclaje de las placas? Cul es la naturaleza de las corrientes de conveccin ascendentes? Por lo que respecta a la primera pregunta, cabe considerar que las placas no son arrastradas solamente por las corrientes de conveccin hacia el manto profundo, tambin caen hacia el manto debido a su propio peso (Fig. 2.16). De acuerdo a esta hiptesis, la separacin del piso ocenico es el ascenso pasivo de material de manto donde las placas se han separado debido a las fuerzas de subduccin. Las fuerzas que mueven las placas tectnicas probablemente involucran varios tipos de interaccin. Todas ellas son manifestaciones de la conveccin en el manto, ya que involucran materia caliente que se eleva en un sitio y materia fra hundindose en otro.

Figura 2. 16 Seccin esquemtica en las que se ilustran las fuerzas que producen el movimiento de las placas. El arrastre debido a la subduccin y el empuje debido a la dispersin en la cordillera Meso-Atlntica.

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En relacin con la segunda pregunta debemos saber que para que las placas tectnicas se muevan, el material litosttico que se sumerge en la zona de subduccin, debe reciclarse en el manto y eventualmente ascender como nueva litosfera creada a lo largo de los centros de dispersin en las cordilleras meso-ocenicas. La mayor profundidad que pueden alcanzar las placas en subduccin es cerca de 2900 km debajo de la superficie, donde existe un lmite abrupto que separa el manto del ncleo. El lquido rico en fierro debajo de este lmite manto-ncleo, es mucho ms denso que las rocas slida del manto, lo cual evita cualquier intercambio importante de material entre las dos capas. Con respecto a la tercer pregunta, se piensa que la conveccion del manto implica que aquello que desciende debe ascender. Los cientficos piensan que las corrientes de conveccion descendentes se asocian con zonas angostas de litosfera fria en proceso de subduccin. Por otro lado, las corrientes de conveccion en ascenso son lentas y cubren una zona amplia. Existe una excepcion: en el centro de algunas placas se generan zonas angostas de ascenso de magma, tienden a ser cilindros de ascenso rpido de material, de menos de 100 km de dimetro que vienen del manto profundo, quiz formados en regiones de alta temperatura cerca del lmite ncleo-manto. Los ascensos del manto en forma de plumas (hot spot) son tan intensos que literalmente pueden formar agujeros en las placas y erupcionar o emitir grandes volmenes de lava (Fig. 2.17). Las plumas (hot spot) pueden ser las responsables de los afloramientos de lava masivos de millones de kilmetros cbicos- encontrados en algunos lugares de Siberia y en la meseta de Columbia al este de Washington en regon. Algunas de estas enormes acumulaciones de lava fueron tan grandes y ocurrieron tan rpido que pudieron cambiar el clima produciendo la muerte de muchas formas de vida en eventos masivos de extincin.

Figura 2. 17 Modelo que ilustra la forma en la que ocurren las plumas de ascenso rpido desde el manto profundo y volcanes asociados.

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3. MineralesMineraloga es la rama de la geologa que estudia la composicin, estructura, apariencia, estabilidad, ocurrencia y asociacin de los minerales. Minerales Son los elementos constructivos que forman las rocas y son sustancias slidas cristalinas que ocurren en la naturaleza, generalmente de tipo inorgnico, con una composicin qumica especfica. Un mineral es cristalino porque los tomos que la componen, presentan un arreglo tridimensional que se repite (Fig. 3.1). Los materiales slidos que no tienen tal tipo de arreglo ordenado se denominan vtreos o amorfos (sin forma) y por convencin no se les denomina como minerales. Los vidrios de las ventanas son un material amorfo, al igual que algunos vidrios naturales que se forman durante las erupciones (pmez, obsidiana). Mineral Cristalino: Cuarzo (SiO2)

Mineral Amorfo: Slice (SiO2)

Fig. 3. 1 Mineral Cristalino y Mineral Amorfo

Estructura de los minerales Los minerales pueden presentarse de dos formas: como cristales (o granos) que pueden verse a simple vista o como un arreglo de cristales microscpicos organizados en un arreglo tridimensional ordenado, formando parte de las rocas (Fig. 3.2) .

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Fig. 3. 2 Estructura de los cristales. Izquierda: Cristales granulares. Derecha: Cristales microscpicos.

Como se forman los minerales Los minerales se forman cuando una sustancia cambia de un estado o fase a otra slida y puede ocurrir por tres tipos de cambio: Lquido ----a------slido se llama cristalizacin por solidificacin Gas -------a -------slido se llama cristalizacin por sublimacin Slido-----a -------slido se llama cristalizacin por recristalizacin La cristalizacin comienza con la formacin de cristales microscpicos aislados, arreglos tridimensionales de tomos, en los cuales el arreglo bsico se repite en todas las direcciones. Las fronteras del cristal son superficies planas naturales llamadas caras del cristal. Las caras cristalinas de un mineral son la expresin externa de la estructura atmica interna del mineral . La Fig. 3.2 muestra cristales perfectos que son raros en la naturaleza. Durante la cristalizacin, los cristales microscpicos iniciales crecen y se agrandan, manteniendo sus caras cristalinas mientras puedan crecer libremente. Los cristales grandes con caras bien definidas se forman cuando el crecimiento se produce sin interferencias debidas a otros cristales cercanos. Por esta razn, la mayora de los cristales grandes se forman en fracturas o cavidades. Sin embargo, a menudo los espacios entre los cristales en crecimiento se llenan o la cristalizacin ocurre demasiado rpido. Entonces los cristales crecen uno sobre otro y se funden para convertirse en masas slidas de partculas cristalinas o granos. En tal caso, pocos o ningn grano muestra las caras cristalinas (Fig.3.2). Los cristales grandes que pueden ser observados a simple vista son relativamente inusuales, pero muchos minerales microscpicos de las rocas exhiben las caras cristalinas.

