¿Qué es la Geología?

Es la ciencia que estudia la Tierra: su composición, su estructura y los fenómenos que ocurren en ella tanto en el pasado como actualmente.

Ramas de la Geología

• Geología física: Estudia los materiales y los procesos (tanto externos como internos).
• Geología histórica: Estudia el origen y la evolución de la Tierra.

Importancia de la Geología

Algunos de los problemas y cuestiones que trata la geología son los riesgos naturales, los recursos minerales y energéticos, el medio ambiente y la sostenibilidad.

El Planeta Tierra

Es un planeta rocoso del sistema solar, que tiene 4.600 millones de años, presenta un radio de 6371 km, y su satélite es la Luna.

Reseñas Históricas de la Geología

• Catastrofismo: (Siglos XVII-XVIII)
• Uniformismo: Son los procesos actuales que explican el pasado. Destacan:
  • James Hutton [“Teoría de la Tierra” (finales del s. XVIII)]
  • Charles Lyell [“Principios de Geología” (s. XIX)]

Investigación Científica en Geología

La Geología sigue el método científico, explicando cómo y por qué ocurren las cosas planteando:

• Hipótesis: Una explicación provisional (o no probada).
• Teoría: Una visión bien comprobada y ampliamente aceptada que, en opinión de la comunidad científica, es la que mejor explica ciertos hechos observables.

Importante: La Geología se diferencia de otras ciencias en la dificultad de experimentación.

Rasgos Diferenciadores en la Experimentación

• Importancia de las relaciones: Muchos procesos geológicos no pueden reproducirse en laboratorio; hay una gran importancia en las relaciones espaciales y temporales.
• Importancia del tiempo: El tiempo geológico abarca millones y miles de millones de años, por lo que es difícil ver las evidencias de los sucesos o procesos, ya que estos son lentos y graduales. Además, algunos fenómenos son extremos y poco frecuentes, como los terremotos o impactos.
• Accesibilidad: Parte del registro geológico puede desaparecer por erosión o metamorfismo. Por otro lado, muchas evidencias no son directamente accesibles, ya que se encuentran en el interior de la Tierra.

Algunos Ejemplos de Tasas Geológicas

• Apertura del Atlántico: 2,8 cm/año
• Movimiento de la falla de San Andrés: 5 cm/año

La Tierra como un Sistema

Sistema Tierra = Biosfera + Atmósfera + Hidrosfera + Geosfera

La Tierra funciona como un sistema dinámico con varios subsistemas que interaccionan entre sí. En este sistema, los procesos geológicos se caracterizan por su variación espacio-temporal.

• Los procesos externos están promovidos y regulados por la energía solar.
• Los procesos internos están controlados por la energía interna de la Tierra.

El Ciclo de las Rocas

Es un modelo conceptual que explica cómo los materiales que forman la corteza terrestre se transforman de manera continua a lo largo del tiempo geológico.

Tipos de Rocas y su Formación

1. Rocas ígneas: Se originan a partir del enfriamiento y solidificación del magma. Este proceso está controlado por la energía interna de la Tierra.

   • Rocas ígneas plutónicas: Se forman si el magma se enfría lentamente en profundidad.
   • Rocas ígneas volcánicas: Se generan si el magma asciende a la superficie y se solidifica rápidamente como lava.

2. Rocas sedimentarias: Una vez que las rocas quedan expuestas en la superficie terrestre, comienzan a actuar los procesos externos (impulsados por la energía solar). Las rocas sufren meteorización (física o química), fragmentándose o alterándose. Los materiales resultantes son transportados por agentes geológicos (agua, viento, hielo) y se depositan en cuencas sedimentarias, donde se acumulan como sedimentos. Con el paso del tiempo, estos sedimentos se transforman en rocas sedimentarias mediante un proceso llamado litificación. Las rocas sedimentarias son especialmente importantes porque pueden contener fósiles y registrar condiciones ambientales del pasado.

3. Rocas metamórficas: Si las rocas ígneas o sedimentarias son enterradas a mayor profundidad dentro de la corteza, quedan sometidas a altas presiones y temperaturas, lo que provoca cambios en su estructura y composición mineral sin que lleguen a fundirse. Este proceso se denomina metamorfismo y da lugar a las rocas metamórficas. El metamorfismo refleja condiciones internas de la Tierra y está estrechamente relacionado con la tectónica de placas.

Finalmente, si las rocas metamórficas, o cualquier otro tipo de roca, alcanzan temperaturas suficientemente altas, pueden fundirse de nuevo, generando magma. Este magma, al enfriarse, dará lugar otra vez a rocas ígneas, cerrando así el ciclo.

El Ciclo del Agua

El ciclo del agua es el movimiento continuo del agua entre los océanos, la atmósfera y los continentes. Este ciclo está impulsado principalmente por la energía del Sol y la gravedad, y permite que el agua se recicle constantemente en la Tierra.

1. El ciclo comienza cuando el Sol calienta el agua de los océanos, ríos y lagos, provocando su evaporación. El agua pasa de estado líquido a vapor y asciende a la atmósfera. A este proceso se suma el vapor liberado por las plantas mediante la transpiración.
2. Cuando el vapor de agua asciende, la temperatura disminuye y se produce la condensación, formándose nubes compuestas por pequeñas gotas de agua o cristales de hielo.
3. Cuando las gotas de agua se hacen suficientemente grandes, el agua cae de nuevo a la superficie en forma de precipitación (lluvia, nieve o granizo).
4. En la tierra, una parte del agua se infiltra en el suelo y pasa a formar aguas subterráneas, mientras que otra parte fluye por la superficie como escorrentía, alimentando ríos y lagos que finalmente devuelven el agua al océano.

Datación y Tiempo Geológico

Datos Generales de la Tierra

• Manto: mayor volumen
• Núcleo: mayor densidad

Datación Relativa

Consiste en que los datos se colocan en un orden adecuado, sin conocer su edad en años, de acuerdo con unas leyes o principios:

• Ley de superposición de los estratos: Los estratos inferiores son más antiguos, y los estratos superiores son más jóvenes.
• Principio de sucesión faunística o biótica: Los fósiles aparecen en un orden definido, lo que permite datar estratos.

Tiempo Geológico y Cronología Absoluta

Los geólogos pueden ahora asignar fechas bastante exactas a acontecimientos de la historia de la Tierra gracias a los métodos radiométricos de datación absoluta (que comprende enormes períodos de tiempo).

• Cronología Absoluta: Métodos radiométricos = isótopos radiactivos.

Isótopos Radiogénicos

Dos usos principales:

1. Determinar edad absoluta de rocas y minerales (geocronología).
2. Identificación de procesos geológicos y fuentes (geoquímica isotópica).

Ejemplo: Sistema U-Pb.

Estas técnicas permiten saber que:

• Las rocas terrestres más antiguas tienen una edad de 3.960 M.a (ej.: gneises de Acasta).
• Los minerales más antiguos tienen una edad comprendida entre 4.200-4.300 M.a (ej.: circones detríticos).
• Las rocas lunares tienen edades de 3.700 y 4.600 M.a.

Origen de la Tierra y el Universo

Origen del Universo: El Big Bang

Todo ocurrió con el Big Bang hace 15.000 millones de años. Toda la masa y energía del universo estaba concentrada en un solo punto. Esa gran cantidad de materia fue lanzada a una gran velocidad. En ese momento, los restos de esa gran explosión, formados casi exclusivamente por H y He, empezaron a condensarse para dar lugar a las primeras estrellas y galaxias.

