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La tectónica de placas y la

formación de rocas4UNIDAD

ace unos 65 Ma un gran monolito de basalto emergió de las profundidades de la Tierra y se elevómas de 1200 metros sobre el nivel del mar. Cuentan las leyendas que sus vistosas estrías verticalesfueron desgarradas por un oso de tamaño colosal [véase la ilustración adjunta].

La moderna Geología investiga, sobre todo, las rocas, porque en ellas quedanregistrados los sucesos históricos de los que se ocupa esta ciencia. En la Unidad1 ya estudiamos el grupo de rocas sedimentarias, cuya formación dependíaexclusivamente de los procesos geológicos externos. En esta Unidad nosocuparemos de aquellas rocas que se originan en el interior de la Tierra y que,como la mole de la imagen, afloran sobre la superficie gracias a acontecimientosparoxísmicos tales como los terremotos o las erupciones volcánicas. Son lasllamadas rocas endógenas.

Pero la influencia entre procesos geológicos internos y rocas endógenas esmutua, porque las características de estos materiales presentes en el interiorde nuestro planeta van a condicionar multitud de acontecimientos; entre ellos,la generación del campo magnético terrestre, el origen de algunos terremotos, elflujo de magma en las dorsales, el desplome de la litosfera en gigantescas cascadassubductivas… Al mismo tiempo, van a implicar cambios en los minerales queconstituyen las rocas.

En esta Unidad examinaremos con cierta profundidad los mecanismos físico-químicos subyacentes a losprocesos descritos.

Con el estudio de los contenidos de la Unidad nos proponemos alcanzar los siguientes objetivos:

1. Conocer los datos que se poseen del interior de la Tierra y elaborar con ellos una hipótesis explicativasobre su composición, su proceso de formación y su dinámica.

2. Reconocer los principales tipos de rocas endógenas, su composición, textura, proceso de formación ysus principales afloramientos y utilidades.

3. Entender la interacción entre procesos geológicos internos y externos.

4. Reconocer los principales riesgos geológicos y considerar diversas medidas de predicción y prevención.

5. Conocer los símbolos tectónicos utilizados habitualmente en mapas y cortes geológicos.

6. Realizar una lectura interpretativa de mapas y cortes geológicos sencillos, poniendo énfasis en las circuns-tancias históricas que condujeron a las formaciones geológicas tal y como las contemplamos.

H

Al nordeste del estado de Wyo-ming se alza una imponente torrede basalto de 260 m de altura,conocida como Devil´s Tower.

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1. EN EL INTERIOR DE LA TIERRA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112

1.1. El núcleo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112

1.2. El manto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 114

1.3. La tectónica de placas en la actualidad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117

1.4. Origen de los terremotos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 118

2. FORMACIÓN DE ROCAS ENDÓGENAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120

2.1 El metamorfismo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122

2.2. El magmatismo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

3. INTERACCIÓN ENTRE LOS PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y EXTERNOS . . . . . . . . . . . . 135

4. RIESGOS GEOLÓGICOS. PREDICCIÓN Y PREVENCIÓN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 136

5. CONSTRUCCIÓN E INTERPRETACIÓN DE MAPAS Y CORTES GEOLÓGICOS . . . . . . . . . . . . . . . . 138

Í N D I C E D E C O N T E N I D O S

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1. En el interior de la TierraHan pasado varias décadas desde la formulación de la teoría de la tectónica de placas y algunos aspectos de la

misma han sido ratificados, otros refutados y muchos quedan aún por clarificar. Pero, aún antes de desarrollarse latectónica de placas, era evidente que muchos de los procesos que tienen lugar en la superficie de nuestro planetase originan en su interior; este hecho hizo que, como veremos a continuación, muchos equipos de investigación sededicaran a su estudio.

1.1. El núcleoComo vimos en la Unidad 3, la disposición interna de la Tierra en capas ya fue determinada en la primera mitad

del siglo XX. Los datos actuales sobre las características estructurales y dinámicas del núcleo vienen proporciona-dos por el estudio de las ondas sísmicas; así, sabemos que el núcleo se extiende desde los 2 900 kilómetros de pro-fundidad (discontinuidad de Gutenberg) hasta los 6 370. En estos niveles las presiones son muy altas (de 1,3 a 3,5millones de atmósferas), así como las temperaturas (se estima que están comprendidas entre los 4 000 y 5 000 gra-dos Celsius). El núcleo representa el 16 por ciento del volumen y el 31 por ciento de la masa de la Tierra.

También las ondas sísmicas nos ofrecen datos acerca del estado físico del núcleo; y, como demostró Lehman, pode-mos distinguir una parte líquida –el núcleo externo– y una sólida –el núcleo interno–.

1. Composición del núcleo terrestre. Un dato importanteque nos permite deducir qué materiales componen el núcleoes la existencia de un campo magnético. Esto conlleva,evidentemente, la presencia de uno o más componentesmetálicos; el candidato más firme es el hierro, por ser el ele-mento más abundante en el universo con capacidad degenerar un campo de estas características –su presencia enlos sideritos, o meteoritos férricos, así lo confirma–. Sinembargo, el núcleo no puede estar constituido solo por hie-rro, porque a las presiones reinantes en el interior de laTierra la densidad teórica sería mucho mayor que la calcu-lada; debe haber, por tanto, algún otro componente menosdenso que el hierro que reduzca la densidad total. Se hapropuesto que sea el níquel, porque es un mineral frecuen-te en los sideritos y, además, se combina bien con el hierro.Pero el porcentaje de este elemento en el núcleo (se calcu-la que un 4 por ciento, al igual que en los sideritos) no dis-minuye de manera significativa su densidad, de donde sededuce que ha de existir otro u otros elementos más ligeros.

Se han sugerido principalmente dos: el oxígeno y el azufre;este último es el elemento que, a priori, reúne las condiciones más adecuadas: es ligero, se disuelve bastan-te bien en el hierro fundido y, además, a altas presiones forma una aleación con el hierro sólido. Los datosexperimentales —obtenidos gracias a la celdilla de yunques de diamante [véase la ilustración 4.1], que per-mite reproducir experimentalmente las condiciones del centro de la Tierra— indican que solo se requiere entreun 8 y un 10 por ciento en peso de azufre para rebajar la densidad del hierro hasta los valores calculados.Asimismo, se ha comprobado la presencia del mineral troilita (FeS) en los meteoritos, lo que refuerza estahipótesis.

LA TECTÓNICA DE PLACAS Y LA FORMACIÓN DE ROCAS

4UNIDAD

Ilustración 4.1

Disposición de la celdilla de yunques de diamante. Losdos diamantes están montados en el interior de un me-canismo de acero endurecido. Entre las caras de los dia-mantes se coloca una diminuta cantidad del material aestudiar. El aparato crea presiones de diez a quince ve-ces mayores que la máxima que puede alcanzarse conuna prensa hidráulica. La máxima presión registrada has-ta la fecha con el dispositivo se cifra en 1,7 millones deatmósferas, que es el equivalente a la presión existentea los 2 900 kilómetros de profundidad.

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2. Origen del campo magnético terrestre. Como hemos estudiado en la Unidad 3, el campo magnético gene-rado por el núcleo es responsable de la imantación de las rocas de la superficie (se han encontrado rocasimantadas con una antigüedad de 3 500 millones de años, lo que prueba que el campo magnético ya existíacuando se formaron); también vimos que el campo magnético terrestre se invierte cada cierto tiempo, dejan-do su huella en las rocas de la corteza oceánica y siendo está una de las pruebas más concluyentes de laexpansión del fondo oceánico.

El origen del magnetismo terrestre no está del todo esclarecido, aunqueexiste un amplio consenso en que en su génesis están implicados proce-sos convectivos –generados por las altas temperaturas y por la rotación dela Tierra– producidos en el núcleo externo. Recordemos que se trata de unlíquido metálico conductor, por lo que las corrientes convectivas creancorrientes eléctricas; éstas, a su vez, crean un campo magnético (el fenó-meno es simétrico: el campo magnético, paralelamente, genera un campoeléctrico). El núcleo actúa entonces como una dinamo autoinducida quemantiene y regenera el campo magnético (se calcula que sin este procesoel campo magnético se agotaría en el plazo de 10 000 años).

El núcleo interno parece desempeñar un papel significativo en la genera-ción de este campo magnético, aunque esta cuestión, como todo lo quese refiere al magnetismo terrestre, no está bien aclarada. Quedan aún pordilucidar otros asuntos; por ejemplo, cómo surgió el campo magnético ini-cial, por qué se producen las inversiones magnéticas y cuál es el origende las fuentes del calor necesario para producir los movimientos en ellíquido. Las respuestas de las dos primeras preguntas son totalmenteespeculativas; la de la última, se explicará en el siguiente apartado.

3. Origen del calor interno. La emisión del calor interno se detecta únicamente con aparatos especiales, aun-que podemos percibirlo en ciertas condiciones; por ejemplo, bajando a los distintos niveles de una mina. Elaumento de temperatura a medida que se desciende, denominado gradiente geotérmico, es de unos 33 gra-dos Celsius por kilómetro, pero es evidente que este cálculo solo es válido en las capas más superficiales: decontinuar ese ritmo los materiales del manto alcanzarían temperaturas por encima del punto de fusión.

Hasta hace poco, las temperaturas del interior de la Tierra solo se podían calcular a partir de las medicionesrealizadas en determinadas zonas de la superficie –recordemos que las zonas de subducción presentan bajoflujo térmico, mientras que las dorsales y puntos calientes tienen un alto flujo térmico– que se contrastabancon otros datos físicos, como el análisis de las ondas sísmicas. Pero actualmente se ha desarrollado unanueva técnica, la tomografía sísmica, que ha proporcionado datos muy precisos sobre la distribución de tem-peraturas en el interior de la Tierra [véase el recuadro “Tomografía sísmica”].

El origen de este calor interno se atribuye a la desintegración de elementos radiactivos, al calor generado porla transformación de la energía gravitatoria en energía térmica durante el choque de planetesimales que diocomo resultado la formación del planeta (calor primordial, véase la Unidad 2) y al calor liberado al cristalizarel hierro para formar el núcleo interno.

La Tierra se va enfriando, como lo prueba la existencia de lavas fósiles de hace 2 500 millones de años quearribaron a la superficie a una temperatura superior a 1 600 grados Celsius, mientras que las lavas actualesno llegan a los 1 200 grados. Pero esta pérdida de calor tiene lugar lentamente debido, entre otras causas, ala baja conductividad térmica de las capas terrestres.

Independientemente de su origen, la energía térmica del interior de la Tierra es la responsable del campo mag-nético terrestre y, como veremos a continuación, de los procesos convectivos que tienen lugar en el manto.

Ilustración 4.2

Representación del campo magnético terrestre; debeconsiderarse como un dipolo, donde la intensidad delcampo magnético en los polos es mayor que en elEcuador. El polo norte terrestre es el polo sur deldipolo y, al revés, el polo sur terrestre es el polo nortedel dipolo. Por la Antártida salen las líneas de campomagnético, entrando por el polo norte terrestre ypasando casi paralelas por el Ecuador.

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1.2. El mantoEs la capa situada entre la corteza y el núcleo –coincide más o menos con el sima de los geólogos de los años

cincuenta, aunque este concepto incluía también la corteza oceánica [véase la Unidad 3]– y representa el 80 porciento del volumen de nuestro planeta.

1. Composición del manto. La composición de esta capa terrestre ha podido ser establecida directamente apartir de fragmentos más o menos inalterados que afloran a la superficie arrastrados por corrientes de magmaascendentes (los llamados xenolitos) y por métodos indirectos (por comparación con meteoritos rocosos, pormedio de simulaciones en el laboratorio y en los ordenadores...); se ha llegado a la conclusión de que el mantoestá formado, hasta una profundidad de 70 a 80 kilómetros, por rocas conocidas como lherzolitas –compues-tas principalmente por olivino y piroxenos–, así como por piroxenitas y dunitas –rocas formadas casi exclu-sivamente por piroxenos y por olivino, respectivamente [véase la ilustración 1.12]–. A partir de los 80 kilóme-tros, la presión y la temperatura son tan elevadas que los piroxenos se transforman en minerales más den-sos, con la estructura del granate, y las principales rocas que los portan son las peridotitas granatíferas –asíllamadas por el mineral peridoto, una variedad de olivino–.