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A diferencia de los minerales cristalinos, los materiales vtreos se solidifican muy rpidamente a partir de lquidos y en consecuencia carecen de un orden atmico interno por lo que no forman cristales con caras planas. En lugar de eso se forman como masas con superficies curvas irregulares. El vidrio ms comn es el vidrio volcnico (ejem. obsidiana).

CUANDO SE FORMAN LOS MINERALESUn modo de dar inicio al proceso de cristalizacin consiste en bajar la temperatura de un lquido por debajo de su punto de congelamiento (solidificacin). En el agua, por ejemplo, 0C es la temperatura debajo de la cual se empiezan a formar los cristales de hielo. De forma similar, un magma, constituido por roca lquida fundida y caliente, se cristaliza en forma de minerales slidos cuando se enfra. A medida que la temperatura del magma cae por debajo de su punto de fusin que puede ser tan alto como 1000C, se empiezan a formar los cristales de minerales silicatados tales como el olivino o los feldespatos. A menor temperatura se forma el cuarzo (Fig. 3.3).

Fig. 3. 3 Cristales de cuarzo amatista

Otro conjunto de condiciones que pueden producir la cristalizacin ocurre a medida que los lquidos se evaporan de una solucin. Una solucin es formada cuando una sustancia qumica se disuelve en otra, tal como la sal en agua. A medida que el agua se evapora de la solucin salina, la concentracin de la sal eventualmente se hace tan alta que la solucin se satura, lo que significa que no puede sostener ms sal. Si la evaporacin contina, la sal comienza a precipitarse o sea a separarse en forma de cristal de la solucin. Los depsitos de la halita o de la sal de mesa se forman bajo tales condiciones cuando el agua de mar se evapora en algunas bahas calientes y ridas o en brazos del ocano, donde existe poco tirante de agua, hasta alcanzar el punto de saturacin (Fig. 3.4).

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Fig. 3. 4 Depsito de halita o sal de mesa, proviene del Sultanato de Oman y tiene ms de 500 millones de aos.

Composicin qumica de los mineralesAlgunos minerales como el oro, la plata o el cobre estn formados por un solo elemento qumico, sin embargo, la mayora de ellos estn constituidos por varios elementos que forman un compuesto. Segn su composicin qumica se pueden agrupar en siete clases: Tabla 1. Clases qumicas de los minerales. Clase Qumica 1. Minerales Nativos 2. Silicatos Ejemplo Oro, Plata, Cobre, Diamante Grafito, Bismuto Albita (NaAlSi3O8) Ortoclasa (KAlSi3O8) Olivino (Mg2SiO4) Calcita (CaCO3) CO3 22O y OH Hematita (Fe2O3) Cuarzo (SiO2) Brucita (Mg[OH]2) S2Pirita (FeS2) 2SO4 Yeso (CaSO4) H2O Halita (HCl). Cloruros (Cl-),Fluoruros(F-), Bromuros (Br ), Yoduros(I ). Fluorita(CaF2) Anin que los define Au, Ag, Cu, Hg, Pb, Pt, Fe. C Sb, As, Bi, W. SiO4-

3. Carbonatos 4. Oxidos e Hidrxidos

5. Sulfuros 6. Sulfatos 7. Haluros

Minerales formadores de rocasAunque se conocen miles de minerales, los gelogos solo consideran ms comunes 30 de ellos. Estos minerales son los constituyentes principales de la mayora de las rocas de la

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corteza y en consecuencia se les llama minerales formadores de rocas. Su nmero relativamente pequeo corresponde al pequeo nmero de elementos que se encuentran en mayor abundancia en la corteza terrestre. Los principales minerales formadores de roca son: Cuarzo Feldespatos potsicos (ortoclasa y anortoclasa) Plagioclasas (albita, anortita, oligoclasa) Micas (muscovita, biotita, flogopita) Ortopiroxenos (enstatita, hiperstena) Clinopiroxenos (augita, dipsida). Anfbolas (horblenda, glaucfano) Feldespatoides (nefelina, cornerinita) Olivino (fosterita, fayalita) Calcita (CaCO3) Dolomita (CaCO3 Mg) Minerales arcillosos (caoln, montmorillonita, illita)) Yeso (CaSO4 H2O) Halita (HCl) Serpentina (H4Mg3Si2O9) Granate

Propiedades fsicas de los mineralesLos gelogos usan su conocimiento de la composicin y estructura de los minerales para entender el origen de una roca. Para hacerlo, ellos confan sobre todo en las propiedades fsicas y qumicas que pueden observarse con relativa facilidad. A continuacin se presentan las ms importantes. Dureza La dureza es una medida de la facilidad con la que la superficie de un mineral puede ser rayada. Tal como un diamante, el mineral conocido ms duro, raya al vidrio, as un cristal de cuarzo que es ms duro que el feldespato, raya a este ltimo mineral. En 1822, Friedrich Mohs, un mineralogista australiano desarroll la escala (conocida ahora como la escala de dureza de Mohs) basada en la habilidad para que un mineral ralle a otro. En uno de los extremos est el mineral ms suave (talco); en el otro el ms duro (diamante) (Tabla 3.2).