El Origen del Sistema Solar

El origen del Sistema Solar se explica mediante el modelo nebular, donde hace unos 4.600 millones de años existía una gran nube de gas y polvo (nebulosa solar). Esta nebulosa estaba formada principalmente por hidrógeno y helio, junto con pequeñas partículas sólidas. La gravedad provocó la contracción progresiva de la nube que, al contraerse, comenzó a girar cada vez más rápido. Esta nube adoptó una forma de disco plano con una gran concentración de materia en el centro, donde se formó el protosol, origen del Sol. En el disco circundante se inició la formación de los planetas.

Formación del Sol

La formación del Sol se produjo a partir del colapso gravitatorio del centro de la nebulosa solar hace unos 4.600 millones de años, según el modelo nebular descrito por Tarbuck y Lutgens. A medida que la nube de gas y polvo se contraía, la energía gravitatoria se transformó en energía térmica, aumentando progresivamente la temperatura y la presión en su región central, dando lugar al llamado protosol. Cuando estas condiciones fueron lo suficientemente altas, comenzaron las reacciones de fusión nuclear, en las que el hidrógeno se transformó en helio, liberando gran cantidad de energía. El inicio de la fusión nuclear marcó el nacimiento del Sol como estrella y detuvo la contracción gravitatoria, concentrando en él aproximadamente el 99,8 % de la masa total del Sistema Solar.

Planetesimales

Durante la formación del Sistema Solar, las partículas sólidas presentes en el disco protoplanetario comenzaron a unirse por atracción gravitatoria, dando lugar a cuerpos de mayor tamaño llamados planetesimales, con dimensiones de decenas a cientos de kilómetros. Estos cuerpos fueron los bloques fundamentales a partir de los cuales se formaron los planetas mediante colisiones y acreción progresiva.

Diferenciación Química del Sistema Solar

La nebulosa solar presentaba un gradiente de temperatura y presión, lo que provocó una primera diferenciación química. Los materiales refractarios, como los metales ricos en hierro y magnesio, se concentraron en las regiones internas del Sistema Solar, mientras que los elementos volátiles, como el agua y los gases, predominaron en las zonas más externas.

Formación de los Planetas

Los planetesimales colisionaron entre sí formando protoplanetas, liberando gran cantidad de energía en forma de calor debido a los impactos, la compresión gravitatoria y la desintegración de elementos radiactivos. Este calentamiento permitió la fusión parcial del interior de muchos planetas, favoreciendo su evolución interna.

Tipos de Planetas

• Planetas terrestres: Mercurio, Venus, la Tierra y Marte. Se caracterizan por su pequeño tamaño, alta densidad y composición rica en silicatos y metales. Se formaron en las regiones internas del Sistema Solar y presentan superficies sólidas y actividad geológica en distintos grados.
• Planetas gigantes gaseosos: Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno. Se formaron en las regiones externas del Sistema Solar, donde las temperaturas permitían la presencia de volátiles. Son planetas de gran tamaño, baja densidad media y atmósferas muy extensas, con núcleos relativamente pequeños.

Diferenciación Interna de la Tierra

Durante las primeras etapas de su historia, la Tierra experimentó una diferenciación interna debido al calentamiento y la gravedad, lo que provocó que los materiales más densos se desplazaran hacia el centro formando el núcleo, mientras que los silicatos menos densos constituyeron el manto y la corteza.

Origen de la Atmósfera

La atmósfera terrestre se originó principalmente por la desgasificación volcánica del interior de la Tierra. Esta estaba compuesta sobre todo por vapor de agua, dióxido de carbono y nitrógeno, y carecía prácticamente de oxígeno libre.

Origen y Salinidad de los Océanos

Los océanos se formaron cuando la Tierra se enfrió lo suficiente como para permitir la condensación del vapor de agua presente en la atmósfera primitiva. Además, el aporte de agua por impactos de cometas ricos en hielo pudo contribuir a incrementar el volumen de los océanos. La salinidad de los océanos se debe principalmente a la meteorización de las rocas continentales, que libera sales que son transportadas por los ríos hasta el mar. Con el tiempo se estableció un equilibrio entre las sales que entran y las que se eliminan mediante procesos geológicos.

Meteoritos y Composición Química

Los meteoritos son fragmentos de cuerpos primitivos del Sistema Solar que proporcionan información esencial sobre su origen y evolución. Algunos meteoritos, como las condritas carbonáceas, conservan materiales prácticamente inalterados desde la formación del Sistema Solar.

La composición química del universo está dominada por hidrógeno y helio, mientras que los elementos más pesados son mucho menos abundantes. La ley de Harkins establece que los elementos con número atómico par son más abundantes que los de número impar, debido a la mayor estabilidad de sus núcleos.

Clasificación Geoquímica de los Elementos

Goldschmidt clasificó los elementos según su afinidad química, lo que ayuda a explicar su distribución en las distintas capas de la Tierra:

• Litófilos: (Al líquido silicatado)
• Siderófilos: (Elementos que se irían al Fe fundido)
• Calcófilos: (Elementos que se irían a la fase de sulfuros fundidos)
• Atmófilos: (Fase gaseosa)

Sismología y Estructura Interna de la Tierra

Modelo Sísmico de la Tierra y Ondas Sísmicas

El modelo sísmico de la Tierra se basa en el estudio de las ondas sísmicas generadas por los terremotos, ya que estas ondas se propagan a distintas velocidades según el tipo de material que atraviesan. Como no es posible acceder directamente al interior terrestre, el análisis del comportamiento de las ondas sísmicas constituye el método fundamental para conocer la estructura interna del planeta.

Las ondas sísmicas cambian su velocidad y trayectoria cuando atraviesan materiales con distinta densidad, composición o estado físico. Estos cambios se manifiestan en forma de reflexión y refracción, lo que permite identificar superficies internas donde se producen variaciones bruscas en las propiedades del material. A estas superficies se las denomina discontinuidades sísmicas.

Gracias al estudio de estas discontinuidades, se ha podido establecer un modelo interno de la Tierra dividido en capas concéntricas. El modelo sísmico distingue principalmente la corteza, el manto y el núcleo, y dentro de este último se diferencia un núcleo externo líquido y un núcleo interno sólido. Esta diferenciación se confirma, por ejemplo, por el hecho de que las ondas S no se propagan a través del núcleo externo, lo que indica su estado líquido.

Terremotos

Los terremotos son sacudidas del terreno producidas por la liberación brusca de energía acumulada en la litosfera debido al movimiento de las placas tectónicas. Esta energía se libera cuando las rocas se rompen o se desplazan a lo largo de fallas, generando ondas sísmicas. El punto donde se inicia el terremoto se llama hipocentro, y su proyección en superficie es el epicentro. La mayoría de los terremotos se concentran en los límites de placas y reflejan la dinámica interna de la Tierra.

Sismología

La sismología es fundamental para comprender la estructura interna de la Tierra y para evaluar los riesgos sísmicos que afectan a las poblaciones humanas.

Definición de Planeta

Es un cuerpo que orbita alrededor del Sol, tiene masa suficiente para ser casi esférico por acción de su gravedad y ha despejado su órbita de otros cuerpos.

• Planetas enanos: Como Plutón, cumplen los dos primeros criterios de la definición de planeta, pero no han limpiado su órbita, por lo que se consideran una categoría distinta.