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TOMOGRAFÍA SÍSMICAEsta técnica recuerda al scanner de los médicos, salvo que emplea ondas sísmicas en lugar de rayos X; mediante ella se

analiza la velocidad de cientos de ondas sísmicas que pasan a través de la Tierra en diferentes direcciones y, a partir de dichoanálisis, se generan, por ordenador, imágenes tridimensionales del medio que han atravesado, como la de la ilustración adjunta(tomografía sísmica del interior de la Tierra por debajo del océano Pacífico).

Como señalábamos en la Unidad anterior, la velocidad de las ondassísmicas depende de diversos factores: la densidad, la composición, laestructura mineral, el grado de fusión y la temperatura. La tomografía revelavariaciones laterales de la velocidad y, por deducción, de la temperatura ydensidad del manto. Con este método se puede determinar la existenciade zonas calientes (menor velocidad de las ondas sísmicas), representadasen rojo, y zonas frías (mayor velocidad, en azul) y, en consecuencia, laexistencia de corrientes de convección. Los datos recogidos pueden serrepresentados como mapas de temperaturas. Por ejemplo, se ha observadoque bajo el continente africano existe una gran zona caliente.

La tomografía sísmica ha permitido también establecer la existencia deirregularidades en la superficie de contacto entre el manto y el núcleo,depresiones y elevaciones de hasta 20 kilómetros.

Incluso se ha podido apreciar con bastante detalle el camino seguido por una placa en subducción –algunas se deslizanpor debajo de los continentes, produciendo terremotos someros, mientras que otras más frías se introducen con una mayorinclinación, originando terremotos más profundos–.

La tomografía sísmica constituye una poderosa herramienta para clarificar procesos dinámicos que ocurren dentro de laplaca y en la zona de subducción. Esta técnica permite relacionar posibles estructuras del interior de la Tierra con formasgeológicas en la superficie, mejorar la resolución en las localizaciones de los sismos y optimizar las medidas de prevenciónde riesgos geológicos.

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Esta aparente homogeneidad en la composición contrasta con la heterogeneidad que ofrecen los datos sísmicos:hacia los 410 y los 670 kilómetros de profundidad se observan pequeñas inflexiones (apreciables en la ilustración3.11) que revelan la presencia de discontinuidades, la segunda de las cuales señala la separación entre elmanto superior y el manto inferior. Las variaciones no se deben a cambios de composición, sino de fase:el aumento de presión produce reestructuraciones en la estructura cristalina de los minerales (a los 410 kilómetrosel olivino adquiere la estructura de un óxido de aluminio, cromo y hierro llamado espinela, y a los 670 kilómetrosse descompone para formar minerales con la estructura de la perovskita –un silicato de magnesio– y óxidosde magnesio y de hierro), lo que se traduce en una mayor compactación y, en consecuencia, un aumento derigidez. Por último, hacia los 2 700 kilómetros tiene lugar un auténtico cambio de composición, relacionado conla llamada capa D’‘ (pronúnciese “d doble prima”), que veremos más adelante.

2. Dinámica del manto. Como recordaremos, entre los 100 y 250 kilómetros de profundidad, la velocidad delas ondas sísmicas disminuye de manera significativa respecto a las regiones adyacentes [véase ilustración3.11]. A partir de estos datos se dedujo la existencia de la astenosfera (capa de naturaleza plástica cuya existenciase consideró necesaria para que tuviera lugar el desplazamiento de placas). Sin embargo, análisis más detalladosllevaron a la conclusión de que el comportamiento de las ondas sísmicas en esta capa difiere bastante de unaszonas a otras (en unos casos su velocidad es mayor y en otros casos es menor que la media del resto delmanto.)

El concepto de astenosfera como un nivel universalempezó a ser puesto en duda cuando se comprobóque en diversas regiones (por ejemplo, bajo lapenínsula Escandinava o el cratón americano) elmanto era completamente rígido; es decir, lassupuestas zonas más calientes (y por lo tanto mássusceptibles de fluir) del manto superior eran tansolo “islas térmicas”, separadas entre sí por zonasrígidas que no exhiben baja velocidad. Poste-riormente la tomografía sísmica confirmó la ine-xistencia de la astenosfera entendida como un niveluniversal, y se comprobó que las corrientes deconvección que afectan a todo el manto son lasresponsables de este desplazamiento.

Pare entender cómo un manto sólido y rígido, según muestran las ondas sísmicas, puede desplazarse, debemosconsiderar que esta capa presenta una enorme viscosidad, lo cual le permite fluir aunque muy lentamente,incluso geológicamente hablando. (Algo semejante ocurre con los glaciares, formados por hielo sólido que sedesliza; de la misma manera el manto fluye, pero con una viscosidad incomparablemente mayor).

3. Límite manto-núcleo. Este límite (discontinuidad de Gutenberg) ha resultado ser la transición química y físicamás notable del interior de nuestro planeta (recuérdese que se pasa de un manto sólido a un núcleo externolíquido; la diferencia de temperatura puede llegar a ser de hasta 1 000 grados Celsius). Presenta un gro sor muyvariable: en ocasiones es de una delgadez indetectable y en otras puede constituir una auténtica zona detransición de hasta 300 kilómetros de espesor. En esta zona, denominada genéricamente capa D’‘ los silicatosdel manto confluyen con la aleación de hierro del núcleo, produciéndose una mezcla, en mayor o menor gradosegún las zonas, de ambos componentes.

Se piensa que la fuerte heterogeneidad de esta región afecta a muchos procesos geológicos globales (porejemplo, al ligero balanceo que presenta el eje de rotación terrestre, al campo geomagnético…). Pero, además,

Ilustración 4.3

El contacto entre el manto y el núcleo tiene lugar a través de una región (lacapa D'') en la que se dan enormes diferencias de composición química y de tem-peratura.

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modula los movimientos de convección del manto, causantes de la deriva continental y de la tectónica de placas,de la siguiente manera:

El calor generado en el núcleo provoca una gran inestabilidad en el nivel D’‘, por lo que sus materiales secalientan; como consecuencia, disminuye su densidad, y se hacen más ligeros que el manto circundante, locual se traduce en el desplazamiento hacia la superficie de masas calientes que tienen forma de conos estrechosy reciben el nombre de penachos [véase la ilustración 4.3]. Si llegan a alcanzar el exterior forman los puntoscalientes volcánicos [véase la ilustración 3.28]; en caso contrario quedan retenidos en el manto superior,originando las ya citadas “islas térmicas” que, probablemente, estén en la base del concepto de astenosfera.Así, los estudios tomográficos han confirmado que bajo África austral y el Atlántico sur hay una zona calientey poco compacta, el “superpenacho africano”.

Las corrientes de convección descendentes coinciden con las zonas de subducción. En estas regiones la fríalitosfera subduce, y parece ser que arrastra al resto de la placa, en un principio rápidamente; pero despuésencuentra más dificultades para avanzar, debido a las altas presiones, y su velocidad se hace menor, llegandoa ser mínima en el límite entre manto superior e inferior (recuérdese que en él tiene lugar un cambio en lanaturaleza de los materiales y se produce un aumento de la rigidez).

En esta zona (a unos 670 kilómetros de profundidad) se produce una acumulación de materiales litosféricosque se van calentando y aumentando su densidad hasta que se desploman, en forma de avalanchas llamadascascadas subductivas [véase la ilustración 4.4], que atraviesan el manto inferior –de forma muy lenta (no másde dos centímetros por año) debido a la gran viscosidad del manto– hasta llegar al límite con el núcleo (la capaD’‘), enfriando la base del manto, y dando lugar a depresiones en la zona (que se corresponden con las regionesde menor grosor de la capa D’‘).


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Ilustración 4.4

Izquierda: Modelo informatizado que simula la dinámica del manto. El material frío se representa en azul, y el caliente en rojo.Derecha: Esquema explicativo del modelo anterior. Obsérvese que bajo las dorsales oceánicas no existen corrientes de convección ascendentes, sino quesus magmas se originan en los 60-80 kilómetros de profundidad (los magmas de los puntos calientes provienen de la capa D''.)

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1.3. La tectónica de placas en la actualidadEl desarrollo de nuevas técnicas ha permitido confirmar espectacularmente los movimientos continentales predichos

por la tectónica de placas. Algunas de las más destacadas técnicas que se han utilizado o están en proyecto son:

● La interferometría de línea de base muy larga (VLBI). Consiste en medir el desfase temporal con que la señalde radio emitida por un cuásar llega a las antenas receptoras situadas en distintos continentes. Si los continentesvarían de posición, la distancia se modifica y es detectada como un desfase adicional. Una variante de estesistema consiste en utilizar rayos láser emitidos por una estación espacial en lugar de las señales de un cuásar.

● El GPS (Global Positioning System). Se trata de un sistema de geodesia basado en una constelación desatélites que permite el posicionamiento de una estructura en tres dimensiones (latitud, longitud y altura), asícomo la medida del tiempo. Estos satélites, cuyas trayectorias se conocen con una precisión de pocos centímetrosy en algunos casos milímetros, emiten continuamente una señal de radio que es captada y descodificada porlos receptores GPS, determinando la distancia que los separa de cada uno de los satélites.

● Galileo. Es un sistema global de navegación por satélite para uso civil desarrollado por la Unión Europea,con el objeto de evitar la dependencia de otros sistemas como el GPS, aunque no estará disponible hasta 2011.Las compañías españolas involucradas en el proyecto son Hispasat y AENA.

Además de su uso civil, este sistema presentará una serie de ventajas:

A. Podrá operar conjuntamente con los sistemas GPS y GLONASS. El usuario podrá calcular su posición conun receptor que utilizará satélites de distintas constelaciones. Al ofrecer dos frecuencias en su versiónestándar, Galileo brindará ubicación en el espacio en tiempo real con una precisión del orden de metros.

B. Del mismo modo, los satélites Galileo, a diferencia de los que forman la red GPS, estarán en una órbitaligeramente desviada del ecuador. De este modo sus datos serán más exactos en las regiones cercanasa los polos, donde los satélites estadounidenses pierden notablemente su precisión.

C. Asimismo, garantizará la disponibilidad continua del servicio, excepto en circunstancias extremas, e informaráa los usuarios en segundos en caso del fallo de un satélite. Esto lo hace conveniente para aplicacionesdonde la seguridad es crucial, tales como las aplicaciones ferroviarias, la conducción de automóviles o elcontrol del tráfico aéreo.

D. Reducirá los problemas de vulnerabilidad de la señal al proveer en forma independiente la transmisión deseñales suplementarias de radionavegación en diferentes bandas de frecuencia.

Los satélites del sistema Galileo se distribuirán en tres planos orbitales inclinados con respecto al plano delecuador. En cada plano orbitarán 10 satélites, cada uno de los cuales tardará 14 horas para completar la órbitade la Tierra. Cada plano tendrá un satélite de reserva activo, capaz de reemplazar a cualquier satélite que falleen ese plano.

Habrá dos centros de control Galileo, ubicados en Europa, que controlarán el conjunto de satélites y lasincronización de sus cronómetros atómicos, el procesamiento de señales de integridad y el manejo de datosde todos los elementos internos y externos. La transferencia de datos con los satélites se realizará a travésde una red mundial de estaciones Galileo. La información obtenida de estas estaciones se transmitirá por lared de comunicaciones a los dos centros de control terrestres.