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Tabla 3.2 Escala de dureza de Mohs Mineral N Escala Objetos comunes Talco 1 Yeso 2 Ua Calcita 3 Moneda de cobre Fluorita 4 Apatita 5 Cuchillo Ortoclasa 6 Vidrio Cuarzo 7 Navaja de acero Topacio 8 Corundo 9 Diamante 10

Clivaje El clivaje es la tendencia de un cristal a romperse a lo largo de superficies planas. El trmino tambin es utilizado para describir los patrones geomtricos producidos por tal ruptura. El clivaje vara inversamente con la fortaleza de su enlace inico: un enlace de alta fortaleza produce un clivaje pobre; una baja fortaleza de enlace produce un buen clivaje. Debido a su fortaleza, los enlaces covalentes generalmente dan lugar a poco o nulo clivaje. Los enlaces inicos son relativamente dbiles, as que generalmente permiten un excelente clivaje. Si los enlaces entre algunos de los planos de tomos o iones en un cristal son dbiles, el mineral puede ser separado a lo largo de esos planos. La muscovita, un silicato formado por placas silicatadas, se rompe a lo largo de superficies planas, paralelas, lustrosas y lisas, formando hojas transparentes de menos de un milmetro de espesor. El excelente clivaje de la mica es resultado de la debilidad de los enlaces entre las capas que forman un emparedado de capas de cationes y hojas de slice tetradricas. El nmero de planos y los patrones del clivaje son claves para identificar muchos minerales formadores de rocas. Por ejemplo, la muscovita solo tiene un plano de clivaje, mientras que la calcita y la dolomita tienen tres excelentes direcciones de clivaje que les proporcionan una forma romboidal (Figura 3.5 y 3.6).

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Fig. 3. 5 Clivaje de la mica. El diagrama muestra los planos de clivaje en la estructura del mineral.

Fig. 3. 6 Ejemplo de clivaje romboidal en la calcita.

Fractura La fractura es la tendencia de un mineral a romperse a lo largo de superficies irregulares independientemente de los planos de clivaje. Todos los minerales muestran fractura, sea a travs de los planos de clivaje o en en minerales tales como el cuarzo que no tiene clivajeen cualquier direccin. La fractura se relaciona con que tan fuertes son los enlaces

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distribuidos en direcciones que cortan transversalmente los planos cristalinos. La ruptura de tales enlaces dan lugar a fracturas irregulares. Las fracturas pueden ser: a) concoides, que muestran superficies curvas y lisas, tal como se observa en un de vidrio roto. b) fibrosa o astillosa. Quedan astillas o fibras en la superficie de fractura. Pectolita. c) mellada. Quedan cortes speros: Au, Ag, Cu, Fe. d) irregular. Fractura irregular y spera. Mayora de los cristales. e) Terrosa. Fractura en forma de tierra: caoln La forma y la apariencia de muchos tipos de fracturas depende de la estructura particular y la composicin del mineral.

Lustre o brillo Es la cantidad de luz reflejada por una superficie, la cual depende tanto de la intensidad de luz como de la superficie reflejada. Esta definido tambin por la mayor o menor absorcin del mineral. Los principales tipos de lustre se muestran en la tabla siguiente

Lustre Metlico Vtrea Resinosa Grasoso Perlado

Lustre o brillo de los minerales Caractersticas Fuerte reflexin producida por sustancias opacas Brillante como el vidrio Brillo como la resina o el mbar Tiene apariencia de tener una cubierta aceitosa Brillo iridiscente o tornasol como una perla

Color El color de un mineral es determinado por la luz, cuando es transmitida a travs de l o cuando es reflejada por los cristales (Fig. 3.7a), masas irregulares o una rayadura (Fig. 3.7b). Las rayas se refieren al color de depsitos finos de polvo del mineral que quedan sobre una superficie abrasiva (rasposa) tal como un loseta de porcelana, cuando un mineral es raspado sobre ella. Tales tiles son llamados placas de rayado. Una placa de rayado es una buena herramienta de diagnstico porque los pequeos granos uniformes de mineral que estn presentes en el polvo sobre la loseta de cermica permiten un mejor anlisis del color de lo que permite un fragmento del mineral. Una muestra formada por hematita (Fe2O3), por ejemplo, puede ser negra, roja o caf, pero el mineral siempre dejar una trayectoria de polvo caf en una placa de rayado (Fig. 3.7b).

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Fig. 3.7a. Diferentes variedades (colores) de la fluorita (CaF2)

Fig. 3. 7b La hematita puede ser negra, roja o caf, pero siempre deja una raya caf rojizo sobre una loseta de porcelana.

Los iones y el color de los minerales. El color de las sustancias puras depende de la presencia de ciertos iones, tales como el hierro o el cromo, que absorben fuertemente porciones del espectro de luz. El olivino que contiene hierro, por ejemplo, absorbe todos los colores excepto el verde, que es reflejado, en consecuencia este tipo de olivino se ve verde.

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Todos los minerales contienen impurezas. Muchas de las variedades minerales que constituyen las gemas, tal como la esmeralda (berilio verde) y el zafiro (corundo azul) obtienen su color de trazas de impurezas disueltas en el cristal slido. La esmeralda deriva su color del cromo; la fuente del color azul del zafiro es hierro y titanio. El color de un mineral puede ser distintivo, pero no es la ms confiable de las pistas sobre su identidad. Algunos minerales siempre muestran el mismo color; otros pueden tener un intervalo de colores. Gravedad especfica y densidad La gravedad especfica es el peso del mineral en aire dividido por el peso de un volumen igual de agua pura a 4C. La densidad es una propiedad que se calcula dividiendo la masa entre el volumen, por lo que en cierta forma mide que tan concentrada est la materia. Depende de la masa atmica de los iones de un mineral y la cercana con la que estn empaquetados (agrupados) dentro de la estructura cristalina. La temperatura tambin afecta la densidad: a mayor temperatura la estructura cristalina est ms expandida y abierta y consecuentemente su densidad es ms baja. Forma de los cristales La forma de un mineral es la manera en la que sus cristales individuales o agregados de cristales, crecen. Los hbitos cristalinos a menudo son bautizados en funcin de formas geomtricas comunes, tales como hojas, placas y agujas (Fig. 3.8). Algunos minerales tienen un forma o habito cristalino tan distintivo que son fcilmente reconocibles. Un ejemplo es el cuarzo formado por una columna hexagonal terminada en pirmides. Estas formas indican no solo los planos de tomos o iones en la estructura cristalina del mineral sino tambin la velocidad tpica y la direccin del crecimiento de los cristales. As, un cristal con forma de aguja es uno que crece muy rpidamente en una direccin y muy lentamente en todas las otras direcciones. En contraste, un cristal con forma de placa crece rpidamente en todas las direcciones que son perpendiculares a su nica direccin de crecimiento lento.