El interior de la Tierra no puede observarse directamente, por lo que su estudio se basa principalmente en el análisis de las ondas sísmicas (el tiempo que necesitan para viajar a través de la Tierra varía según las propiedades de los materiales que cruzan) generadas por los terremotos.

Desde el foco, la energía liberada irradia en todas las direcciones. Los sismógrafos son los instrumentos sensibles que registran cada acontecimiento.

Terremotos y Fallas

Los movimientos que producen terremotos suelen estar asociados con grandes fracturas en la corteza terrestre denominadas fallas. La mayoría del movimiento que se produce a lo largo de las fallas puede explicarse por la teoría de la tectónica de placas.

La teoría de la tectónica de placas explica que la litosfera está dividida en placas rígidas que se mueven lentamente sobre la astenosfera. En sus límites, las placas pueden separarse (límites divergentes), chocar (límites convergentes) o deslizarse lateralmente (límites transformantes), originando terremotos, volcanes y cordilleras.

Dos Tipos de Rebotes

1. Rebote elástico: Cuando las rocas de la litosfera están sometidas a esfuerzos tectónicos, acumulan energía sin romperse. Cuando el esfuerzo supera la resistencia de la roca o la fricción de la falla, se produce una ruptura o deslizamiento brusco, liberándose la energía almacenada en forma de ondas sísmicas. Tras la liberación, las rocas recuperan parcialmente su forma original, lo que se conoce como rebote elástico, y este proceso es el responsable directo de los terremotos. (Deformación reversible + ruptura brusca → terremoto)

2. Deformación plástica: En condiciones de altas presiones y temperaturas, como las que se dan a mayor profundidad, las rocas no se rompen de forma brusca, sino que se deforman lentamente y de manera permanente, comportamiento denominado deformación plástica o fluencia. En este caso no se libera energía de forma repentina, por lo que no se producen terremotos, sino movimientos lentos del material. (Deformación permanente y lenta → no hay terremoto)

Naturaleza de las Ondas Sísmicas

Las ondas sísmicas son energía liberada por un terremoto que se propaga por la Tierra. Se dividen en ondas internas y ondas superficiales.

Tipos de Ondas Internas

• Las ondas P (primarias): Se producen por compresiones y dilataciones sucesivas del material. Las partículas del material vibran en la misma dirección en la que avanza la onda. Son las más rápidas y pueden propagarse por sólidos, líquidos y gases.
• Las ondas S (secundarias): Se producen cuando el material sufre movimientos de cizalla. Las partículas vibran perpendicularmente a la dirección de propagación de la onda. Son más lentas que las ondas P y solo se transmiten por sólidos.

Ondas Superficiales

Se originan cuando las ondas internas alcanzan la superficie terrestre. Se propagan a lo largo de la superficie y producen movimientos complejos del terreno. Son las más destructivas.

Velocidad de la Onda Sísmica

Depende de las propiedades de los materiales:

• Es mayor en los materiales más rígidos.
• Aumenta con la profundidad (debido a la mayor presión).

El interior de la Tierra no es homogéneo, sino que está organizado en grandes unidades diferenciadas, separadas por discontinuidades.

Modelos de Estructura Interna

El interior de la Tierra se organiza en grandes unidades que pueden definirse según dos criterios complementarios:

1. Criterio geoquímico: Divide la Tierra en corteza, manto y núcleo en función de su composición química y densidad.
2. Criterio físico: Clasifica las capas según su comportamiento mecánico frente a los esfuerzos, distinguiendo unidades como la litosfera rígida, la astenosfera dúctil y capas más profundas.

Unidades Geoquímicas

Desde el punto de vista químico, la Tierra se divide en corteza, manto y núcleo, que presentan composiciones y densidades distintas.

La Corteza

Es la capa más externa y delgada de la Tierra, formada por rocas de baja densidad y en contacto directo con la atmósfera y la hidrosfera.

• Corteza continental: Es más gruesa (30–70 km), menos densa y está formada principalmente por silicatos de aluminio. Es la más antigua, alcanzando edades cercanas a los 4.000 millones de años.
• Corteza oceánica: Es más delgada (5–10 km), más densa y está formada por silicatos de hierro y magnesio. Es más joven, con edades inferiores a 200 millones de años.

Litosfera: Corteza + parte del manto superior.

Importancia de los Meteoritos

Ayudan a entender la composición del sistema solar. La Tierra se formó por choques entre ellos. Hay varios tipos: las condritas (carbonáceas) tienen un alto contenido en C, agua y Si y pueden representar la composición actual de la Tierra.

Modelo de Composición Condrítico

Los meteoritos (condríticos) son los que más se aproximan a la composición de la nebulosa inicial que dio lugar al sistema solar. La Tierra no tiene la misma composición que ellos, pero se asemeja bastante.

Manto

Su parte superior, junto a la corteza, forma parte de la Litosfera. El resto, Astenosfera y Mesosfera. La aparición de rocas ultrabásicas en la base de los complejos de ofiolitas, entre las que destacan las peridotitas, permitió suponer que estas rocas son las que se encuentran bajo la corteza, formando, al menos, parte del Manto superior. Su composición es rica en silicatos magnésicos. Los minerales típicos de este tipo de rocas son el olivino, los piroxenos, los granates y la espinela. El Manto inferior es más rígido, presenta una mayor densidad, debido a un mayor empaquetamiento en los minerales. En el manto se producen cambios de fase, se pasa de estructuras cristalinas menos empaquetadas a estructuras más empaquetadas.

Discontinuidad de Gutenberg

Separa el manto del núcleo externo y se identifica porque las ondas S no la atraviesan, indicando que el núcleo externo es líquido.

Núcleo

• Núcleo externo: Fundido, puesto que las ondas S no lo atraviesan. La temperatura alcanza los 5.000 grados. La menor densidad con respecto al interno hace pensar que, además de Fe y Ni, puede haber otros elementos ligeros, fundamentalmente, S y, en menor cantidad, Si y O. Presenta fuertes corrientes de convección.
• Núcleo interno: Sólido, evidenciado por una mayor velocidad de las ondas P. Por su mayor densidad se piensa que su contenido en S es mucho menor que el del núcleo externo. Esta circunstancia, junto con las mayores presiones existentes en el interior, posibilita su estado sólido pese a existir mayores temperaturas.

El Campo Magnético Terrestre

La Tierra se comporta como un gran imán dipolar cuyo campo magnético se genera en el interior del planeta, concretamente en el núcleo externo, compuesto principalmente por hierro y níquel en estado líquido. Según el modelo del geodinamo, los movimientos convectivos del material conductor del núcleo externo, combinados con la rotación terrestre, producen corrientes eléctricas que generan el campo magnético terrestre.

El campo magnético terrestre presenta dos polos magnéticos, norte y sur, que no coinciden exactamente con los polos geográficos y cuya posición varía a lo largo del tiempo. Este campo actúa como un escudo protector frente al viento solar y la radiación cósmica, desviando las partículas cargadas y contribuyendo a la habitabilidad del planeta.

Variaciones del Campo Magnético Terrestre

El campo magnético terrestre no es constante, sino que experimenta variaciones de distinta escala temporal:

• Variaciones seculares: Consisten en cambios graduales en la intensidad y en la posición de los polos magnéticos.
• Inversiones del campo magnético: En las que la polaridad del campo se invierte completamente.