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Las líneas de investigación actuales están orientadas a la acumulación de datos sobre el movimiento de las placasdurante largos períodos de tiempo, su posterior análisis y la generación, por ordenador, de modelos simulados,como el descrito en el recuadro “Tomografía sísmica” [véase también la ilustración 4.4]. Mediante todas estas técnicasse ha podido:

● Confirmar de forma contundente el desplazamiento de las placas.

● Descartar, en opinión de muchos geólogos, la existencia de la astenosfera.

● Relegar el papel de las dorsales a un segundo plano. Actualmente se considera que estas estructuras tienenfuentes de alimentación someras, salvo en algunos casos, como Islandia, en que coinciden con un punto caliente.Su calor proviene del generado cuando la litosfera se fractura –por ejemplo, como respuesta a las tensionesproducidas en dos zonas de subducción que “tiran” en sentidos opuestos–: al eliminarse el enorme espesor deroca existente sobre el manto se produce en él una descompresión y, en consecuencia, una fusión parcial,dando lugar a materiales fundidos que al salir al exterior originan una dorsal [véase la ilustración 3.20].

● La convección en estado sólido del manto terrestre es el mecanismo motor de la tectónica de placas y detoda la actividad geológica asociada a ésta en la superficie de nuestro planeta: la deriva continental, la sismicidad,el vulcanismo y las orogenias. En definitiva, las placas se desplazan porque el manto sublitosférico las arrastra.Y el motor del movimiento de las placas y del manto es el calor de la desintegración radiactiva y el residuo delviolento origen del planeta, lentamente emitido a través de sus 4 550 millones de años de historia.

1.4. Origen de los terremotosLa teoría de la tectónica de placas asocia los sismos a los límites de placas y, por lo tanto, los primeros sismólogos

pensaban que sus hipocentros se debían localizar cerca de la superficie –a pesar de que Benioff, en la década delos cincuenta, había detectado sismos profundos–. Pero el 8 de junio de 1994 se produjo un gran sismo bajo el suelode Bolivia; su hipocentro se situó a más de 600 kilómetros de profundidad, cosa que sorprendió a los sismólogos detodo el mundo.


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La hipótesis de Gaia y la tectónica de placas

No sabemos a ciencia cierta por qué a la vida eucariota en general, y a la pluricelular en particular, le costó tanto eclosionar.Se han apuntado diversas hipótesis, algunas de las cuales parecen bastante prometedoras; el origen de los eucariotas, laexplosión del Cámbrico y, en realidad, como comentábamos en la Unidad anterior, casi cualquier faceta de la evolución de losseres vivos, tienen mucho que ver con la dinámica del planeta que los acoge. Por ejemplo, recientemente ha llamado la atenciónuna curiosa “coincidencia”: el único cuerpo del Sistema Solar en el que existe tectónica de placas y movilidad continental estambién el único –que sepamos– en el que ha arraigado la vida. ¿Será que la vida precisa del reciclaje, propiciado por procesostectónicos, de determinados elementos, como el fósforo? O, al revés: ¿es posible que la actividad de los seres vivos desencadenelos movimientos de las placas litosféricas? Esta sorprendente propuesta, enmarcada en la denominada hipótesis de Gaia yaventurada por el geólogo estadounidense Don Anderson (n. 1933) en 1984, se fundamenta en el hecho de que la subducciónde una placa requiere que el basalto de que consta se transforme en una roca más densa, la eclogita. Ahora bien, el cambiode fase de basalto a eclogita no ocurre a elevadas temperaturas; los organismos marinos, al retirar dióxido de carbono de laatmósfera para formar la caliza de sus caparazones, contribuirían al enfriamiento de la Tierra (por disminución del efecto deinvernadero), lo que favorecería la transición basalto-eclogita.

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Como vimos en la Unidad 3, la causa primaria de los terremotos radica en el movimiento de las rocas que formanla corteza terrestre, en un persistente afán de acomodamiento. De vez en cuando se desprende gran cantidad deenergía del globo terráqueo, lo que se traduce en fuertes convulsiones que afectan especialmente a las zonas másfrágiles de la corteza terrestre. La tensión acumulada en una de las fracturas que se producen en estas zonas puedellegar a superar el rozamiento entre los dos bloques separados por ella, que se deslizarán el uno a lo largo del otro,originando una falla y temblores de graves consecuencias: durante el famoso terremoto de San Francisco, en 1906,la falla de San Andrés se desplazó a lo largo de casi 500 kilómetros.

La mayor parte de los sismos son someros, es decir, tienen su hipocentro a unas cuantasdecenas de kilómetros bajo la superficie terrestre (hasta unos 50 kilómetros de profundidad).Se producen por unión de microgrietas que generan una falla. Pero casi el 30 por ciento delos episodios ocurre a más de 70 kilómetros de profundidad, e incluso hay un 8 por cientoque tiene su origen por debajo de los 300 kilómetros. Las presiones existentes a esasprofundidades hacen impensable que se puedan producir microgrietas, fracturas ydeslizamientos de rocas. ¿Cuál es, pues, la explicación de la existencia de los sismosmedios (entre los 70 y 300 kilómetros) y profundos (más de 300 kilómetros)?

La primera característica a tener en cuenta es que los terremotos someros se producenen cualquier punto de la Tierra, mientras que los medios y profundos solo se originan enlas zonas de subducción.

También se ha demostrado, en el laboratorio, que los sismos de profundidad intermedia se producen cuando laserpentina –que se forma al hidratarse el olivino de la parte superior del manto [véase la ilustración 4.5]– existenteen la placa que subduce se deshidrata a causa del calor: la presión del agua desalojada del mineral contrarresta lapresión de carga a la que está sometido y permite abrir microgrietas paralelas a la dirección de compresión.

En cuanto a los sismos de foco profundo, se generan por la conversión de olivino en espinela, transformaciónque se produce a lo largo de estructuras llamadas antigrietas (por formarse en un sentido perpendicular a la direcciónde compresión de las rocas). La unión de antigrietas –cuyo interior está relleno de olivino en fase de espinela– formauna falla, que causa el terremoto. Pero una vez que todo el olivino se ha descompuesto en dos fases más densas–la perovskita y ciertos óxidos (proceso que, como comentamos anteriormente, ocurre a los 670 kilómetros deprofundidad)– ya no existe ningún mecanismo capaz de originar sismos y la placa, entonces, desciende deformándoseplásticamente, como una manta que se desliza por el borde de la cama.

Ilustración 4.5

La serpentina abarca, en realidad, ungrupo de minerales que rara vez cristalizany se forman por metamorfismo de ciertossilicatos.

1. La temperatura del interior de la Tierra va aumentando con la profundidad. ¿Por qué, entonces, el núcleo externo eslíquido y el interno sólido?

2. Compara las zonas de subducción y las dorsales en el modelo tradicional de la tectónica de placas y en el modeloactual.

3. Repasa el concepto de isostasia de la Unidad 3 (ilustración 3.4) e indica dónde se situaría el nivel de compensaciónisostática en el modelo tradicional de la tectónica de placas y en el modelo actual.

4. Explica por qué se pensaba que los terremotos no podían originarse a grandes profundidades.

A c t i v i d a d e s

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2. Formación de rocas endógenasLos procesos sedimentarios que estudiamos en la Unidad 1 pueden dar lugar a rocas de muy diferentes características,

pero ¿existe algún límite al “poder” de la sedimentación y de la diagénesis? Dicho de otra forma, ¿todas las rocas sehan formado de esa manera? Hoy sabemos que no es así, pero llegar a dicha conclusión requirió mucho esfuerzo,más de un siglo y buenas dosis de ingenio. Y, como a menudo sucede en la historia de la ciencia, comenzó cuandovarios naturalistas intentaron establecer una clasificación de las rocas.

Como vimos en la Unidad 1, neptunistas y vulcanistas tenían muchos desacuerdos,pero coincidían en que el granito era una roca primitiva, formada antes que cualquierotra. Pero el granito forma a menudo diques [véase la ilustración 4.23] casi verticalesque atraviesan (intruyen) varios estratos, lo que indica, por el principio de relaciones decorte que vimos en la Unidad 1, que se han formado después que éstos.

Sorprende, además, lo bien que encajan los cristales irregulares del granito y rocasafines [véase la ilustración 4.6], lo que rebate la hipótesis neptunista de que se haya formadopor precipitación en un océano primordial. Parece más verosímil que cada cristal hayacrecido in situ hasta donde se lo permitiesen sus vecinos (también en crecimiento). Lo querebate la hipótesis neptunista que proponía que estas rocas se habían formado por

precipitación en un océano primordial [véase la Unidad 1]; hay, pues, solo dos alternativas: o han cristalizado alevaporarse una solución, o al enfriarse material fundido (magma).

En este último caso sería de esperar que la roca que rodea al dique de granito –la llamada roca encajante– mostraseseñales de la alta temperatura reinante al emplazarse el magma. Señales que percibieron los plutonistas cuando elescocés sir James Hall (1761-1832) —no debemos confundirlo con el geólogo estadounidense James Hall quehabló de los geosinclinales— calentó caliza (recordemos que es una roca sedimentaria) en barriles presurizados y, sinllegar a fundirse, ésta recristalizó convirtiéndose en mármol… el mismo que afloraba en la naturaleza en torno a rocascristalinas encajadas entre rocas calizas. Las rocas como el mármol, obtenidas mediante calor y presión sin dejar deser sólidas, fueron llamadas metamórficas por Charles Lyell.

R E C U E R D A

� El núcleo, compuesto principalmente de hierro y níquel, es el responsable del campo magnético terrestre (por las corrientesque se producen en el núcleo externo) y de la energía térmica del planeta (cuyo origen está en la desintegración deelementos radiactivos y en el enfriamiento residual del planeta a lo largo de su historia).

� La mayor parte de la energía térmica del interior de la Tierra se convierte en energía mecánica a consecuencia de losflujos convectivos que se generan en la capa D’’. La movilidad así generada se extiende desde el núcleo externohasta la corteza.

� La subducción tiene lugar hasta el núcleo y no se detiene en el manto superior.� Probablemente no existe astenosfera de forma generalizada, pero sí penachos (que pueden llegar a la superficie originando

puntos calientes o detenerse en el manto superior originando “islas térmicas”) y cascadas subductivas. La base de lalitosfera sería el comienzo del manto con capacidad de fluir.

� Las dorsales tienen fuentes de alimentación someras, salvo en áreas (como Islandia) en que coinciden con un puntocaliente.

� Los terremotos someros se originan por dislocaciones tectónicas a nivel local; los medios, a causa de la deshidrataciónde la serpentina, y los profundos por la formación de antigrietas originadas al transformarse el olivino en espinela.

Ilustración 4.6

Cristales de peridotita, roca rica en oli-vino con la misma textura que el granito.

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Hall fundió rocas similares al basalto en una forja de hierro y observó que si las dejaba enfriar en contacto con elaire obtenía masas vítreas sin cristales apreciables que recordaban a rocas volcánicas, formadas también porenfriamiento rápido de lava. Pero si se enfriaban lentamente, simulando lo que debía ocurrir a gran profundidad, loscristales tenían tiempo de crecer y lograba rocas con la textura típica del granito; rocas que pronto fueron conocidascomo plutónicas y que, al tener su origen en el “fuego interior” (ignis en latín) recibieron, junto con las volcánicas, elnombre de rocas ígneas. Así pues alterando las condiciones de formación podemos variar las características de lasrocas y obtener, en consecuencia, un nuevo tipo de roca [véase la ilustración 4.7].

Los procesos geológicos internos que estudiamos en la Unidad 3 y en el epígrafe anterior son los responsables,como veremos a continuación, de la génesis de los minerales y rocas endógenas, es decir, originadas en el interiorde la Tierra.

Métodos de estudio de las rocas endógenas

Tradicionalmente, a la hora de estudiar una roca se pueden distinguir dos fases:

1. La recogida de muestras, que implica la anotación de todos los datos que puedenser interesantes para nuestro estudio: localización, geometría de las unidadesmagmáticas...