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Fig. 3.8 Formas comunes de los cristales.

Los cristales fibrosos tienen la forma de mltiples fibras angostas y largas esencialmente formadas por agregados de largas agujas. Los asbestos son un nombre genrico para un grupo de silicatos con un hbito ms o menos fibroso que permite que los cristales sean embebidos en los pulmones despus de que han sido inhalados ((Fig. 3.9).

Fig. 3. 9 Asbesto. Mineral fibroso.

Algunas variedades de asbestos son ejemplo de minerales con propiedades destructivas. Otros minerales, tales como las piritas con contenido de arsnico son venenosos cuando se ingieren y algunos otros liberan humos txicos cuando se calientan. El polvo mineral se encuentra en muchos mineros que deben someterse a exposiciones prolongadas durante su trabajo. Un ejemplo es la silicosis, una enfermedad de los pulmones causada por la inhalacin de polvo de cuarzo. Sistema Cristalino Dependiendo del conjunto de elementos y tipos de simetra que posee un cristal, los cristales se han agrupado en 7 clases cristalinas. Cada una de ellas posee un conjunto caracterstico de elementos de simetra ( Fig. 3.9).

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Fig. 3.10 Sistemas cristalinos.

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Fig. 3. 11 Minerales que deben conocerse

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Vista microscpica de minerales que forman parte de las rocas

Fig. 3. 12 Sanidino (K,Na)AlSiO3(feldespato alcalino)

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Fig. 3.13 Cuarzo. SiO2

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Fig. 3. 14 Augita (Piroxeno) Ca(Mg,Fe)SiO6

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4. Rocas: Testigos de los procesos geolgicos.Una roca es un slido constituido por un agregado de minerales que ocurre en la naturaleza. Algunas rocas, tales como el mrmol blanco, estn compuestas de un solo mineral, en este caso calcita. Unas cuantas rocas estn compuestas por materia no-mineral. Entre estas se incluye las rocas volcnicas vtreas no cristalinas tales como la obsidiana, pmez y el carbn constituido por la compactacin de restos de antigua vegetacin. En un agregado, los minerales se encuentran juntos, de modo que retienen su identidad individual (Fig. 4.1).

Fig. 41 Las rocas son agregados naturales de minerales.

La apariencia de una roca est determinada parcialmente por su mineraloga y por su textura. La Mineraloga estudia la proporcin relativa de los constituyentes minerales de una roca, contribuye a determinar la forma en que se ve la roca, al igual que otras de sus propiedades, tal como ya se indic en el captulo anterior. Tambin es til determinar la textura de la roca que se refiere a los tamaos y formas de los cristales del mineral y la forma en la que se juntan unos con otros. Estos cristales (o granos) en la mayora de las rocas tienen apenas unos pocos milmetros de dimetro. Se les clasifica como gruesos si son suficientemente grandes para ser visibles a simple vista, y finos en caso contrario. La mineraloga y la textura que determinan la textura y apariencia de las rocas son a su vez determinadas por el origen geolgico de las rocas, es decir donde y cmo fueron formadas (Figura 4.2) Por su origen las rocas se clasifican en 3 grupos: gneas, sedimentarias y metamrficas.

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Fig. 4.2 Los minerales y las texturas de los tres grupos de roca se forman en diferentes lugares de la Tierra y bajo diferentes procesos geolgicos.

Rocas gneasLas rocas gneas (del latn ignis que significa fuego) se forman por la cristalizacin del magma, una masa de roca fundida que se origina a profundidades de la corteza y del manto superior. Ah la temperatura alcanza los 700C o ms, necesarios para fundir las rocas. Los gelogos distinguen dos tipos principales de rocas gneas, las intrusivas y las extrusivas, con base en el tamao de sus cristales.

Rocas gneas intrusivasLas rocas gneas intrusivas cristalizan cuando el magma intrusiona en masas de roca no fundida en la profundidad de la corteza terrestre. A medida que el magma se enfra crecen grandes cristales produciendo rocas de grano grueso. Las rocas gneas intrusivas pueden reconocerse por sus cristales grandes que crecieron lentamente a medida que el magma se enfra gradualmente. El granito es una roca gnea intrusiva.

Rocas gneas extrusivasLas rocas gneas extrusivas se forman a partir de magma que se enfra rpidamente y que fue emitido a la superficie a travs de volcanes. Las rocas gneas extrusivas, tales como el basalto, son fciles de reconocer por su textura vidriosa o textura de grano fino.

Minerales comunesLa mayora de los minerales de las rocas gneas pertenecen al grupo de los silicatos, en parte esto se debe a que el silicio es muy abundante y tambin a que muchos de los minerales silicatados se funden a altas temperaturas y presiones las cuales se alcanzan slo en partes profundas de la corteza y del manto. Los minerales silicatados comunes

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encontrados en las rocas son: cuarzo, feldespato, mica, piroxeno, anfbol y olivino (Tabla 4.1).