Estas variaciones han quedado registradas en las rocas, especialmente en aquellas que contienen minerales ferromagnéticos.

Inversiones del Campo Magnético: Campo Normal e Inverso

A lo largo de la historia geológica, el campo magnético terrestre ha sufrido numerosas inversiones de polaridad. Durante los periodos de polaridad normal, el polo norte magnético se sitúa próximo al polo norte geográfico, como ocurre en la actualidad. En los periodos de polaridad inversa, el polo norte magnético se localiza cerca del polo sur geográfico. Las inversiones no siguen una periodicidad regular y pueden durar desde unos miles hasta millones de años. El registro de estas inversiones se conserva principalmente en las rocas ígneas del fondo oceánico, donde los minerales magnéticos se orientan según la dirección del campo existente en el momento de la solidificación.

Las Rocas como Registradoras del Campo Magnético

El mineral más importante en el registro del campo magnético es la magnetita. Al solidificarse la roca, esta orientación queda “congelada”, dando lugar a una magnetización remanente. En las rocas sedimentarias también puede registrarse el campo magnético, ya que los granos magnéticos se orientan durante la sedimentación, aunque este registro suele ser menos preciso que en las rocas ígneas.

Anomalías Magnéticas: Positivas y Negativas

Su estudio ha sido fundamental para comprender la estructura de la corteza oceánica y continental. Las anomalías magnéticas son desviaciones locales del valor medio del campo magnético terrestre, detectadas mediante magnetómetros. Se distinguen dos tipos principales:

• Anomalías magnéticas positivas: Cuando la intensidad medida es mayor que el valor regional medio. Suelen estar asociadas a la presencia de rocas ricas en minerales ferromagnéticos.
• Anomalías magnéticas negativas: Cuando la intensidad es menor que la media regional, frecuentemente relacionadas con rellenos sedimentarios o rocas pobres en minerales magnéticos.

Paleomagnetismo

Es la disciplina que estudia el magnetismo fósil registrado en las rocas. A partir de la declinación y la inclinación magnética, se puede obtener información sobre la orientación del campo magnético en el pasado.

• La declinación magnética: Es el ángulo entre el norte geográfico y la componente horizontal del campo magnético.
• La inclinación magnética: Es el ángulo que forma el vector del campo magnético con la superficie terrestre y depende de la latitud, siendo nula en el ecuador y máxima en los polos.

El análisis paleomagnético permite reconstruir la posición de los continentes en el pasado y ha sido una prueba clave para la aceptación de la tectónica de placas.

• Deriva Polar Aparente: Se debe al movimiento de los continentes sobre la superficie terrestre.

Tectónica de Placas

Hipótesis de la Deriva Continental

Fue propuesta por Alfred Wegener a comienzos del siglo XX y sostiene que los continentes actuales estuvieron unidos en un único supercontinente denominado Pangea, que posteriormente se fragmentó y cuyos bloques se desplazaron hasta alcanzar su posición actual, idea que más tarde sería integrada y explicada por la teoría de la tectónica de placas.

Wegener apoyó su teoría en varias evidencias:

• El encaje geométrico de las costas continentales.
• La continuidad de estructuras geológicas y cadenas montañosas entre continentes hoy separados.
• La distribución de fósiles idénticos.
• La existencia de indicadores paleoclimáticos coherentes solo si los continentes estuvieron unidos en el pasado.

A pesar de las evidencias, la deriva continental fue rechazada durante décadas debido a que Wegener no pudo proponer un mecanismo físico válido que explicara el movimiento de los continentes, lo que retrasó la aceptación de su teoría hasta la obtención de nuevos datos geofísicos del fondo oceánico.

Expansión del Suelo Oceánico

Fue propuesta por Harry Hess. Establece que en las dorsales oceánicas asciende magma desde el manto, se solidifica formando nueva corteza oceánica y se desplaza lateralmente, mientras que la corteza más antigua se destruye en las zonas de subducción. La corteza oceánica se caracteriza por tener composición basáltica, escaso espesor y una edad relativamente joven, aumentando progresivamente su antigüedad conforme se aleja de las dorsales y sin superar los 200 millones de años, lo que contrasta con la gran antigüedad de la corteza continental.

Los basaltos del fondo oceánico contienen minerales ferromagnéticos, que al solidificarse registran la polaridad del campo magnético terrestre existente en ese momento, dejando una huella permanente del campo magnético del pasado. El estudio del magnetismo del fondo oceánico reveló un patrón de bandas magnéticas alternantes, formadas por anomalías positivas y negativas, dispuestas de manera simétrica a ambos lados de las dorsales oceánicas, lo que refleja las sucesivas inversiones del campo magnético terrestre.

Hipótesis de Vine y Matthews

Explicó que el bandeado magnético del fondo oceánico se genera por la combinación de la expansión del fondo oceánico y las inversiones del campo magnético, constituyendo una prueba directa y cuantificable del movimiento de la litosfera oceánica.

La datación radiométrica de las rocas oceánicas confirmó que la edad del fondo oceánico es mínima en las dorsales y aumenta con la distancia a estas, verificando el modelo de creación continua de corteza y su posterior destrucción en las zonas de subducción.

La integración de la deriva continental, la expansión del fondo oceánico y el paleomagnetismo permitió desarrollar la teoría de la tectónica de placas, que explica el movimiento de continentes y océanos como consecuencia del desplazamiento de placas litosféricas sobre la astenosfera. La teoría resultante supuso una revolución en la geología, ya que proporciona un marco global para comprender la distribución de terremotos, volcanes, cordilleras y océanos, así como la evolución dinámica de la superficie terrestre.

Teoría de la Tectónica de Placas

La tectónica de placas es la teoría que explica el movimiento de grandes fragmentos rígidos de la litosfera, denominados placas, que se desplazan sobre la astenosfera más caliente y dúctil, siendo el marco fundamental para comprender la dinámica interna de la Tierra y la distribución de los principales fenómenos geológicos.

¿Qué es una Placa Litosférica?

Es una porción de la litosfera compuesta por corteza continental, oceánica o ambas y la parte superior del manto. Son sólidas, se comportan de forma rígida, cambian de tamaño, forma y espesor a lo largo del tiempo y se deslizan sobre la astenosfera.

¿Cuántas Placas Hay?

Hay 7 grandes, 6 medianas y más de una docena pequeñas.

Tipos de Bordes de Placa

Los límites entre placas se clasifican en tres tipos principales: bordes divergentes, donde las placas se separan; bordes convergentes, donde las placas colisionan; y bordes transformantes, donde se deslizan lateralmente sin crear ni destruir litosfera.

Bordes Divergentes

Se produce la separación de placas y la formación de nueva litosfera, normalmente asociada a dorsales oceánicas, donde el ascenso de material caliente del manto genera magmatismo basáltico y actividad volcánica continua. También pueden desarrollarse en continentes, originando rifts continentales caracterizados por fracturación, volcanismo y adelgazamiento de la litosfera, que pueden evolucionar hacia la apertura de un nuevo océano.

Bordes Convergentes

Se produce la colisión entre placas, dando lugar a tres situaciones distintas: subducción de litosfera oceánica bajo continental, subducción oceánica bajo oceánica o colisión entre dos continentes, cada una con características geológicas propias.