2. Trabajo de laboratorio, que consiste básicamente en:

● Análisis de componentes mediante el microscopio petrográfico [véase la ilustración 4.8].

● Difracción de rayos X que, como hemos visto en la Unidad 1, nos permite identificarlos minerales que constituyen la roca.

● Estudio de las inclusiones fluidas atrapadas en la roca y que se pueden observar en una sección transparentea través de un micropolariscopio con luz. Este estudio es muy interesante, por que las inclusiones fluidas

Ilustración 4.7

Relaciones entre los distintos tipos de rocas.

Ilustración 4.8

Microscopio petrográfico (en el círculose puede observar una muestra).

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conservan las propiedades químicas y físicas de las soluciones de las que provienen. Se pueden considerar,pues, como muestras directas de las fases volátiles que han circulado por la litosfera a lo largo de los tiempos.

● Estudios geoquímicos, que se realizan en función de los elementos que pueden constituir la roca. Previamenteésta se ha de disgregar, ya sea por vía húmeda (disolviendo la roca) o por vía seca (triturando la roca). Loscomponentes obtenidos se analizan mediante diversas técnicas:

● Microsondas, que se utilizan para conocer la composición química de un mineral. La microsonda permitereconstruir la secuencia de cristalización de los distintos minerales.

● La espectrometría de masas en acelerador, que utiliza un acelerador de partículas para medir los isótoposde un elemento (tienen la propiedad de que su proporción relativa no se altera cuando la roca se funde).Estudiando los isótopos podemos conocer el lugar de procedencia.

2.1 El metamorfismoComo acabamos de ver, el naturalista Hall imitó los procesos naturales para transformar rocas preexistentes

—de igual modo se obtienen materiales duros y muy resistentes (azulejos, ladrillos, tejas…), por medio del calentamientode la arcilla a altas temperatura—. En todos estos ejemplos estamos transformando la estructura y la composiciónmineralógica de unos materiales rocosos preexistentes sin llegar a fundirlos; este proceso recibe el nombre demetamorfismo.

Todos los minerales se forman a determinadas condiciones de presión y temperatura bajo las cuales son estables,esto es, están en equilibrio fisicoquímico; pero si esas condiciones cambian, también lo hacen los minerales. Y valela pena recordar que ya hemos estudiado procesos en los que tenía lugar esta reestructuración; por ejemplo, lameteorización de las rocas formadas bajo condiciones de presión y temperatura elevadas.

En cierto modo, el metamorfismo es el fenómeno opuesto: ahora van a ser rocas y minerales estables en condicionesgeneralmente “suaves” los que experimentarán múltiples alteraciones (recristalizaciones, cambios polimórficos…)como consecuencia de, por ejemplo, su enterramiento o su calentamiento, que se mantendrán hasta que se llegue aun nuevo estado de equilibrio.

El metamorfismo presenta dos carasterísticas importantes:

● Engloba procesos en estado sólido, con muy pocas fases volátiles involucradas (principalmente agua ydióxido de carbono); se excluyen, por tanto, la fusión o disolución total o parcial de las rocas (que, como veremosposteriormente, son propios del magmatismo).

● El proceso es isoquímico; es decir, durante el proceso no se produce ganancia ni pérdida de elementosquímicos en cantidades importantes o apreciables; por lo tanto, la composición química volumétrica de laroca es invariable, y las nuevas especies minerales (especies neoformadas) estarán condicionadas por laquímica original.

Factores del metamorfismo

1. Temperatura. Cómo vimos en la unidad anterior, su valor crece con la profundidad a razón de unos 33 gradosCelsius por cada kilómetro en promedio. Recuérdese que este gradiente geotérmico no se mantieneindefinidamente: a partir de cierta profundidad, el aumento es cada vez menor [véase la ilustración 4.9].


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2. Presión. A diferencia de lo que ocurre con la temperatura, lapresión aumenta con la profundidad de forma paulatina yconstante hasta la base del manto; a partir de aquí el gradientees algo mayor, y luego vuelve a disminuir en el núcleo interno.Se debe al peso de los materiales suprayacentes (principalmenteotras rocas y agua) que soporta cualquier masa rocosa; estapresión se ejerce en todas las direcciones y se llama presiónlitostática.

En muchos casos hay que añadir la presión de fluidos ejercidapor el dióxido de carbono y el agua que rellenan los poros delas rocas y que es especialmente notable cuando se produceun aumento de temperatura.

Por último, es de destacar la presión dirigida que se produceen los bordes convergentes de placas, y que es consecuenciadirecta de los desplazamientos de las placas tectónicas.

Sobre las rocas, estos aumentos de presión y temperatura sepueden traducir en múltiples efectos, tales como:

● Cambios en la estructura cristalina de los mineralesformando nuevas estructuras, más estables en las nuevascondiciones, que pueden dar lugar a minerales polimorfos oproducir nuevos minerales (por ejemplo, en el epígrafe 1.4veíamos que el aumento de presión era el responsable dela transformación del olivino en espinela, debido a lo cualse podían generar, en último término, terremotos profundos).Como estudiaremos más adelante, también se puedengenerar cambios mineralógicos en presencia de agua coniones.

● Adopción de formas hojosas [véase la ilustración 4.11] oen láminas (foliación) que, cuando el tamaño del grano estácomprendido entre 0,25 y 2 milímetros, recibe el nombreespecial de esquistosidad. Se debe a que algunos mineralesse orientan perpendicularmente a la presión ejercida. Deforma característica, estas rocas –cuando llegan a lasuperficie y cambian radicalmente las condiciones de presióny temperatura– se rompen fácilmente por los planos queseparan las láminas.

El grado de metamorfismo es un término usado para dar unamedida relativa de la intensidad que alcanzaron los procesosmetamórficos. Por ejemplo, para el caso de la temperatura elmetamorfismo en un área determinada puede ser de grado bajo omuy bajo (de 200 a 450 grados Celsius), de grado medio (de 450 a650 grados Celsius) y de grado alto (de 650 grados Celsius hasta elinicio de la fusión).

Ilustración 4.9

Temperatura de la Tierra en función de la profundidad (geoter-ma, línea negra) en comparación con el punto de fusión de los ma-teriales a diferentes profundidades (línea roja): en el núcleo ex-terno éste es menor que la geoterma.

Ilustración 4.10

Metamorfismo de contacto, producido por la intrusión de granito(roca formada por enfriamiento lento de magma) en diferentes ro-cas sedimentarias.Se forman una serie de rocas metamórficas en disposición concén-trica (aureola de metamorfismo), tales como mármol, esquisto ocuarcita. El grado de metamorfismo disminuye con la distancia alfoco térmico.

Ilustración 4.11

Disposición en láminas de la filita o "piedra laja", roca proceden-te del metamorfismo de las arcillas cuyos granos no se apreciana simple vista. Tiene estructura hojosa y brillo sedoso plateado.

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Según se producen las transformaciones metamórficas, el tamaño del grano de la roca va creciendo progresivamente.Es decir, en las rocas, cuanto mayor es el grado de metamorfismo, mayor es el tamaño de grano.

Tipos de metamorfismo en conexión con la tectónica de placas

Hemos visto que los factores principales del metamorfismo son la presión y la temperatura. Estos factores estánmuy ligados a los procesos derivados de la dinámica terrestre, especialmente los relacionados con los bordes deplacas. Los principales tipos de metamorfismo en este contexto son:

1. Metamorfismo de enterramiento o de carga. Sedebe exclusivamente a la presión litostática.Recuérdese que, cuando estudiábamos la diagénesisen la Unidad 1, afirmábamos que este proceso –queda lugar a rocas sedimentarias– se debe, en buenamedida, al peso de los sedimentos situados porencima de aquél que se está compactando.Realmente, los límites entre la diagénesis y elmetamorfismo de enterramiento no están nada claros;por convenio se ha fijado en 3 kilobares la presiónmínima que debe experimentar una roca para que sepueda hablar de metamorfismo –por lo tanto, elespesor de los sedimentos ha de ser superior a 10kilómetros–.

Este tipo de metamorfismo afecta a amplias zonasde la corteza, entre ellas las de subsidencia. En estascondiciones, el grado de metamorfismo es muy bajo,por lo que a menudo la roca metamórfica originadaconserva la estructura de la roca primitiva o, en casode modificarla, no presenta orientación alguna.

En ocasiones, no obstante, el peso de la roca puedegenerar una presión lo suficientemente grande comopara lograr que los minerales se reorienten, adqui-riendo la roca una leve esquistosidad.

2. Dinamometamorfismo. Es el resultado de ladeformación que se produce en las zonas de falla.

Es, pues, un metamorfismo muy localizado, carac-terizado por valores intermedios de temperatura y altos de presión, por lo que el metamorfismo ocasionadoes de grado bajo. En ocasiones, parte de la roca triturada es transformada por el calor producido por el rozamientoy se puede producir, por lo tanto, una recristalización de minerales. Este último caso es un claro ejemplo demetamorfismo de grado medio y alto.

3. Metamorfismo térmico o de contacto. Aquí el factor que actúa es la temperatura, lo que provoca el predominiode la recristalización mineral sobre la deformación. Es un tipo de metamorfismo localizado que tiene lugaralrededor de masas magmáticas que ascienden entre rocas encajantes de la corteza terrestre y se encuentrana una temperatura mucho menor [véanse las ilustraciones 4.10 y 4.12]. El resultado del contacto del magmaa altas temperaturas y la roca fría es la aparición de una serie de rocas distintas dispuestas en zonas concéntricas,


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Ilustración 4.12

Distintas fases del metamorfismo de la arcilla conforme aumentala presión y la temperatura.

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alrededor del cuerpo magmático. Esta formación se denomina aureola metamórfica y se caracteriza por lapresencia de diferentes minerales índice (minerales estables a determinada temperatura), formados atemperaturas progresivamente menores conforme nos alejamos del foco térmico. Los minerales de las zonasafectadas pueden experimentar recristalización para adaptarse a las nuevas condiciones, formándose otrosminerales.

4. Metamorfismo aloquímico (metasomatismo). Este metamorfismo podría considerarse como un caso especialde metamorfismo de contacto, puesto que se produce cuando algunas intrusiones magmáticas, sobre todograníticas, aportan iones como cloruros, fluoruros o sodio y vapores de agua y dióxido de carbono a las rocasde la aureola de contacto. Se provoca entonces un cambio en la composición química de los minerales. Estetipo de metamorfismo aparece en las dorsales oceánicas, orógenos y puntos calientes (en cualquier zona endonde se produzca una actividad magmática importante).

5. Metamorfismo de fondo oceánico. Se produce en las dorsales y afecta a la corteza oceánica recién formadaen el eje de la dorsal, aunque sus efectos se reconocen en toda la cuenca oceánica (recuérdese que las dorsalesson zonas de expansión de los fondos oceánicos). Esta corteza joven presenta todavía temperaturas muy altas;el agua de mar que circula por sus grietas se calienta y actúa sobre las rocas encajantes, produciendo unarecristalización. La salida a la superficie del agua cargada de minerales metálicos origina fuentes termales.

6. Metamorfismo regional. Es un metamorfismo muy complejo, aunque es el más característico y conocido detodos. Se encuentra sobre los continentes (en relación con la orogénesis) y genera las rocas típicamentemetamórficas; en él se produce la acción combinada de la temperatura y la presión, con valores muy variados(entre los 200 y los 700 grados Celsius, y de 2 a 10 kilobares de presión); en la ilustración 4.12 podemos observarel metamorfismo de las arcillas que dará finalmente origen al gneis, una de las rocas más características delmetamorfismo regional.

En este tipo de metamorfismo se produce una gran diversidad de subtipos –algunos de los cuales puedenoriginar estructuras características de otros tipos de metamorfismo–. Además, las presiones dirigidas que sedan originan una intensa esquistosidad [véase el gneis de la ilustración 4.13].