Tabla 4.1 Algunos minerales comunes de las rocas gneas, sedimentarias y metamrficas. Rocas Igneas Cuarzo* Feldespato* Mica* Piroxeno* Anfbol* Olivino* Rocas Sedimentarias Cuarzo* Minerales arcillosos* Feldespato* Calcita Dolomita Yeso Halita Un asterisco indica que el mineral es un silicato. Rocas Metamrficas Cuarzo* Feldespato* Mica* Granate* Piroxeno* Estaurolita* Kyanita*

Rocas sedimentariasLos sedimentos son la materia prima de las rocas sedimentarias. Se les encuentra en la superficie de la Tierra como partculas sueltas, en forma de capas, tales como la arena, arcilla y las conchas de organismos. Estas partculas se forman en la superficie como consecuencia del intemperismo y la erosin de las rocas.

Transformacin de los sedimentos en roca slidaLa litificacin es el proceso que convierte los sedimentos en rocas slidas, y puede ocurrir de dos formas: Por compactacin. A medida que los granos son apretados unos junto a otros por el peso de los sedimentos sobreyacentes (que se depositan encima), adquieren una mayor masa que la original. Por cementacin. A medida que los minerales se precipitan en los huecos entre las partculas que forman los depsitos de origen fsico, stas se van pegando entre s. Los sedimentos se compactan y cementan despus de que son sepultados bajo nuevas capas de sedimentos. As, la arenisca se forma por la litificacin de las partculas de arena y la caliza se forma por la litificacin de conchas y otras partculas de cabonato de calcio.

Capas de sedimentosLos sedimentos y las rocas sedientarias se caracterizan por su estratificacin, o sea la formacin de capas paralelas de sedimentos que se producen a medida que las partculas se asientan en el fondo del mar, un ro o la superficie de la tierra. Las rocas sedimentarias se forman por procesos superficiales, por lo que cubren gran parte de la superficie terrestre y

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el suelo marino. Aunque la mayora de las rocas encontradas sobre la superficie terrestre son de tipo sedimentario, son difciles de preservar, motivo por el cual su volumen es pequeo comparado con el de las rocas gneas y metamrficas que constituyen la mayor parte del volumen de la corteza.

Minerales comunesLos minerales comunes de los sedimentos clsticos son los silicatos, debido a que los minerales silicatados predominan en las rocas que se intemperizan para formar las partculas de sedimentos (Tabla 4.1). Los minerales ms abundantes en las rocas clsticas sedimentarias son cuarzo, feldespato y minerales arcillosos (de grano muy fino). Los minerales ms abundantes en los sedimentos formados por precipitacin qumica o bioqumica son los carbonatos, tales como la calcita, el principal constituyente de las calizas. El mineral dolomita tambin se encuentra formando parte de las calizas, se trata de un carbonato de calcio y magnesio formado por precipitacin durante la litificacin. Otros sedimentos qumicos son el yeso y la halita, que se forman por precipitacin a medida que el agua de mar se evapora...

Rocas metamrficasLas rocas metamrficas toman su nombre de las palabras griegas que significan cambio (meta) y forma (morphe). Estas rocas se producen cuando las rocas originalmente gneas, sedimentarias u otras metamrficas cambian su mineraloga, textura o composicin qumica, manteniendo su forma slida sin pasar por estado lquido, debido a altas temperaturas y presiones que ocurren en las profundidades de la Tierra. Las temperaturas de metamorfismo se encuentran por debajo del punto de fusin de las rocas (alrededor de 700C) pero son suficientemente altas (por encima de 250C) como para que la roca cambie por recristalizacin y reacciones qumicas.

Minerales comunesLos silicatos son los minerales ms abundantes en las rocas metamrficas debido a que las rocas de las que se originaron son ricas en silicatos. Los minerales tpicos de rocas metamrficas son cuarzo, feldespato, mica, piroxeno y anfboles, los mismos tipos de silicatos caractersticos de las rocas gneas. Algunos otros silicatos, tales como kyanita, staurolita y algunas variedades de granate son caractersticos de las rocas metamrficas solamente. Estos minerales se forman bajo condiciones de alta presin y temperatura en la corteza y no son caractersticos de las rocas gneas. Por esta razn se les considera como buenos indicadores de metamorfismo. La calcita es el principal mineral de los mrmoles, que son calizas metamorfizadas.

El ciclo de las rocas: interacciones entre el sistema de la tectnica de placas y el asociado al clima.El ciclo de las rocas es el resultado de las interacciones entre la tectnica de placas y el clima. La materia y la energa generada por la interaccin entre ellos se transforma en el

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interior de la Tierra, la superficie terrestre, los ocanos y la atmosfera. Por ejemplo, la fusin de las placas de litosfera en subduccin y la formacin del magma se produce por procesos relacionados con la tectnica de placas. Cuando las rocas fundidas erupcionan a travs de los volcanes la materia y la energa se transfieren a la superficie, donde el material (las rocas de reciente creacin) es sujeto al intemperismo por el sistema de clima. El mismo proceso expulsa cenizas volcnicas y dixido de carbono a grandes alturas de la atmosfera lo que puede afectar al clima global. A medida que el clima global cambia hacindose ms caliente o ms fro tambin se producen cambios en la rapidez del intemperismo de las rocas, lo que a su vez influye sobre la rapidez en la que los materiales (sedimentos) son retornados al interior de la Tierra (Fig. 4.3).

Fig. 4.3 El ciclo de las rocas es la interaccin entre la tectnica de placas y el clima.