• La subducción de una placa oceánica bajo una continental genera fosas oceánicas, arcos volcánicos continentales y fuerte actividad sísmica, como ocurre en el margen occidental de Sudamérica, donde se forma la cordillera de los Andes.
• Cuando colisionan dos placas oceánicas, una subduce bajo la otra, formando fosas oceánicas y arcos de islas volcánicas, como en el Pacífico occidental, donde se concentran numerosos volcanes activos.
• La colisión entre dos placas continentales no implica subducción significativa, ya que la corteza continental es menos densa, y da lugar al engrosamiento de la corteza y a la formación de grandes cordilleras, como el Himalaya.

Bordes Transformantes

Se caracterizan por el desplazamiento lateral de placas sin creación ni destrucción de litosfera, concentrando intensa actividad sísmica, como en la falla de San Andrés, pero con escaso o nulo volcanismo.

La tectónica de placas proporciona una explicación global y unificada para la formación de montañas, océanos, terremotos, volcanes y la distribución de continentes, constituyendo el eje central de la geología moderna.

Deformación de la Corteza Terrestre

La deformación de la corteza terrestre comprende todos los cambios de forma, tamaño o volumen que experimentan las rocas como resultado de las fuerzas tectónicas, y se produce principalmente en los límites de placas. Estas fuerzas se expresan como esfuerzos, que pueden ser compresivos, tensionales o de cizalla.

Pliegues

Los pliegues son estructuras geológicas formadas por la deformación dúctil de las rocas, principalmente estratificadas, como respuesta a esfuerzos compresivos que actúan durante largos periodos de tiempo y en condiciones de temperatura y presión elevadas. Los tipos básicos de pliegues son:

• Anticlinales: Presentan una geometría convexa hacia arriba y en los que los estratos se inclinan alejándose del núcleo.
• Sinclinales: De geometría cóncava, donde los estratos se inclinan hacia el eje del pliegue.

Todo pliegue presenta elementos fundamentales como los flancos, la charnela, el plano axial y el eje del pliegue, que permiten describir su geometría y orientación. Según la disposición de los flancos, los pliegues pueden clasificarse en simétricos, asimétricos, volcados, recumbentes o isoclinales, reflejando distintas intensidades y direcciones del esfuerzo deformante. A gran escala, los pliegues pueden organizarse formando domos (estructuras elevadas donde afloran los materiales más antiguos en el centro) y cubetas (estructuras de hundimiento en las que los materiales más jóvenes ocupan la zona central). El estudio de los pliegues es fundamental para interpretar la historia tectónica de una región y comprender los procesos de formación de montañas.

Fallas

Las fallas son fracturas de la corteza terrestre a lo largo de las cuales se ha producido un desplazamiento relativo de los bloques rocosos, y los movimientos bruscos a lo largo de ellas son la causa principal de los terremotos. Una falla presenta elementos fundamentales como el plano de falla, el techo (bloque situado por encima del plano) y el muro (bloque situado por debajo).

Clasificación de Fallas

Según el tipo de movimiento, las fallas se clasifican en:

• Fallas con desplazamiento vertical:
  • Fallas normales: Originadas por esfuerzos tensionales, en las que el bloque de techo desciende respecto al muro.
  • Fallas inversas: Producidas por esfuerzos compresivos, donde el bloque de techo asciende, provocando acortamiento de la corteza.
  • Cabalgamientos: Tipo particular de falla inversa, caracterizado por un plano de falla de bajo ángulo y responsable de grandes acortamientos corticales en cinturones orogénicos.

  La combinación de fallas normales puede dar lugar a grabens (bloques hundidos) y horsts (bloques elevados).

• Fallas con desplazamiento horizontal: Presentan un movimiento lateral paralelo a la dirección del plano de falla. Cuando estas fallas atraviesan la litosfera y acomodan el movimiento entre placas tectónicas se denominan fallas transformantes, siendo un ejemplo destacado la falla de San Andrés.

Diaclasas

Son fracturas de las rocas en las que no se ha producido desplazamiento apreciable de los bloques, y suelen aparecer organizadas en sistemas aproximadamente paralelos. Son muy frecuentes tanto en rocas sedimentarias como ígneas y metamórficas, y tienen gran importancia geológica y práctica. Un tipo característico son las diaclasas columnares, que se forman en lavas basálticas durante su enfriamiento rápido por contracción térmica, dando lugar a prismas poligonales, como en la Calzada del Gigante o la Torre del Diablo. Las diaclasas favorecen la meteorización química, ya que facilitan la circulación del agua, y condicionan la estabilidad de taludes y obras de ingeniería, además de actuar como vías preferentes para la formación de yacimientos minerales.

Materia y Minerales

Estados de la Materia. Concepto de Cristal y Mineral

La materia puede presentarse en estado sólido, líquido o gaseoso, siendo los minerales el principal objeto de estudio geológico dentro del estado sólido. Un cristal es un sólido cuyas partículas están ordenadas de forma periódica según una estructura interna reticular, que se manifiesta externamente mediante caras, aristas y vértices. Un mineral es una sustancia natural, generalmente inorgánica, sólida, con composición química definida y estructura cristalina, formada por procesos geológicos. La materia cristalina se caracteriza por su orden interno, homogeneidad y anisotropía, es decir, sus propiedades físicas varían según la dirección de medida.

Tipos de Enlace y Cristales

Los cristales se clasifican según el tipo de enlace químico predominante entre sus átomos:

• Iónicos: Los iones con cargas opuestas se atraen electrostáticamente, dando lugar a estructuras duras y frágiles.
• Covalentes: Se forman mediante el compartimiento de electrones, generando redes muy resistentes, como el diamante.
• Metálicos: Los electrones son compartidos libremente, lo que explica su conductividad y ductilidad.
• Moleculares: Están unidos por fuerzas débiles, como enlaces de hidrógeno o fuerzas de Van der Waals, por lo que suelen ser blandos y de bajo punto de fusión.

Desviación del Orden Cristalino. Polimorfismo e Isomorfismo

Aunque los minerales presentan un orden cristalino ideal, pueden existir desviaciones debidas a impurezas, defectos estructurales o sustituciones iónicas.

• Polimorfismo: Se produce cuando una misma composición química puede cristalizar en estructuras distintas, como el carbono en forma de diamante o grafito.
• Isomorfismo: Ocurre cuando distintos elementos con radios y cargas similares pueden sustituirse entre sí dentro de una estructura cristalina sin modificarla.

Los cristales se forman principalmente por enfriamiento de magmas, precipitación a partir de disoluciones o sublimación.

Procesos Formadores de Minerales

Los minerales se originan mediante diversos procesos geológicos:

• Procesos magmáticos: Generan minerales a partir del enfriamiento y solidificación del magma.
• Procesos sedimentarios: Implican la precipitación química o la cristalización por evaporación en medios acuosos.
• Procesos metamórficos: Producen nuevos minerales como resultado de cambios de presión y temperatura sin fusión completa.
• Procesos hidrotermales: Se deben a la circulación de fluidos calientes ricos en iones, que precipitan minerales al cambiar las condiciones físicas.

Estos procesos dan lugar a los principales minerales formadores de rocas y a numerosos yacimientos minerales.

Propiedades Físicas de los Minerales

Los minerales se identifican mediante sus propiedades físicas, entre las que destacan la densidad, el color, el brillo, el color de la raya, la dureza, la exfoliación y la partición o fractura. También son importantes el hábito cristalino, las formas y los agregados cristalinos. Estas propiedades están directamente relacionadas con la estructura cristalina y el tipo de enlace químico, y permiten la identificación práctica de los minerales.