Ilustración 4.13

En la fotografía de la izquierda podemos ver la estilbina, una zeolita. Las zeolitas son un grupo de minerales (tectosilicatos) que tienen como característicaprincipal que desprenden agua cuando se les calienta a temperaturas bajas, dejando intacta la estructura del mineral. En la fotografía de la derecha observamos un gneis, roca típica del metamorfismo regional. En las bandas oscuras abundan las biotitas, granates, piroxenosy anfíboles. En las claras, el cuarzo y los feldespatos.

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Clasificación de las rocas metamórficas

La clasificación y nomenclatura de una roca metamórfica es relativamente sencilla y depende del conocimientodisponible acerca de su protolito, es decir, la roca de la que procede. Podemos hallarnos ante las siguientescircunstancias:

1. Se desconoce la naturaleza del protolito. En tal caso, la roca puede clasificarse según los minerales quepredominen en ella o según su textura:

A. Según los minerales predominantes. Existen tres grupos de rocas:

● Anfibolitas. Están formadas sobre todo por anfíboles y plagioclasas, y se desconoce si su protolito esígneo o sedimentario.

● Eclogitas. Constan en más de un 70 por ciento de granate y piroxenos; no contienen plagioclasas.Resultan del metamorfismo a elevada presión de rocas gabroicas o basálticas.

● Mármoles. Son rocas compuestas en gran medida por silicatos cálcico-magnésicos o por carbonatos,pero sin que se conozca la proporción relativa de ambos grupos de minerales.

B. Según los atributos texturales. Se pueden reconocer rocas tales como:

● Las pizarras, de grano fino (menos de 0,25 milímetros de diámetro) y fácilmente escindibles en láminasplanas, debido a la orientación preferente de la mayoría de sus minerales (foliación).

● Los esquistos, de grano medio (entre 0,25 y 2 milímetros) y, asimismo, fuertemente foliados y divisiblesen escamas o placas.

● Los gneises, como los esquistos, pero de grano grueso (por encima de 2 milímetros) y foliación másirregular.

2. Se conoce la clase de roca en la que se encuadraba el protolito, pero no se puede determinar éste con precisión;es decir, solo sabemos que el protolito era una roca sedimentaria o ígnea, pero no sabemos cuál. Si se conocensus minerales predominantes se pueden clasificar según estos –por ejemplo, cuarcitas (con más de un 80 porciento de cuarzo) o rocas metamáficas (con un 35 a un 90 por ciento de minerales máficos)–; en caso contrario


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Ilustración 4.14

Algunos ejemplares de rocas metamórficas, todas ellas de Galicia. Izquierda: anfibolita de Punta Caindieira. Centro: esquisto micáceo con abundantecontenido en cuarzo (color blanco) de la Playa de Balea-Bizocas. Derecha: gneis "ollo de sapo" de la playa de Bares, con cristales de feldespato que puedenalcanzar los 10 o 12 centímetros.

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se recurre a la textura, anteponiendo el prefijo orto- o para- según el protolito sea de origen ígneo o sedimentario(ortogneis, paraesquisto…).

3. Se conoce con precisión la naturaleza del protolito. En este caso basta con anteponer el prefijo meta- al nombrede la roca o sedimento que ha experimentado metamorfismo (por ejemplo, metacaliza, metabasalto…).

Usos de las rocas metamórficas

Las características de las rocas metamórficas hacen que sean especialmente adecuadas parala construcción. Así por ejemplo:

● Las pizarras y las filitas (las filitas son rocas similares a las pizarras, pero de grano másgrueso) se utilizan en láminas para cubrir los tejados de pequeños edificios.

● Algunos tipos de esquistos se emplean en edificación, en especial para el cubrimiento detejados. Los esquistos calcáreos presentan, en ocasiones, cristales de mármol que puedenser explotados industrialmente.

● Algunos gneises se utilizan en la pavimentación de carreteras, baldosas, aceras...

● La anfibolita se emplea como piedra ornamental de forma ocasional.

● La serpentina se usa con frecuencia en láminas pulimentadas para revestimiento.

● El mármol es de gran importancia en la construcción tanto en forma bruta como pulimentada.Los mármoles representan la materia prima más frecuentemente utilizada en la escultura. Con menos asiduidadse emplean en la fabricación de cal y en la industria química. Debido a su solubilidad, el mármol es una rocaque rápidamente se altera por meteorización en las regiones húmedas.

● La cuarcita es una roca muy resistente a la meteorización y a la erosión; posiblemente es la más resistentede las rocas. Se utiliza a menudo para pavimentación. Puede emplearse también en la industria del vidrio, encerámica y en la fabricación de refractarios ácidos.

2.2. El magmatismoDesde la más remota antigüedad los volcanes han causado curiosidad y admiración –tanto es así que Plinio el

Viejo (23-79 d.C.) murió cuando observaba la erupción del Vesubio que destruyó Pompeya–.

Este ejemplo nos indica que, aunque las erupciones volcánicas carecen del potencialdestructivo de los terremotos, algunas presentan gran peligrosidad.

Sin embargo, el origen de este fenómeno geológico no ha sido desvelado hastatiempos muy recientes.

Magmas

Los magmas son mezclas de rocas fundidas y gases que, habitualmente, estánformados por los siguientes componentes:

● Una fase líquida mayoritaria, generalmente constituida por silicatos fundidos(aunque hay otras posibilidades, como es el caso de los magmas carbonatados)

Ilustración 4.15

En la parte superior, serpentina.En la imagen inferior, cantera demármol.

Ilustración 4.16

El Etna, en Sicilia, es en la actualidad unode los volcanes más activos; sus erupcionesson muy espectaculares y arrojan una grancantidad de gases y otros productos.

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con proporciones variables de diversos elementos: magnesio, hierro, calcio, sodio, potasio, oxígeno, silicio yaluminio.

● Una fase gaseosa, formada principalmente por agua y dióxido de carbono, aunque puede haber otroscomponentes volátiles como cloruro de hidrógeno, sulfuro de hidrógeno, nitrógeno…

Formación de magmas primarios

El paso de sólido a líquido necesario para que se forme magma implica una expansión de la materia. En condicionesnormales, las capas internas de la Tierra son sólidas porque, a pesar de las altas temperaturas reinantes, la presión

litostática impide la expansión de la materia y, por lo tanto, notiene lugar el cambio de estado. La fusión de los materialespuede producirse por tres mecanismos básicos:

● Una disminución de la presión litostática que tiene lugar,por ejemplo, cuando se forman grietas, lo cual permite quela materia se pueda expandir y, en consecuencia, cambiarde estado.

● Un incremento notable de temperatura, como el generadopor la fricción de una placa que subduce, que compense lapresión existente.

● La presencia de agua, que disminuye la temperaturanecesaria para fundir las rocas.

Hemos de tener en cuenta que cada uno de los minerales petrogenéticos presenta un punto de fusión característicoy distinto de los demás. Por esta razón, la roca no se funde homogéneamente, sino que presenta un intervalo de fusióncomprendido entre el punto del solidus (temperatura de comienzo de fusión) y el punto del liquidus (temperatura ala que toda la roca está fundida), entre los cuales tendremos en todo momento una mezcla de masa fundida y nofundida.

Lógicamente, la fusión comienza por el mineral que presente la temperatura de fusiónmás baja y termina con el que la presenta más alta. La presencia de agua hace que serebaje el punto del solidus en 300 o 400 grados Celsius.

A estos magmas formados in situ en el manto o en la corteza, y que aún no han sufridolos procesos de diferenciación que veremos seguidamente, se les denominan magmasprimarios. Los geólogos reconocen dos tipos de magmas primarios (hay dudas acerca deun tercero, que aquí no estudiaremos):

1. Magmas basálticos, con un contenido bajo –aproximadamente del 50 por ciento–en dióxido de silicio (SiO2); son magmas poco viscosos, y sus temperaturas sonaltas (900 a 1 200 grados Celsius).

2. Magmas silíceos o graníticos, con un alto contenido en SiO2 –aproximadamenteentre un 65 y un 77 por ciento–, muy viscosos, y que se encuentran a menos de800 grados Celsius.

La viscosidad del magma está condicionada fundamentalmente por la cantidad dedióxido de silicio presente; esto es debido a que este compuesto forma tetraedros que tienden a unirse (polimerizarse)incluso antes de la cristalización de los minerales, de forma que el aumento en el número enlaces produce un aumentoen la viscosidad del magma.


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Ilustración 4.17

Intervalo de fusión de una roca. La roca sufre anatexia o fusión parcial cuan-do su temperatura supera su punto de solidus y fusión total cuando supe-ra el de liquidus.

Ilustración 4.18

El magma menos denso su-be y tiende a expandirse; eneste proceso intervienen losfluidos. Al enfriarse el magmaorigina una roca ígnea quequeda englobada entre las ro-cas circundantes.

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Evolución de los magmas

Una vez formados en el interior de la Tierra, los magmas tienden a ascender a la superficie, como consecuenciade que su densidad es menor que la de las rocas que los rodean. Además, la presencia de una fase gaseosa más omenos abundante hace que los magmas aumenten su volumen y ejerzan una presión sobre las rocas circundantes[véase la ilustración 1.17].

La velocidad de ascenso dependerá de la presión de los fluidos, pero, sobre todo, de la viscosidad del magma(cuanto más viscoso sea, más lenta es la subida). Así, podrán existir algunos magmas del manto superior que asciendenrápidamente a la superficie, aunque, por lo general, su ascenso es lento (en promedio, la velocidad de ascenso esaproximadamente de un metro al año) y en muchos casos no llegan a alcanzar la superficie, quedando acumulados apocos kilómetros de profundidad en las llamadas cámaras magmáticas.

Los magmas generados en capas más profundas ascienden muy lentamente, e incluso pueden quedar estacionadosdurante un tiempo, geológicamente hablando, bastante largo. (Recuérdense las “islas tér micas” que se originan cuandolos penachos magmáticos generados en el nivel D’‘ se detienen en el manto superior, dando lugar a las zonas de bajavelocidad de ondas sísmicas [véase la Unidad 3].)

¿QUÉ HAY DE CIERTO EN LAS SERIES DE BOWEN?

El petrólogo canadiense Norman Levi Bowen (1887-1956) propuso en 1928 que, en algunos magmas basálticos, losminerales cristalizan según un orden bien definido:

Una de estas secuencias afectaba a los minerales oscuros y se le dio el nombre de serie discontinua, así llamadaporque, a medida que baja la temperatura, los minerales dejan de ser estables y se combinan bruscamente con el dióxidode silicio para formar otro mineral estructuralmente distinto (por ejemplo, olivino + SiO2 —> piroxeno); de esta manera seoriginan los minerales ferromagnesianos. La otra secuencia incluía minerales claros y se denominó serie continua porqueen ella se producen sustituciones de cationes sin alterar su estructura. Por ejemplo, el calcio se sustituye progresivamentepor sodio al descender la temperatura, y se originan así los feldespatos.

Hay que matizar algunos aspectos de estas series. La primera observación es que solo son válidas, en realidad, paralos magmas basálticos que se forman en las dorsales (en los basaltos insulares oceánicos, por ejemplo, casi nunca seencuentran minerales como la biotita). En segundo lugar, no hay que interpretar una serie de Bowen como si unos mineralesse convirtieran en otros (si así fuese solo encontraríamos en los basaltos los últimos minerales de la serie), sino que cadamineral se añadiría a los anteriores cuando tuviesen lugar los correspondientes procesos de diferenciación magmática. Así,a partir de magmas primarios se originan diferentes series de rocas ígneas.

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Formación de magmas derivados

Durante el ascenso y, especialmente, en la estancia en las cámaras magmáticas, se producen una serie de procesosque, en ocasiones, cambian la composición química del magma primario y originan los denominados magmas derivados,cuya composición puede ser muy diferente al magma primario.