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5. Las Rocas gneasEn este captulo se examina el amplio grupo de rocas gneas tanto intrusivas como extrusivas y los procesos por los cuales se forman. Actualmente las muestras de roca se clasifican Por su textura Por su composicin mineral y qumica

Clasificacin TexturalLa primera divisin de las rocas gneas se hizo en base a la textura, un aspecto de la roca que en gran medida refleja las diferencias en el tamao de los cristales de los minerales. Una roca de grano grueso tal como un granito (roca intrusiva), muestra cristales que son visibles a simple vista. Por el contrario, los cristales de rocas de grano fino tales como el basalto (roca extrusiva) son demasiado pequeos para ser vistos incluso con lentes de aumento. La figura 5.1 ilustra muestras de granito y basalto acompaadas por sus respectivas fotografas microscpicas. Los primeros gelogos observaron que las rocas volcnicas se haban formado a partir del enfriamiento de la lava durante las erupciones volcnicas. Notaron que cuando la lava se enfriaba rpidamente, formaba una roca finamente cristalina o vtrea en la cual no se pueden distinguir los cristales. Cuando la lava se enfra con menor rapidez, por ejemplo en la parte media de un flujo de lava de muchos metros de espesor, se forman grandes cristales. Por otro lado los magmas que se enfran en el interior de la Tierra cristalizan lentamente y forman rocas cristalinas de grano grueso (rocas intrusivas). Rocas gneas intrusivas. El significado de las diferencias de textura en las rocas gneas es claro. Como ya se vio, la textura est ligada con la rapidez de enfriamiento y consecuentemente con el lugar en que ste ocurre. El enfriamiento lento del magma que ocurre en el interior de la Tierra proporciona el tiempo adecuado para el crecimiento de los cristales grandes que caracterizan a las rocas gneas intrusivas (Figura 5.3). Una roca gnea intrusiva es aquella que ha logrado abrirse paso entre las rocas de sus alrededores, a las cuales se les llama roca husped.

Rocas gneas extrusivas. El enfriamiento rpido de la lava en la superficie terrestre (lava es el nombre que se da al magma cuando arriba a la superficie) produce las texturas de grano fino o la apariencia vidriosa de la rocas gneas extrusivas (Fig. 5.3). Estas rocas estn compuestas parcial o predominantemente por vidrio volcnico que se forma cuando la lava y otros materiales volcnicos erupcionan a travs de los volcanes. Por esta razn tambin se les conoce como rocas volcnicas.

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Por su apariencia (textura) las rocas gneas se clasifican en: Fanerticas y Afanticas. Fanerticas: son aquellas rocas donde se observan a simple vista los minerales que forman las rocas.

Texturas fanerticas

Afanticas. Son aquellas rocas donde no se observan minerales a simple vista solo al microscopio.

Textura afantica

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LAS FANERTICAS SE DIVIDEN EN EQUIGRANULARES Y PORFDICAS. Equigranulares. Estn formadas por cristales del mismo tamao y pueden ser de frano fino, grano medio y grano grueso.

Textura Equigranular Porfdicas. es una roca gnea que tiene una textura mixta en la que los grandes cristales estn inmersos en una matriz cristalina fina (Figura 5.3). Los cristales grandes llamados fenocristales se forman mientras el magma se encuentra todava por debajo de la superficie terrestre. Entonces, antes de que otro cristal pueda crecer, una erupcin volcnica lleva al magma hasta la superficie, en donde se enfra rpidamente dando lugar a una masa de cristales finos. En algunos cas os, los prfidos se desarrollan como rocas gneas intrusivas, por ejemplo cuando los magmas son emplazados y luego se enfran rpidamente a profundidades muy someras de la corteza.

Texturas porfdicas

Tambin existen otras texturas que son caractersticas de las rocas volcnicas o extrusivas y dependen de la forma en que son emitidas de los volcanes:

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Vtreas. Ejemplo la obsidiana que es un vidrio volcnico y se forma por un enfriamiento brusco de la lava, lo que impide la formacin de cristales.

Textura vtrea Piroclsticas. En las erupciones ms violentas se forman los piroclastos que son pedazos de lava rota que son arrojados a lo alto en el aire. Los piroclastos ms finos son la ceniza volcnica. A la acumulacin de estos materiales piroclsticos se les llama tobas. Cuando se depositan como resultado de una nube ardiente a grandes temperaturas (400C) las partculas se soldan y forman un roca compacta denominada ignimbrita (cantera).

Textura piroclstica, tpica de las canteras

Vesiculares. Estas se forman al solidificarse las lavas y consisten en oquedades (agujeros) en la roca endurecida debido al escape de gases contenidos en la roca aun fundida.

Textura vesicular, tpica de los basaltos.

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Clasificacin qumica y mineralgicaSe ha visto que las rocas gneas pueden ser subdivididas de acuerdo con su textura. Tambin pueden ser clasificadas con base en su composicin qumica y mineralgica. Las clasificaciones modernas agrupan a las rocas gneas desde el punto de vista qumico en flsicas y mficas de acuerdo a sus proporciones relativas de minerales silicatados ya sean mficos o flsicos, (Tabla 5.1) como el cuarzo y el feldespato (tanto ortoclasa como plagioclasa) y las micas muscovita y biotita, los anfboles, el grupo piroxeno y el olivino. Los minerales flsicos tienen un alto contenido de slice, en tanto que los mficos lo tienen bajo. El adjetivo flsico (proveniente de feldespato y slice) y mfico (proveniente de magnesium y frrico, de las palabras latinas para magnesio y fierro) se aplican tanto a minerales como a las rocas que tienen altos contenidos de esos minerales. Los minerales mficos cristalizan a temperatura ms alta que los flsicos, es decir antes durante el proceso de enfriamiento. Los minerales flsicos son de tonos claros y los mficos de color oscuro. Por lo que las rocas flsicas son de color blanco-gris claro y los mficos de color gris oscuro-negro.Piroclastos

Rocas extrusivas

MAFICAS

FELSICAS

Rocas Intrusivas

Fig. 5.3 Formacin de rocas intrusivas y extrusivas.