Silicatos: Características Generales, Clasificación y Composición

Los silicatos constituyen el grupo de minerales más abundante de la corteza terrestre y están formados por tetraedros de silicio y oxígeno. Según la forma en que se enlazan estos tetraedros, los silicatos se clasifican en nesosilicatos, sorosilicatos, ciclosilicatos, inosilicatos (cadenas simples y dobles), filosilicatos y tectosilicatos. La estructura de los silicatos controla sus propiedades físicas y químicas, así como su estabilidad en diferentes ambientes geológicos, siendo fundamentales como minerales formadores de rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas.

Magmatismo y Rocas Ígneas

Magma y Lava

• Magma: Es una mezcla de roca fundida, cristales y gases que se forma en el interior de la Tierra, principalmente en el manto superior y en la base de la corteza continental. Debido a su menor densidad respecto a las rocas encajantes, el magma tiende a ascender a través de la litosfera, acumulándose en cámaras magmáticas, intruyendo en la corteza o alcanzando la superficie en forma de lava.
• Lava: Magma que ha alcanzado la superficie.

El magma está compuesto por tres fases: una fase líquida de fundido silicatado, una fase sólida formada por minerales ya cristalizados o restos de roca no fundida, y una fase gaseosa rica en volátiles, principalmente H₂O, CO₂ y SO₂, que controlan la presión interna y el estilo eruptivo.

Origen de los Magmas

La mayoría de los magmas se originan por fusión parcial, ya que las rocas están formadas por minerales con distintos puntos de fusión, de modo que los minerales félsicos funden primero, generando magmas inicialmente enriquecidos en sílice respecto a la roca original.

El aumento de la temperatura favorece la fusión de las rocas, pero el gradiente geotérmico normal no suele ser suficiente para provocar fusión completa, por lo que la generación de magma requiere la acción conjunta de otros factores físicos:

• Presión: Su aumento eleva el punto de fusión de las rocas, mientras que su disminución provoca fusión por descompresión, proceso característico de las dorsales oceánicas y de los puntos calientes del manto.
• Volátiles: La presencia de volátiles, especialmente agua, reduce notablemente la temperatura de fusión de las rocas, siendo este el principal mecanismo de generación de magmas en las zonas de subducción, donde las placas oceánicas liberan agua al manto suprayacente.

Clasificación de Magmas

Los magmas se clasifican principalmente en función de su contenido en sílice (SiO₂), ya que este controla propiedades clave como la viscosidad, la temperatura de cristalización, la movilidad del magma y el tipo de actividad volcánica asociada.

• Magmas basálticos: Son pobres en sílice, presentan altas temperaturas y baja viscosidad, y se originan principalmente por fusión parcial del manto superior, siendo los más abundantes de la Tierra y responsables de la formación de la corteza oceánica. Estos pueden dar lugar a basaltos toleíticos (típicos de dorsales oceánicas) o a basaltos alcalinos (asociados a bajos grados de fusión en volcanismo intraplaca).
• Magmas andesíticos: Poseen un contenido intermedio en sílice y se generan principalmente en zonas de subducción, mediante la diferenciación de magmas basálticos, la asimilación de corteza continental o la mezcla de magmas de distinta composición. Estos magmas están asociados a volcanismo explosivo y a la formación de arcos volcánicos continentales e insulares, como los Andes.
• Magmas graníticos: Son ricos en sílice, muy viscosos y de baja temperatura de fusión, y se originan principalmente por fusión parcial de la corteza continental, aunque también pueden derivar de la evolución de magmas andesíticos. Debido a su elevada viscosidad y alto contenido en gases, estos magmas suelen solidificarse en profundidad formando grandes cuerpos plutónicos, y cuando alcanzan la superficie producen erupciones muy explosivas.

Evolución de los Magmas

La evolución de los magmas hace referencia a los cambios que experimenta su composición química y mineralógica desde su generación hasta su solidificación, explicando cómo a partir de unos pocos magmas primarios pueden originarse numerosos tipos de rocas ígneas. A este proceso se le denomina diferenciación magmática.

Series de Reacción de Bowen

Las series de reacción de Bowen describen el orden sistemático en el que cristalizan los minerales silicatados a medida que un magma se enfría, estando este orden condicionado por los distintos puntos de fusión de los minerales, lo que provoca cambios continuos en la composición del fundido residual.

• Serie discontinua de Bowen: Los silicatos ricos en hierro y magnesio cristalizan formando minerales distintos a medida que desciende la temperatura, pasando de olivino a piroxeno, anfíbol y finalmente biotita, mediante reacciones discontinuas entre el cristal y el fundido.
• Serie continua de Bowen: Está representada por las plagioclasas, que evolucionan de términos ricos en calcio (anortita) a términos ricos en sodio (albita), sin cambiar de estructura cristalina, mientras el magma residual se enriquece progresivamente en sílice y álcalis.

Importancia de las series de Bowen: Explican cómo una gran diversidad de rocas ígneas puede derivarse de la evolución de unos pocos magmas primarios, especialmente si los cristales formados se separan del magma, impidiendo el equilibrio químico.

La separación de cristales durante el enfriamiento puede generar magmas subsaturados, saturados o sobresaturados en sílice, produciendo rocas con o sin cuarzo libre, todas ellas derivadas de un mismo magma original.

Procesos de Diferenciación Magmática

La diferenciación magmática engloba los procesos responsables de los cambios composicionales del magma, entre los que destacan:

• Cristalización fraccionada: Separación de los cristales formados.
• Diferenciación gravitatoria: Consiste en la separación de los primeros cristales formados, generalmente más densos, que se hunden en el magma fundido, modificando la composición del fundido residual.
• Asimilación: Implica el cambio en la composición del magma mediante la incorporación parcial de las rocas que rodean la cámara magmática, proceso frecuente en magmas que atraviesan la corteza continental.
• Mezcla de magmas: Ocurre cuando dos magmas químicamente distintos entran en contacto, generando un magma híbrido con una composición diferente a la de los magmas originales, fenómeno común en sistemas volcánicos complejos.

Evolución composicional del volcanismo: Un mismo aparato volcánico puede emitir lavas de composición basáltica, andesítica y riolítica a lo largo del tiempo, como consecuencia directa de los procesos de diferenciación magmática.

Rocas Ígneas: Características Generales

Las rocas ígneas se forman por la solidificación del magma o de la lava, distinguiéndose rocas intrusivas o plutónicas (formadas en profundidad) y rocas extrusivas o volcánicas (formadas en superficie), según el ambiente de enfriamiento.

Textura de las Rocas Ígneas

La textura ígnea describe el aspecto general de la roca en función del tamaño, forma y disposición de los cristales, siendo el reflejo directo de la velocidad de enfriamiento del magma.

• Textura afanítica: Se caracteriza por cristales microscópicos producidos por enfriamiento rápido en superficie.
• Textura fanerítica: Presenta cristales grandes visibles a simple vista, propios de un enfriamiento lento en profundidad.
• Otras texturas ígneas: Porfídica (con fenocristales inmersos en una matriz fina); vítrea (producida por enfriamiento extremadamente rápido); piroclástica (resultado de erupciones explosivas); y pegmatítica (de grano muy grueso, formada en las últimas etapas de cristalización de magmas graníticos).