Estos procesos son los siguientes:

1. Diferenciación magmática. Conforme disminuye la temperatura se forman núcleos de cristalización y sevan generando minerales, comenzando por los que presentan mayor punto de fusión. Si este proceso (llamadocristalización fraccionada) no es interrumpido, al final se forma una roca con la misma composición que elmagma inicial; pero si los cristales formados se separan (porque se depositen en el fondo o en las paredesde la cámara magmática, debido a la diferencia de densidad o al transporte por fluidos), el magma primarioqueda empobrecido en determinados elementos y tendremos, pues, un magma residual cuya composicióndifiere del primario.

2. Asimilación. Durante el ascenso, el magma puede fundir rocas del borde de la cámara, que serán integradasen el magma primario, modificando su composición en función de la naturaleza química de la roca asimilada.

3. Mezcla de magmas. Sucede fundamentalmente durante la estancia en cámaras magmáticas, como consecuenciadel aporte de nuevas porciones de magmas primarios (que migran por diversas causas, generalmente tectónicas)que cambian la composición del magma allí acumulado.

Fenómenos volcánicos

La actividad volcánica es la manifestación en superficie de los procesos magmáticos. Como sabemos, el principalfenómeno volcánico es la erupción, o sea, la salida a la superficie del planeta del magma. Hay una gran variedadde factores que controlan esta salida; algunos son propios de la composición del magma, mientras que otros sonindependientes de ella (por ejemplo, la estructura a través de la cual se produce la salida del magma, el carácter aéreoo submarino de la erupción…). Todo ello condiciona la naturaleza del proceso eruptivo, así como el tipo de rocasque se forman durante el mismo. También la composición del magma limita el proceso eruptivo de diferentes formas:

● Como hemos visto, los magmas graníticos son más viscosos que los basálticos, debido a su alto contenidoen SiO2. A su vez, los magmas menos viscosos suelen dar origen a erupciones tranquilas, con un flujo delava continuo, mientras que las erupciones de los más viscosos son mucho más violentas, debido a la dificultaddel magma para fluir. Por esta razón se producen interrupciones en su flujo, de manera que se acumulan hastallegar a un momento crítico en el que ocurren erupciones explosivas.

● El contenido en gases también condiciona la violencia de las erupciones. Los magmas ricos en compuestosvolátiles se relacionan con procesos eruptivos violentos, debido a su brusca liberación. Además, transportandiversos materiales volcánicos (rocas, cenizas…).

Tipos principales de magmas y tectónica de placas

La formación de magmas está directamente relacionada con la tectónica de placas, aunque el tipo de magma vaa variar en función del ambiente de formación:

1. Magmas basálticos. Son magmas primarios generados por la fusión de las peridotitas del manto. Van a originarrocas basálticas. Podemos diferenciar dos clases:


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A. Magma toleítico. Muy rico en SiO2 y se forma típicamente en las dorsales oceánicas a una profundidad de30 a 40 kilómetros.

B. Magma alcalino. Es un magma pobre en SiO2, pero con gran cantidad de elementos alcalinos como el sodioy el potasio. Estos magmas aparecen en zonas de intraplaca (puntos calientes). Se forman a grandesprofundidades, probablemente cerca del núcleo (nivel D’’).

2. Magmas silíceos. Estos magmas primarios se forman en zonas de subducción, por lo que proceden, bien de lafusión parcial de la litosfera oceánica de la placa que subduce, bien de la fusión de la corteza continental y delmanto subyacente de la placa que queda por encima de la que subduce. Originan granitos y rocas similares.

3. Magmas andesíticos. Son magmas ricos en dióxido de silicio y en minerales hidratados. Se encuentran en todoslos bordes convergentes de placa y se forman a profundidades de 50 a 70 kilómetros. Su origen es muy complejo,hasta el punto de que no hay acuerdo en si son magmas primarios. Forman rocas como las andesitas.

4. Magmas riolíticos. Son magmas muy viscosos que se producen por fusión parcial del granito que se hallaen la base de la corteza continental. Este magma granítico se traslada desde su origen hasta la superficie pero,generalmente, no llega a alcanzarla, sino que se enfría y forma grandes intrusiones llamadas batolitos [véasela ilustración 3.34]. Las rocas que se forman son las riolitas.

En todos los casos mencionados, los procesos magmáticos son los responsables del crecimiento de la cortezacontinental.

Clasificación de las rocas y detritos ígneos

Los magmas pueden solidificar en el interior de la Tierra y formar rocas plutónicas o intrusivas, o en el exteriory formar rocas volcánicas. Las condiciones de solidificación son diferentes en ambos casos y, por lo tanto, los resultadostambién. Con características intermedias nos podemos encontrar las rocas filonianas o subvolcánicas.

Cada uno de estos tipos de rocas presenta una textura diferente, en función de la velocidad de enfriamiento delmagma y, consecuentemente, la formación de cristales. Así podemos diferenciar las siguientes texturas:

● Fanerítica, del griego phaneros (visible). Los cristales que forman la roca pueden reconocerse a simple vista.Se produce porque el magma se ha enfriado lentamente, permitiendo la formación de cristales. Es típica derocas plutónicas.

● Afanítica, término en el que el prefijo a indica negación, por lo que a phaneros significa no visible. En estecaso, no se forman cristales o éstos no pueden reconocerse a simple vista, siendo necesario utilizar una lupao un microscopio petrográfico para observarlos. Es típica de rocas formadas por enfriamiento rápido del magma.Dentro de este grupo podemos diferenciar la textura microcristalina, cuando los cristales son reconocibles conel microscopio, y la textura vítrea o criptocristalina, cuando los materiales no presentan cristalización.

Ilustración 4.19

Texturas fanerítica (izquierda), microcristalina (centro) y porfídica (derecha).

132


4UNIDAD

● En ocasiones se observan una serie de cristales de gran tamaño, denominados fenocristales, englobadosen una matriz formada por cristales de un tamaño sensiblemente menor. En este caso hablamos de texturaporfídica.

En función del tamaño, composición y textura, podemos agrupar las rocas y detritos ígneos en:

1. Depósitos y rocas volcaniclásticas. Abarca esta categoría a aquellas rocas y sedimentos no consolidadosformados, al menos en un 10 por ciento, por fragmentos piroclásticos. Éstos se originan cuando los gases,al escapar violentamente de la parte superior de la chimenea del volcán, fragmentan el magma –que estáenfriándose rápidamente– y lo lanzan a gran altura en forma de cenizas (inferiores a 2 milímetros de diámetro),lapilli (entre 2 y 64 milímetros), bloques (mayores de 64 milímetros y con contorno anguloso) y bombas (como

los bloques, pero redondeados). Los fragmentos se depositan encapas muy extensas, que pueden llegar a consolidarse comocualquier roca sedimentaria. Se clasifican en tres tipos:

● Rocas piroclásticas (si se han consolidado) y tefra (en el casocontrario). Más del 75 por ciento de su volumen consta de piroclastos;el resto incluye sedimentos de otro tipo.

● Tobas. Contienen entre el 25 y el 75 por ciento de piroclastos.

● Sedimentos y rocas volcaniclásticas (en sentido estricto), conmenos de un 25 por ciento de fragmentos piroclásticos. A veces seclasifican entre las rocas sedimentarias.

2. Rocas ígneas cristalinas. Están formadas por la cristalización de magma. Se clasifican, atendiendo al tipo deminerales que las integran, en:

A. Rocas ígneas cristalinas “normales”. Sonlas que tienen como minerales esenciales (estoes, los que se hallan en más del 5 por ciento)al cuarzo, a las plagioclasas, a los feldespatosalcalinos como la ortosa, a los mineralesmáficos u oscuros (olivino, piroxenos,anfíboles, biotita o mica negra…) –todos ellosexplicados en la ilustración 1.12–, así comoa los denominados feldespatoides (que sonincompatibles con el cuarzo). Según el tamañode sus cristales se clasifican en:

● Rocas plutónicas. Son aquellas en lasque el tamaño de los cristales es de almenos 0,25 milímetros (visibles a ojodesnudo). Típicamente presentan texturafanerítica. La ilustración 4.22 explica cómose clasifican estas rocas.

● Rocas volcánicas. La mayoría de loscristales son indistinguibles a simple vista (textura microcristalina), si bien a veces presentan algunosfenocristales (textura porfídica). En la ilustración 4.22 se indica su método de clasificación.

Ilustración 4.20

Izquierda: microfotografía de ceniza volcánica arrojada durante laerupción del monte St. Helen (Washington) en 1980. Derecha: tefra abase de lapilli formada durante la erupción del Kilauea (Hawai) en 1790y depositada en el desierto de Ka'u.

Ilustración 4.21

En la parte superior dos rocas cristalinas: el granito (izquierda) y lagranodiorita (derecha). Sus cristales tienen todos un tamaño parecidoy contornos irregulares, pese a lo cual no dejan huecos entre ellos.En la parte inferior, el basalto (izquierda) y un pórfido (derecha); eneste último se observan grandes cristales esparcidos en una masa decristales microscópicos (textura porfídica).

133

B. Rocas ígneas cristalinas “exóticas”. Son aquellas cuya composición química o mineral es atípica, y nopueden clasificarse utilizando diagramas como los que aparecen en la ilustración antes citada. Entre ellascabe citar:

● Carbonatitas, formadas en más del 50 por ciento por carbonatos. Son propias de asentamientos volcánicosprofundos.

● Lamproitas, con cantidades importantes de minerales de titanio.

● Kimberlitas. Poseen grandes cristales de olivino como mineral predominante. Forman estrechaschimeneas o “pipas”, muy conocidas por ser las principales fuentes de diamantes del mundo.

Ilustración 4.22

Para clasificar a las rocas ígneas se emplea un diagrama triangular, en cada uno de cuyos lados se mide el porcentaje de determinados mineralesesenciales. Por ejemplo, el punto A en la figura superior simboliza a una roca en la que un 40 % de sus minerales de color claro son de cuarzo(Q), un 40 % de plagioclasas (P) y un 20 % de feldespatos alcalinos (A); en la roca del punto B hay un 60 % de Q, un 10 % de P y un 30 % deA. En las figuras inferiores se clasifica a las rocas plutónicas (izquierda) y volcánicas (derecha) que carecen de feldespatoides y tienen menosde un 90 % de minerales máficos.

134


4UNIDAD

Usos de las rocas magmáticas

Las rocas ígneas poseen una serie de características (afloramientos de gran tamaño, resistencia a los procesoserosivos...) que les hace idóneas para ser utilizados en estado natural, especialmente como materiales de construcción.Podemos destacar, por ejemplo:

● Las rocas de la familia del granito y de las dioritas se emplean universalmente en adoquines, aceras,balaustradas..., y también en la ornamentación. Algunas rocas que tienen textura porfídica se usan comomaterial de decoración.

● Los gabros con olivino frecuentemente se encuentran relacionados con importantes yacimientos decromo, níquel, cobalto y platino (todos ellos presentan múltiples aplicaciones); y además representan,al igual que la dunita, una importante fuente de olivino que es utilizado en los altos hornos.

● Las peridotitas frecuentemente contienen metales como cromita, níquel y metales raros.● De las kimberlitas se obtienen diamantes [véase la ilustración 4.23].● Las pegmatitas son rocas de importancia comercial que se asocian a minerales de gran interés económico

como el topacio, la turmalina (sus propiedades piezoeléctricas hacen que se puedan utilizar en lafabricación de calibradores de presión; también es muy apreciada en joyería), la uraninita (de la quese extrae el uranio utilizado, por ejemplo, en las plantas nucleares) y diversas variedades de berilo(esmeraldas, aguamarinas…). También se obtienen algunos silicatos como el cuarzo (del que se extraenlos cuarzos piezoeléctricos para radiotecnia) y micas (para aislantes).

5. ¿Qué causas, en relación con la tectónica de placas, producen un aumento de presión capaz de modificar una roca?6. Los minerales metamórficos formados a alta presión y baja temperatura tienen bastante agua en su estructura. ¿A

qué se debe este fenómeno?7. Indica qué tipo de metamorfismo se daría en los siguientes lugares:

a) En una zona de subducción.b) En el fondo de los océanos.c) En una falla.d) En una zona de intraplaca.e) En una chimenea volcánica (conducto de salida del magma de un volcán).f) En un arco insular.