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MINERALES COMUNES DE LAS ROCAS GNEAS Grupo composicional Mineral Cuarzo FELSICAS Feldespato potsico Plagioclasa Muscovita (mica) Biotita (mica) MAFICAS Anfbol Piroxeno Olivino Composicin Qumica SiO2 KAlSi3O8 Na-CaAlSi2-3O8 KAl3Si3O10(OH)2 KMgFeAlSi3O10(OH)2 MgFeCaNaSi8O22(OH)2 MgFeCaAlSiO3 (Mg,Fe)2SiO4

Algunas rocas extrusivas e intrusivas son de idntica composicin y difieren solamente en su textura. Los basaltos, por ejemplo, son rocas extrusivas formadas por lava, en tanto que el gabro tiene exactamente la misma composicin mineral, pero se forma en las profundidades de la corteza terrestre. As, las rocas extrusivas y las intrusivas por su qumica y mineraloga forman dos conjuntos paralelos de rocas gneas. La figura 5.4 muestra la clasificacin de las rocas gneas. En el eje horizontal se grafica el contenido de slice como un porcentaje del peso de la roca. Los porcentajes dados de slice de 70 a 40, cubren el rango encontrado en las rocas gneas. Si se conoce el porcentaje de contenido de slice de una roca, se puede determinar su composicin mineralgica y a partir de esto, el tipo de roca.

Fig. 5.4 CLASIFICACIN DE LAS ROCAS GNEASComposicin Flsicas Intermedias Mficas

Intrusivas Granito Granodiorita Diorita Gabro Andesita Basalto Extrusivas Riolita DacitaColor Blanco grisceo Gris Claro Gris oscuro Negro

Las rocas flsicas son pobres en hierro y magnesio y ricas en minerales que tienen un alto contenido de slice. Tales minerales incluyen al cuarzo, la ortoclasa y las plagioclasas. Las rocas y minerales flsicos tienden a ser de colores ms claros. El granito que es una de las rocas gneas intrusivas ms abundantes contiene aproximadamente 70% de slice.

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La riolita es el equivalente extrusivo del granito. Esta roca de color que varas de caf claro a gris tiene la misma composicin flsica y la coloracin clara del granito, pero es de grano mucho ms fino. Rocas gneas intermedias. A la mitad entre los extremos flsico y mfico de la serie de rocas se encuentran las rocas gneas intermedias. Como su nombre lo indica, estas rocas no son ni ricas en slice como las flsicas ni pobres en slice como las mficas. La granodiorita es una roca flsica de color claro que se parece algo al granito. Tambin se parece a l porque tiene abundante cuarzo pero en lugar de ortoclasa tiene plagioclasa. Luego sigue la diorita que contiene todava menos slice y est dominada por plagioclasas con poco o nulo cuarzo. Estas rocas tienden a ser ms obscuras que el granito y la granodiorita. El equivalente volcnico (extrusivo) de la granodiorita es la dacita. A continuacin en el grupo extrusivo le sigue la andesita que es el equivalente volcnico de la diorita. Rocas mficas. Son rocas que tienen un alto contenido de piroxenos y olivino. Estos minerales son relativamente pobres en slice pero ricos en magnesio y hierro, razn por la cual tienen colores caractersticos ms obscuros. El gabro que tiene un contenido de slice an menor que el de las rocas intermedias, es una roca gnea intrusiva de grano grueso con abundancia de minerales mficos, especialmente piroxeno y no contiene cuarzo. El basalto es de color gris oscuro a negro y es el equivalente extrusivo, de grano fino, del gabro. El basalto es la roca gnea ms abundante en la corteza terrestre y sobreyace prcticamente todo el subsuelo marino. En los continentes existen gruesas capas de basalto que en algunos lugares forman extensas mesetas. Rocas ultramficas. Consisten fundamentalmente de minerales mficos y contienen menos de 10% de feldespatos. En el nivel ms bajo de contenido de slice de apenas 45%, se encuentra la peridotita. Es una roca de grano grueso color verdoso oscuro a gris formada principalmente por olivino con pequeas cantidades de piroxeno y anfboles. Son las rocas predominantes en el manto terrestre. Raramente se encuentran ultramficas extrusivas.

Formas de las intrusiones magmticas (estructuras)Los gelogos han descrito y clasificado muchas formas irregulares que pueden adoptar los cuerpos intrusivos. Algunas de ellas son llamadas: plutones, sills, diques y venas. En la Figura 5.7 se ilustra una variedad de estructuras intrusivas y extrusivas.

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Dique Tronco Sill Plutn Batolitos

Fig. 5.7 Estructuras de las rocas intrusivas. Plutones Son grandes cuerpos gneos formados en las profundidades de la corteza terrestre. Varan en tamao desde un kilmetro cbico a cientos de kilmetros cbicos. Nosotros podemos estudiar estos grandes cuerpos cuando se elevan y la erosin los descubre, o cuando las minas o los pozos los cortan. Los plutones son altamente variables, no solo en tamao, sino tambin en forma y en su relacin con la roca husped circundante.

Batolitos. Se llama as a los plutones ms grandes. Se trata de grandes masas irregulares de rocas gneas de grano grueso que por definicin cubren cuando menos 100 km2 (Figura 5.7). Los plutones restantes de forma similar pero ms pequeos son llamados stocks. Los batolitos se encuentran en los ncleos de los cinturones de montaas formados por la deformacin tectnica. Los batolitos pueden ser gruesos, horizontales, con forma de placa o cuerpos lobulados que se extienden desde una regin central con forma de embudo. Su base puede extenderse hasta 10 o 15 Km. de profundidad pero algunos pocos pueden ser incluso ms profundos. Los Sills y diques son similares a los plutones en muchos aspectos, pero son menores y tienen una relacin diferente con la estratificacin de la roca husped intrusionada. Un sill es un cuerpo plano tabular formado por la inyeccin de magma entre las capas paralelas de la estratificacin de la roca preexistente (figura 5.9). Los sills son intrusiones concordantes lo que significa que sus lmites son paralelos a los estratos sin importar si estos son o no horizontales. El espesor de los sills puede variar desde centmetros hasta cientos de metros y pueden extenderse sobre reas de tamao considerable.