Composición Mineralógica y Química

Las rocas ígneas están compuestas fundamentalmente por silicatos, distinguiéndose minerales leucocráticos (claros, ricos en sílice) y melanocráticos (oscuros, ricos en Fe y Mg), cuya proporción determina el color y la densidad de la roca.

Según su composición química, se distinguen rocas félsicas o graníticas, intermedias, máficas o basálticas y ultramáficas, categorías relacionadas con el contenido en sílice y el contexto tectónico de formación.

El contenido en sílice: Varía aproximadamente entre el 45% y el 70% y condiciona el comportamiento del magma, siendo los magmas ricos en sílice más viscosos y explosivos, y los pobres en sílice más fluidos y tranquilos.

Rocas Ígneas Representativas

• El granito y la riolita representan las rocas félsicas plutónica y volcánica respectivamente.
• La diorita y la andesita corresponden a composiciones intermedias.
• El gabro y el basalto son rocas máficas, siendo el basalto la roca volcánica más abundante de la Tierra.

Cuerpos Intrusivos (Plutones)

Los cuerpos intrusivos se clasifican según su forma (tabulares o masivos) y su orientación respecto a la roca encajante, distinguiéndose cuerpos concordantes (cuando respetan la estratificación) y discordantes (cuando la cortan).

• Un dique: Es un cuerpo ígneo tabular y discordante que se forma cuando el magma se introduce en fracturas de la roca encajante, solidificándose al enfriarse, y constituye una de las estructuras intrusivas más comunes.
• Un sill: Es un cuerpo tabular y concordante que se emplaza paralelo a los estratos de la roca encajante, solidificando lentamente y generando rocas de textura fanerítica.
• El lacolito: Es un cuerpo intrusivo concordante de forma lenticular o de hongo que se forma cuando el magma se acumula y deforma los estratos superiores, elevándolos sin llegar a romperlos.
• El batolito: Es el mayor cuerpo intrusivo, con una extensión superficial superior a 100 km² y suele constituir el núcleo de grandes cordilleras, como las del margen occidental de Norteamérica; los cuerpos menores reciben el nombre de stocks.

Volcanismo y Erupciones

Las características del magma, especialmente su composición, temperatura y contenido en volátiles, determinan el grado de violencia de una erupción volcánica, estando este controlado principalmente por la viscosidad del magma.

Viscosidad del Magma

La viscosidad es la resistencia de un fluido a fluir y depende de tres factores fundamentales:

• La temperatura (a mayor temperatura, menor viscosidad).
• El contenido en sílice (a mayor sílice, mayor viscosidad).
• El contenido en gases disueltos.

Las lavas basálticas, pobres en sílice, son poco viscosas y producen erupciones tranquilas y coladas fluidas, mientras que las lavas andesíticas y riolíticas, ricas en sílice, son muy viscosas y generan erupciones explosivas.

Los gases disueltos en el magma se expanden al disminuir la presión cerca de la superficie, y la forma en que escapan controla la violencia eruptiva; las erupciones explosivas se producen cuando los gases quedan atrapados en magmas viscosos.

Materiales Expulsados

Entre los materiales expulsados durante una erupción destacan las coladas de lava, los gases volcánicos (principalmente H₂O, CO₂ y SO₂) y los piroclastos (fragmentos sólidos expulsados al aire durante erupciones explosivas).

• Lavas pahoehoe: Presentan superficies lisas y onduladas y son típicas de magmas basálticos muy fluidos.
• Lavas aa: Tienen superficies ásperas y fragmentadas debido a un enfriamiento más rápido y mayor viscosidad.
• Piroclastos: Se clasifican según su tamaño en cenizas, lapilli, bombas volcánicas y bloques, siendo la pumita un ejemplo de roca muy porosa formada por lava rica en gases.

Tipos de Volcanes

Un volcán es una abertura en la superficie terrestre conectada a una cámara magmática, presentando elementos como cráter, chimenea, caldera y fumarolas, dependiendo de su historia eruptiva.

• Volcanes en escudo: Se caracterizan por su gran tamaño, pendientes suaves y erupciones tranquilas de lava basáltica, siendo Mauna Loa (Hawái) el ejemplo más representativo.
• Conos de cenizas: Son pequeños edificios volcánicos formados por acumulación de piroclastos, con pendientes empinadas y cráter central, apareciendo frecuentemente en grupos, como el volcán Paricutín.
• Estratovolcanes o volcanes compuestos: Están formados por alternancia de coladas de lava y materiales piroclásticos, presentan erupciones muy explosivas y se localizan principalmente en zonas de subducción, como el Vesubio o el Monte Fuji.
• Calderas: Son grandes depresiones circulares que se forman cuando el volcán colapsa sobre una cámara magmática parcialmente vacía tras una erupción masiva, como ocurrió en el Crater Lake.

Las erupciones fisurales producen extensas llanuras de lava basáltica al emitirse magma fluido a través de fracturas, como en Islandia o los basaltos del Decán, estando asociadas a bordes divergentes.

La actividad ígnea intraplaca se relaciona con plumas del manto o puntos calientes, que permanecen fijos mientras las placas se desplazan, generando cadenas volcánicas como Hawái o volcanismo continental como Yellowstone.

Metamorfismo y Rocas Metamórficas

Metamorfismo: Concepto, Procesos y Factores

El metamorfismo es el conjunto de procesos que transforman una roca preexistente en otra distinta como consecuencia de cambios en la temperatura, la presión y la acción de fluidos químicamente activos, sin que se produzca fusión, por lo que el proceso tiene lugar siempre en estado sólido. Durante el metamorfismo se producen reacciones minerales, recristalización y cambios texturales que dan lugar a nuevas asociaciones minerales estables bajo las nuevas condiciones físicas.

Factores Metamórficos

Los principales factores metamórficos son:

• El calor (procedente del gradiente geotérmico o de intrusiones magmáticas).
• La presión litostática (que actúa por igual en todas direcciones).
• El esfuerzo diferencial (responsable de la deformación y de la foliación metamórfica).
• Los fluidos (especialmente el agua, que facilitan la difusión de iones y aceleran las reacciones).
• El tiempo (necesario para el crecimiento cristalino).
• La composición de la roca original o protolito (que condiciona la mineralogía final).

Tipos de Metamorfismo y Rocas Metamórficas

Existen diversos tipos de metamorfismo en función de los agentes dominantes y del contexto geológico:

• Metamorfismo de contacto: Se produce por el aumento de temperatura alrededor de intrusiones ígneas, generando aureolas metamórficas y rocas generalmente no foliadas como las corneanas.
• Metamorfismo hidrotermal: Está asociado a la circulación de fluidos calientes ricos en iones, siendo característico de dorsales oceánicas.
• Metamorfismo regional: Es el más extenso y se desarrolla durante la formación de grandes cordilleras, combinando altas presiones y temperaturas y originando la mayoría de las rocas foliadas.
• Metamorfismo dinámico: Ocurre en zonas de falla bajo esfuerzos intensos.
• Metamorfismo de impacto: Se produce por colisiones meteoríticas.

Las rocas metamórficas se clasifican en:

• Foliadas: Como pizarra, filita, esquisto y gneis, que reflejan un aumento progresivo del grado metamórfico.
• No foliadas: Como mármol y cuarcita, formadas principalmente por recristalización.