8. a) ¿Cuándo se produce la cristalización de un mineral en el magma?b) ¿Por qué es fraccionada esta cristalización?c) ¿Por qué la diferenciación magmática es consecuencia de la cristalización fraccionada?

9. Señala el orden de alteración, ya sea por meteorización o por metamorfismo, que se produciría entre los minerales dela serie Bowen. Razona la respuesta.

10. ¿Sería posible encontrar juntos el cuarzo y el olivino? Razona la respuesta.11. Una de las texturas de las rocas ígneas es la porfídica. Da una posible explicación sobre su proceso de formación.12. Clasifica a las rocas ígneas cuyas características se citan a continuación:

a) Roca con textura fanerítica, constituida por un 32 % de cuarzo, un 40 % de ortosa, un 8 % de plagioclasas, un13 % de biotita y un 7 % de piroxenos.

b) Roca con textura microcristalina, formada por un 70 % de minerales máficos y un 30 % de minerales claros; deéstos, un 12 % es cuarzo, un 7 % es ortosa y un 81 % son plagioclasas.


Ilustración 4.23

"Pipa" de kimberlitaen Sudáfrica, comple-tamente excavada enbusca de diamantes.

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3. Interacción entre los procesos geológicosinternos y externos

La colisión de placas tectónicas pliega la corteza dando lugar a cordilleras perioceánicas (como los Andes) ointracontinentales (como el Himalaya). También el ascenso de penachos de rocas calientes y ligeras procedentesdel manto puede «abombar» extensas regiones (como el “superpenacho”que se ha localizado en el sur de África, queha alzado el continente casi 1 500 metros). Sea cual fuere el mecanismo, la elevación de la corteza continental ejerceun considerable efecto sobre los procesos dedenudación porque:

● Cuanto mayor es la altitud me nor esla temperatura; por tanto, existirá mayorpropensión a sufrir erosión glaciar ycrioclastia.

● Cuando el viento choca con lasmontañas tiende a ascender por ellas,por lo que el aire se enfría y la humedadque transporta se condensa; las pre-cipitaciones en las laderas a barloventose intensifican, lo que aumenta el ritmode meteorización de las rocas pordisolución e hidrólisis.

R E C U E R D A

� El metamorfismo es un proceso mediante el cual rocas preexistentes, por alteraciones en la presión y temperaturas,se convierten en otras de características distintas, llamadas rocas metamórficas. Está muy ligado con la tectónica deplacas, generándose los distintos tipos de metamorfismo en los bordes de placa en función de los factores que esténactuando en cada tipo de borde: metamorfismo de enterramiento, dinamometamorfismo, metamorfismo de contacto,metasomatismo, metamorfismo de fondo oceánico y metamorfismo regional.

� El magmatismo es un fenómeno ligado también a la tectónica de placas. El magma es un fundido que, en general,está formado por una fase líquida, a la que acompaña una fase sólida y otra gaseosa, y que se encuentra a temperaturasentre 1 500 y 800 grados Celsius. La fase líquida suele estar compuesta de silicatos fundidos.

� Los magmas primarios pueden ser basálticos (con baja proporción de dióxido de silicio) o graníticos (con alta proporciónde dióxido de silicio). La concentración de SiO2 y de los fluidos van a ser responsables de la viscosidad del magma y,por lo tanto, de las características de las erupciones volcánicas.

� En su ascenso hacia la superficie, el magma sufre procesos de cristalización fraccionada, asimilación magmática ymezcla, a consecuencia de los cuales se originan magmas derivados.

� La velocidad de enfriamiento del magma origina rocas ígneas o magmáticas con distintas texturas: fanerítica, microcristalinay porfídica.

� El descenso de temperatura produce la consolidación del magma, dando lugar a las rocas ígneas: plutónicas si se formanen el interior, volcánicas (en el exterior) y filonianas de características intermedias.

Ilustración 4.24

Efecto combinado de la isostasia con los procesos externos: la denudación induce una elevación(y un adelgazamiento) de la corteza, mientras que la sedimentación (depósito de los materialestransportados) conlleva su hundimiento (subsidencia).

136


4UNIDAD

● En una vertiente montañosa muy abrupta se darán con intensidad los fenómenos de ladera y la erosión fluvial.

Pero no solo la orografía influye sobre la denudación, sino que, a su vez, la denudación influye sobre laorografía:

● La erosión rebaja las montañas. En principio, este fenómeno no tendría por qué ser muy importante, ya que amedida que disminuye la altitud de una montaña, menos intensamente actuarán los procesos de denudacióny, por tanto, la montaña dejará de menguar. Pero la existencia de la isostasia intensifica el efecto producido porla erosión: al rebajar las montañas, se produce la elevación isostática de la cordillera para remplazaraproximadamente el 80 por ciento de la masa eliminada, con lo que se reactiva la erosión, que retira más materiale induce un nuevo ajuste isostático.

● La meteorización química, en particular la carbonatación, consume CO2 del aire, debilitando el efecto invernaderoe induciendo un clima más frío; análogamente, el hielo de los glaciares refleja la radiación solar, con lo que bajala temperatura y se forma más hielo, potenciándose la erosión glaciar.

● En ocasiones la denudación interfiere en la actividad geológica que tiene lugar en las profundidades de la Tierray puede contribuir a la construcción del relieve. Así, cuando un río excava un valle fluvial se produce unajuste isostático; pero dicho ajuste afecta no solo al valle propiamente dicho, sino también a las elevacionesque lo delimitan, que pueden llegar a alcanzar altitudes superiores a las que tenían antes de comenzar la erosión.Así, la denudación acelera los procesos tectónicos.

4. Riesgos geológicos. Predicción y prevenciónA lo largo de estas cuatro unidades hemos visto como

diversos fenómenos pueden constituir un riesgo geológico.Al hablar de riesgo geológico nos estamos refiriendo a todoproceso, situación u ocurrencia en el medio geológico quepuede generar un daño económico o social para algunacomunidad, y en cuya previsión, prevención o corrección seemplearán criterios geológicos.

La definición deja claro que existe una interrelaciónprofunda entre el hecho de que un determinado acontecimientogeológico suponga un riesgo y la actividad humana (ya seapor la presencia de poblaciones o de sus recursos); si unacontecimiento tiene lugar en una zona despoblada y carentede recursos explotables por el ser humano, no se consideraun riesgo geológico, aunque las consecuencias para el mediofísico hayan sido considerables.

Generalmente, las situaciones de riesgo más evidentesson causadas por fases paroxísmicas de los procesosgeológicos —de magnitud muy superior a la normal, muyintensas y de rápidos efectos—, como por ejemplo, la erupciónde un volcán, o los deslizamientos de ladera tras lluviasintensas.

Ilustración 4.25

El tsunami del océano Índico ocurrido el 26 de diciembre de 2004 tuvo suorigen en un terremoto provocado por la subducción de la placa de La Indiabajo la microplaca de Sunda en un segmento de la fosa de Sunda situado fren-te a la costa norte de Sumatra (Indonesia). La liberación brusca de la ener-gía acumulada por la fricción entre las dos placas produjo un gran terremotode 9.0 grados de la escala Richter. En la imagen, el tsunami sobre la isla tailandesa de Phuket.

137

Los riesgos geológicos pueden ser subdivididos, de acuerdo a la naturaleza de los procesos, en dos tipos:

1. Riesgos geológicos endógenos. Son aquellos relacionados con la dinámica interna del planeta, como lossismos, erupciones volcánicas, tsunamis… [véase la ilustración 4.25].

2. Riesgos geológicos exógenos. Son los asociados a los procesos que se producen en la superficie de la tierra,como la erosión del suelo, movimientos de ladera…

Los riesgos que acabamos de mencionar son naturales, pero algunos riesgos pueden considerarse como inducidos,cuando la actividad humana altera el equilibrio natural del medio y desencadena unos procesos de idéntica dinámica yconsecuencias que los producidos en los fenómenos naturales (podemos citar a modo de ejemplo, los colapsosprovocados por la construcción del AVE, sismos inducidos por la voladura de rocas en las canteras…).

Para valorar la magnitud de un determinado riesgo geológico hemos de tener en cuenta los siguientes factores:

1. Peligrosidad. Es la probabilidad de ocurrencia de un fenómeno geológico, potencialmente perjudicial, en unadeterminada zona dentro de un cierto periodo de tiempo. Es función de la situación geográfica, característicasgeológicas...

2. Exposición. Es la población o bienes potencialmente expuestos al suceso.

3. Vulnerabilidad. Representa la proporción del valor (personas, bienes materiales…) que se supone puedeperderse como consecuencia de un determinado evento respecto del total expuesto.

Prevención de riesgos

La prevención implica el reconocimiento de la existencia de un riesgo, el análisis de sus características y la tomade medidas protectoras. La prevención es el conjunto de medidas basadas en la predicción y previsión que buscandisminuir al mínimo los daños económicos o sociales que puede producir un determinado riesgo geológico.

● Predicción. Consiste en comunicar, antes de que acontezca un suceso geológico, dónde, cuándo y cómo vaa actuar y con qué intensidad va a hacerlo. Por ejemplo, ante la posibilidad de una erupción volcánica, esnecesario conocer y valorar los riesgos que comportan (analizando el tipo y alcance de los productos volcánicos,su probabilidad, la interacción con los núcleos de población…) para, así, anticipar sus consecuencias.

La predicción comporta la realización de mapas de riesgos que permiten delimitar los riesgos potenciales quepueden afectar a una determinada zona.

● Previsión. Permite definir con antelación, a nivel estadístico, la probabilidad de ocurrencia de un fenómeno ylas consecuencias o implicaciones sociales del mismo, según el grado de intensidad y duración del suceso.

La predicción y la previsión se fundamentan en las observaciones de campo —tras el terremoto de Alaska [véasela ilustración de la introducción de la Unidad 3], se construyó una red de estaciones sismológicas a lo largo de lasprincipales fallas de la corteza de todo el mundo— y en los registros históricos, a la vez que se sustentan en los principiosdel actualismo y del uniformismo que rigen las interpretaciones geológicas.

Las catástrofes solamente se producen en aquellas zonas en las que no se toman medidas de prevención adecuadaso suficientes. Las medidas de prevención que se pueden tomar se clasifican en:

● Medidas estructurales. Son aquellas que implican la realización de obras o construcciones que anulan odisminuyen en gran medida los daños frente a un suceso geológico de intensidad significativa. El inconvenientede este tipo de medidas es que exigen un gran desembolso por parte de las administraciones públicas y privadas,por lo que solo los países desarrollados, como Japón o Estados Unidos, pueden asumirlos; por ejemplo, lasconstrucciones antisísmicas han de emplear materiales más ligeros a medida que aumenta la altura de la

138

edificación; también estos materiales han de superar duras pruebas deresistencia a las fuerzas de tracción y compresión.

● Medidas no estructurales. Se basan en el estudio de los mapas deriesgos y precisan de la ordenación del territorio con la planificación yadecuación de los usos de la zona al tipo y características de los riesgos.También se incluyen en este tipo de medidas los canales yprocedimientos empleados para informar y asesorar a la poblaciónafectada (así, en Japón se dan instrucciones a las familias acerca dequé hacer y qué medidas tomar en caso de un terremoto) y todosaquellos planes y protocolos de actuación frente a situaciones deemergencia que habitualmente organizan los servicios de ProtecciónCivil y las administraciones públicas.

En la adopción de medidas preventivas es muy importante considerarque los riesgos naturales, en muchas ocasiones, no se presentan separadosen el tiempo y en el espacio. También existe la posibilidad que de un

determinado fenómeno natural sea el desencadenante de otros riesgos; por ejemplo, el tsunami de la ilustración4.25 fue el resultado de los desplazamientos del piso del mar —se trasladó 5 metros en la vertical y 11 en la horizontal—sobre la falla del terremoto. Este tipo de riesgos se denominan riesgos colaterales.