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Los diques son la principal ruta para el transporte de magma en la corteza. Son como los sills en el sentido de que son cuerpos gneos tabulares, pero los diques cortan transversalmente las capas de estratificacin de la roca husped y por lo tanto son discordantes (Figura 5.9b) Algunas veces los diques se forman al forzar fracturas abiertas que haban sido formadas antes, pero ms frecuentemente crean canales a travs de nuevas grietas que se abren por la presin de la inyeccin de magma. Sus espesores varan desde muchos metros hasta unos pocos centmetros. Los diques rara vez se presentan solos: el caso ms comn es que se presenten enjambres de cientos o miles de diques que se encuentran en una regin que ha sido deformada por una gran intrusin gnea.Venas Las venas son depsitos de minerales, ajenos a la roca husped, que se encuentran dentro de la fractura de una roca. Muchas venas irregulares con forma de lpiz o de hoja se desprenden desde las partes altas o los lados de muchos cuerpos intrusivos. Pueden tener desde unos pocos milmetros hasta varios metros de espesor y de decenas de metros a kilmetros de largo o ancho.

Fig. 5.9 a) Dos tipos de sills oscuros formados por magma intrusionando entre dos capas de roca b) Dique corta a la estratificacin.

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Usos de las rocas gneas en la construccin

Extrusivas

Basalto

Cortadora

Ignimbritas (Canteras)

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Basasltos

Rocas Intrusivas

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Cubiertas de cocinas

Escaleras

Fachadas

Baos

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Las rocas gneas, intrusivas y extrusivas , se emplean como agregados ptreos.Agregado: Material granular, el cual puede ser arena, grava, piedra triturada o escoria, empleado con un medio cementante para formar concreto o mortero hidrulico, concreto asfltico..

Grava

Arena

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6. VolcanismoDepsitos volcnicosEn trminos generales se producen dos tipos de depsitos: Lavas y piroclastos. La composicin qumica y mineralgica de ambos tiene mucha influencia sobre el modo en que se produce su erupcin y la clase de formas del terreno que crea cuando se solidifica. Los tipos principales de depsito que se forman varan dependiendo de los magmas de los cuales se derivan.

Tipos de lavaHay varios tipos de lava que determinan la creacin de diferentes formas del terreno como las montaas volcnicas que varan en forma y tamao y los flujos de lava solidificados que tambin pueden ser de varios tipos. Las variaciones son el resultado de diferencias en la composicin qumica, el contenido de gas y la temperatura de las lavas. A medida que el contenido de slice es mayor y la temperatura menor, por ejemplo, la lava es ms viscosa (fluye con mayor dificultad) y en consecuencia se mueve con mayor lentitud. A mayor contenido de gas en la lava, es ms probable que la erupcin sea ms violenta. Lavas baslticas. Son de color oscuro. Erupcionan a temperaturas de 1000 a 12000C. Son lavas extremadamente fluidas que pueden desplazarse cuesta abajo rpido y a grandes distancias. Se han observado corrientes fluyendo a velocidades tan altas como 1000 km/h aunque lo ms comn es que se muevan a velocidades de algunos cuantos kilmetros por hora. Los flujos de lava basltica varan de acuerdo a las condiciones bajo la que se emitieron. Los siguientes son algunos ejemplos importantes: Flujos baslticos. Se trata de lavas muy fluidas que erupcionan sobre terreno plano y pueden dispersarse en pequeas capas delgadas como flujos (inundaciones) de lava (Fig.6.2). Pahoehoe y AA. Pahoehoes es una palabra hawaiiana que significa con forma de cuerda (cordada). Se forman cuando una lava muy fluida se desplaza en capas y una pequea capa vtrea como una piel elstica se solidifica en la superficie mientras contina fluyendo por debajo de la superficie el liquido fundido, entonces la piel es arrastrada y retorcida en forma de ondulaciones y anillos que semejan cuerdas ( Fig. 6.3) AA es la exclamacin que emite el distrado que se aventura a caminar con los pies desnudos sobre este tipo de lava que se presenta como trozos de tierra hmeda recientemente arada. La AA es lava que ha perdido sus gases y consecuentemente es ms viscosa que la pahoehoe, por lo que se mueve ms lentamente, lo que permite que se forme una gruesa piel. Ejemplo: las lavas del volcn Paricutn. (Fig. 6.3) Lavas almoadilladas. Se trata de lavas formadas en condiciones subacuticas. Son apilamientos de bloques elipsoidales de basalto de un metro de dimetro. 1

Fig. 6.3 Tipos de Lava pahoehoe abajo y AA arriba Fig. 6.2 Mesetas de lava

Lavas riolticas. La riolita es la lava ms flsica por lo que su color es claro. Tiene un punto de fusin ms bajo que el basalto y erupciona a temperaturas que van de 800 a 1000C. Es mucho ms viscoso que el basalto debido a su menor temperatura y mayor contenido de slice. La riolita se mueve 10 veces ms lento que el basalto porque resiste al flujo y tiende a apilarse en gruesos depsitos con forma de bulbo (domo). Lavas andesticas. Las andesitas, cuyo contenido de slice es intermedio, tiene propiedades entre las de las lavas baslticas y las riolticas.

Texturas de las lavasLas lavas tienen otras caractersticas que reflejan las temperaturas y presione