5. Construcción e interpretación de mapas ycortes geológicos

Los cortes o perfiles geológicos que hemos trabajado hasta el momento son representaciones gráficas de unasección de un determinado mapa geológico. Estos cortes geológicos presentan los aspectos no visibles en la superficiey resaltan gráficamente la disposición de los materiales en profundidad, según una dirección determinada; a partirde los perfiles geológicos se puede realizar una lectura interpretativa de los acontecimientos geológicos que han dadolugar a las formaciones geológicas, tal como se presentan en el corte.

Mapas geológicos

Se construyen sobre los mapas topográficos. Un mapa topográfico de una región es una proyección del relievea escala sobre un plano, donde los puntos que están a la misma altura se representan unidos por curvas de nivel. Sial mapa topográfico añadimos información referente a la edad de las rocas, relaciones estructurales... obtenemos unmapa geológico —en muchas ocasiones la presencia de vegetación o de zonas urbanizadas no permite conocerlos materiales, por lo que habría que buscar determinados puntos, denominados afloramientos, en los que asomanlas rocas que constituyen la región—. La información añadida se basa en la utilización de símbolos convencionales,colores y tramas que informan sobre las características estructurales observadas y deducidas, así como cualquierdeformación significativa que presenten los materiales [véanse las ilustraciones 4.27 y 4.28].

La simbología del color es importante —ya estudiamos en la Unidad 2 que cada era, periodo y época tienen suparticular color, e igual ocurre con las rocas—, pero en ocasiones no es posible mantener esta norma; por ejemplo,si un mapa geológico contiene solo una época y se diferencian diez unidades litológicas, sería obligatorio utilizar dieztonalidades distintas del color principal—. En estos casos se puede alterar la norma y usar otros colores, pero teniendoen cuenta que siempre:


4UNIDAD

Ilustración 4.26

Construcción de infraviviendas sobre terrenos inestables fácil-mente erosionables por las abundantes lluvias que asolan laregión.

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● El color amarillo claro es exclusivo del cuaternario.

● El color rojo es solo para las rocas intrusivas; violeta o rosado pararocas volcánicas.

● El azul indica calizas o rocas sedimentarias.

Además, un mapa geológico debe presentar una leyenda, que nos permita interpretar toda la información reflejadaen el mismo, y señalar la escala a la que está realizado.

También es importante indicar cómo están orientados loselementos estructurales (fallas, pliegues, contactos...) y situarloscon respecto a las coordenadas geográficas. Hay variosparámetros importantes a la hora de delimitar un elementoestructural:

● La dirección del plano. Es el ángulo que forma una líneahorizontal contenida en ese plano con respecto al nortegeográfico [véase la ilustración 4.29]. La dirección deinclinación marca hacia donde se inclina el plano.

● Buzamiento. Es el ángulo que forman el estrato, odeformación geológica, y la horizontal. Por ejemplo, elbuzamiento de un estrato horizontal es 0° y el de un estratovertical es 90°.

Un mapa geológico nos aporta otro tipo de información: los estratos horizontales se representan con una líneaparalela a las curvas de nivel; por el contrario, los estratos verticales se indican por medio de una línea recta que cruzalas líneas de nivel. En el caso de estratos inclinados se dibujan con una línea curva en las curvas de nivel que señalanlos ríos, valles o montañas y se aplica la regla de las uves: la uve muestra su pico en el sentido del buzamiento.

Perfil topográfico

Los perfiles topográficos constituyen una representación muy útil para entender lo que simbolizan los mapastopográficos. Un perfil topográfico es un corte o sección a lo largo de una línea dibujada en un mapa —es como si sepudiera cortar una región de la Tierra y separarla del resto para poder verla transversalmente; la superficie de estaporción sería el perfil topográfico—.

Los perfiles se realizan generalmente a la misma escala que el mapa; aunque, en ocasiones, la escala verticalse exagera para hacer más patentes los rasgos del relieve topográfico.

Ilustración 4.27

A la izquierda, símbolos tectónicos utilizados habitualmente. En la parte superior, tramas más fre-cuentes de representación de algunos tipos de rocas.

Ilustración 4.28

Mapa geológico de la península Ibérica. Los colores representan las dis-tintas unidades litológicas y cronoestratigráficas.

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Los pasos a seguir para alzar un perfiltopográfico son los siguientes:

1. Se traza una línea sobre el mapa sobre la zonacuyo perfil topográfico queremos conocer. Semarca ambos extremos de la línea con claridad,usando letras como A y B, X e Y…, [véase lailustración 4.30].

2. Se coloca el borde de una hoja de papel,preferentemente milimetrado, a lo largo de la líneadibujada. Sobre el papel se marcan los dosextremos de la línea, utilizando las mismas letrasque las empleadas en el mapa, y todas lasintersecciones de las curvas de nivel con la líneadibujada [véase la ilustración 4.31]; junto a ellasse ha de indicar la cota (altitud) correspondiente.Es importante no confundir las curvas de nivel

con otros rasgos (vías de comunicación, divisiones del terreno…); para evitar confusiones, la mayor parte delos mapas topográficos utilizan códigos de colores: las curvas de nivel tienen color sepia, los arroyos azules,las vías de comunicación rojo o negro al igual que las divisionesdel terreno u otros rasgos.

Es importante tener en cuenta que las curvas de nivel sonequidistantes; es decir, la diferencia de altitud entre dos curvasconsecutivas tiene un valor constante para cada mapa, por loque siempre debe haber en mismo número de curvas intermediasentre las principales o maestras.

3. En uno de los extremos del perfil, se traza una línea perpen-dicular a la anteriormente dibujada, que representará la escalavertical. Sobre ella, se señalan las cotas que marcan las distintasaltitudes que aparecen en el mapa, cuidando de mantener laescala [véase la ilustración 4.31].


4UNIDAD

Ilustración 4.30

La equidistancia entre las curvas de nivel de este ma-pa topográfico es de 50 metros.

Ilustración 4.31

Pasos a seguir en la construcción de un perfil geológico.

Ilustración 4.29

En el esquema se ha representado la forma de referenciar cualquier elemento estructural, eneste caso estratos, con respecto a las coordenadas geográficas. Se ha de medir la direccióndel plano y el buzamiento.NE, NO y N indican coordenadas geográficas.

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4. A continuación se trazan líneas desde las intersecciones en la horizontal hasta la altura de las cotas marcadasen la vertical [véase la ilustración 4.31].

5. Finalmente, se conectan todos los puntos de la grafica y se obtiene el perfil topográfico [véase la ilustración 4.31].

Corte geológico

A partir de un mapa geológico se puede obtener el perfil o corte geológico de la región; varios cortes en direccionesperpendiculares permiten hacer una representación en perspectiva bidimensional llamada bloque diagrama [véasela ilustración 4.32]. Un corte geológico puede definirse como una sección vertical o perfil interpretativo de la superficieterrestre, para cuya realización se utilizan los datos obtenidos del mapa geológico. Es decir, un corte geológico es lainterpretación de la información geológica disponible de una zona, representada en un corte o sección.

Para realizar un corte geológico hay que seguir los siguientes pasos:

1. Levantar el perfil topográfico del terreno, tal como hemos descritoen el apartado anterior.

2. Realizar el corte geológico sobre el perfil topográfico:

● Se proyectan sobre él las intersecciones con los contactos entrelas unidades litológicas (de igual manera que las curvas de nivel).

● A continuación se trazan los contactos entre materiales enprofundidad. Hay que tener en cuenta el buzamiento quepresentan los estratos. Los pliegues y fallas se dibujan comolos contactos litológicos.

● Por ultimo, se rellenan los estratos con las tramas y los colorescorrespondientes a su litología y edad, respectivamente.

Interpretación de cortes geológicos

Durante el estudio de estas primeras unidades, hemos realizado de forma parcial diversas lecturas interpretativasde algunos cortes geológicos sencillos. En este epígrafe, señalaremos la secuencia de razonamientos que se ha deseguir para interpretar correctamente un corte o perfil geológico.

1. Identificación de los hechos geológicos y sus características, para lo que se ha de realizar:

● Un análisis estructural. Consiste en relacionar la presencia y disposición de determinadas estructuras conlos hechos geológicos que las han producido; se han de reconocer procesos de sedimentación, intrusión,metamorfismo, erosión y deformaciones tectónicas.

● Un análisis estratigráfico, en el que se han de reconocer los distintos contactos entre materiales [véasela ilustración 3.35].

● La determinación del ambiente de deposición de materiales. Para ello hemos de tener en cuenta la litología—por ejemplo, las calizas indican un ambiente sedimentario de tipo arrecifal, en medio marino, y lacustres, enel continental—, los procesos ocurridos —por ejemplo, la intensa erosión es propia de materiales emergidas—y los fósiles presentes —la presencia de organismos marinos indica un ambiente oceánico—.

2. Establecimiento de la secuencia cronológica de hechos.

Para ello se aplica los principios de la Estratigrafía formulados por Steno [véase el epígrafe 2 de la Unidad 1];especialmente hay que recordar que, en general, toda formación geológica (fallas, plegamientos, intrusiones,chimeneas y diques volcánicos, aureolas metamórficas, encajamiento de valles fluviales o glaciares…) esposterior a los materiales que afecta y anterior a los que no han sido afectados por ella.

Ilustración 4.32

Bloque diagrama construido a partir de secciones transver-sales del mapa superior.

142


4UNIDAD

Hay que tener en cuenta las posibles excepciones a los principios anteriormente mencionados; por ejemplo, ladisposición normal de los estratos puede verse alterada por accidentes estratigráficos, disconformidades,discordancias y cabalgamientos. Estos últimos, producen la superposición de series de estratos, alterando sucronología [véase la ilustración 3.32].

Por último, recordar que la presencia de fósiles guía sirve para datar determinados estratos y, a partir deellos, delimitar la edad de los restantes.

13. En el siguiente mapa geológico indica la edad relativa del dique y de la falla.

14. Construye el perfil geológico del siguiente mapa geológico por la línea A-A´.

15. En el siguiente mapa geológico, indica la edad relativa de cada uno de los estratos señalados, construye el perfil geo-lógico de la zona por la línea marcada y señala e indica el tipo de discordancia que se produce.


143

R E C U E R D A

� Los procesos geológicos externos e internos interactúan de forma que la elevación de la corteza continental activa losprocesos de denudación, lo que a su vez provoca una elevación (y un adelgazamiento) de la corteza por efecto de laisostasia.

� Un riesgo geológico es todo proceso, situación u ocurrencia en el medio geológico que puede generar un daño económicoo social para alguna comunidad, y en cuya previsión, prevención o corrección se emplearán criterios geológicos. Parala definición de riesgo es esencial que se de la interacción de la actividad humana y el suceso geológico.

� Los riesgos geológicos se clasifican en exógenos (si son debidos a procesos geológicos externos) y endógenos (si sedeben a procesos geológicos internos).

� La prevención de riegos es el conjunto de medidas basadas en la predicción y previsión que buscan disminuir al mínimolos daños económicos o sociales que puede producir un determinado riesgo geológico. Las medidas preventivas seclasifican en estructurales y no estructurales.

� Un mapa topográfico es una proyección del relieve a escala sobre un plano, donde los puntos que están a la mismaaltura se representan unidos por curvas de nivel. A partir de un mapa topográfico se pueden construir perfiles topográficos—cortes o secciones a lo largo de una línea dibujada sobre el mapa— y mapas geológicos (cuando al mapa topográficose le añade información litológica, estructural…).

� A partir de los mapas geológicos se pueden levantar los perfiles o cortes geológicos; estos son secciones verticales operfiles interpretativos de la superficie terrestre, que nos van a permitir esclarecer la historia geológica de la zona.

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