Grado, Facies Metamórficas y Relación con la Tectónica

El grado metamórfico indica la intensidad del metamorfismo y depende de las condiciones de presión y temperatura alcanzadas, determinándose mediante la presencia de minerales índice, que solo son estables en rangos específicos de estas condiciones. El metamorfismo puede ser de grado bajo, medio o alto, reflejándose en cambios progresivos de mineralogía y textura.

Las facies metamórficas agrupan asociaciones minerales características que se forman bajo condiciones similares de presión y temperatura, permitiendo interpretar el ambiente tectónico en el que se desarrollaron las rocas. Así:

• Las facies de esquistos verdes, anfibolitas y granulitas se asocian al metamorfismo regional.
• Las facies de alta presión y baja temperatura, como los esquistos azules y eclogitas, son típicas de zonas de subducción.
• Las facies de alta temperatura y baja presión corresponden al metamorfismo de contacto.

En conjunto, el metamorfismo está estrechamente ligado a la tectónica de placas, desarrollándose principalmente en bordes convergentes, dorsales oceánicas y zonas de deformación intensa.

Procesos Geológicos Externos. Geomorfología. Meteorización y Suelo

Introducción y Procesos Geológicos Externos

Los procesos geológicos externos son aquellos que actúan sobre la superficie terrestre y están controlados principalmente por la energía solar y la gravedad, a diferencia de los procesos internos que dependen de la energía interna de la Tierra. Estos procesos se desarrollan en la interfase entre la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera, y tienden a desgastar, redistribuir y acumular materiales, contribuyendo a la evolución continua del relieve.

El Ciclo Geológico Externo y el Modelado del Relieve

Según Tarbuck y Lutgens, los procesos externos forman parte del ciclo geológico externo, que incluye la meteorización, la erosión, el transporte y la sedimentación, y cuyo efecto global es la reducción progresiva de los desniveles topográficos. El estudio de los procesos que modelan la superficie terrestre corresponde a la geodinámica externa, mientras que el análisis de las formas resultantes es objeto de la geomorfología.

El ciclo geológico externo comprende el conjunto de procesos que transforman las rocas expuestas en la superficie terrestre mediante la acción de agentes externos como el agua en sus tres estados, el viento, el hielo, los gases atmosféricos y los seres vivos. Estos agentes actúan a través de cuatro procesos básicos:

1. Meteorización: Altera y descompone las rocas in situ.
2. Erosión: Implica el arranque y desgaste de materiales.
3. Transporte: Desplaza los fragmentos erosionados.
4. Sedimentación: Produce su acumulación en zonas de menor energía.

El modelado del relieve depende de diversos factores condicionantes, entre los que destacan el clima (el factor más importante), la litología (que determina la resistencia de las rocas), la estructura geológica, la topografía, los factores dinámicos y la acción antrópica. La interacción entre clima y procesos externos da lugar a los sistemas morfoclimáticos, grandes dominios del planeta con formas de relieve características, entre los que se distinguen los sistemas glaciar, periglaciar, templado, intertropical y árido.

Meteorización y Suelo

La meteorización es el conjunto de procesos físicos, químicos y biológicos que alteran las rocas cuando quedan expuestas a las condiciones atmosféricas, hidrológicas y biológicas, sin que se produzca desplazamiento de los materiales, por lo que se considera un proceso estático. Según Tarbuck y Lutgens, la meteorización puede ser:

• Mecánica o física: Cuando fragmenta la roca sin modificar su composición (descompresión, gelifracción, expansión térmica, actividad biológica).
• Química: Cuando altera los minerales mediante procesos como la disolución, la hidrólisis, la oxidación y la hidratación, siendo especialmente intensa en climas cálidos y húmedos.

El resultado de la meteorización es la formación del regolito, que constituye el material de partida para el desarrollo del suelo. El suelo es una mezcla de materia mineral y orgánica, agua y aire, capaz de sustentar la vida vegetal, y su formación o edafogénesis depende de cinco factores principales: la roca madre, el clima, los organismos, el relieve y el tiempo. Los suelos presentan una organización en horizontes (O, A, E, B, C y R) y se clasifican en distintos tipos según el clima y el grado de evolución, como suelos ferralíticos, aridisoles, podsoles, cambisoles o criosoles, siendo un recurso natural esencial pero vulnerable a la erosión y contaminación.

Sedimentación, Medios y Estructuras Sedimentarias

Formación, Transporte y Depósito del Sedimento

La sedimentación es el conjunto de procesos mediante los cuales los materiales procedentes de la meteorización y erosión son transportados, depositados y transformados en sedimentos. El transporte puede realizarse en forma sólida (por arrastre, rodadura o suspensión) o disuelta, dependiendo del agente geológico (agua, viento, hielo o gravedad). El depósito se produce cuando el agente de transporte pierde energía, acumulándose los sedimentos en zonas más bajas y dando lugar a capas o estratos. Tras el depósito, los sedimentos pueden sufrir diagénesis, proceso que incluye compactación y cementación, transformándose finalmente en rocas sedimentarias.

Tipos de Sedimento y Tipos de Sedimentación

Existen dos grandes tipos de sedimentos en función de su origen y modo de transporte:

• Sedimentación mecánica: Da lugar a sedimentos detríticos, formados por fragmentos sólidos transportados por arrastre o suspensión y depositados por gravedad, como arenas, gravas y arcillas.
• Sedimentación química y bioquímica: Se produce por precipitación de sustancias disueltas, bien por cambios físico-químicos del medio (sobresaturación, variaciones de pH o temperatura) o por la actividad de organismos, originando sedimentos químicos y bioquímicos como evaporitas y calizas.

Además, los sedimentos orgánicos se forman por acumulación directa de restos de seres vivos, como ocurre en algunos tipos de calizas y carbones.

Medios y Facies Sedimentarias

Los medios o ambientes sedimentarios son los lugares donde se acumulan los sedimentos y se caracterizan por condiciones físicas, químicas y biológicas específicas. Cada medio deja una “huella” en el sedimento, por lo que las rocas sedimentarias permiten reconstruir ambientes antiguos.

Las facies sedimentarias son el conjunto de características composicionales, texturales y estructurales que permiten identificar el medio de depósito. Según Tarbuck y Lutgens, las facies se disponen lateralmente de forma gradual y pueden diferenciarse en litofacies (rasgos petrológicos) y biofacies (contenido fósil), reflejando la variabilidad ambiental dentro de una cuenca sedimentaria.

Características Composicionales y Texturales de los Sedimentos

El estudio de las características composicionales permite conocer el origen y la evolución de los sedimentos. La composición química expresa los elementos u óxidos presentes, mientras que la composición mineralógica indica los minerales fundamentales (cuarzo, feldespatos, micas, minerales de la arcilla y carbonatos) y accesorios. La textura describe el ordenamiento interno de la roca y depende del transporte y depósito, incluyendo elementos como trama, matriz y cemento. El tamaño, forma, redondez y selección de los granos informan sobre la energía y el agente de transporte, permitiendo definir la madurez textural y composicional de los sedimentos.

Principales Estructuras Sedimentarias

Las estructuras sedimentarias son rasgos visibles formados durante o después del depósito y proporcionan información clave sobre los procesos sedimentarios y el ambiente de formación. La estratificación es la estructura más característica y refleja episodios sucesivos de sedimentación. Entre las principales estructuras destacan:

• La estratificación cruzada (originada por corrientes de agua o viento).
• Los estratos gradados (formados por depósito progresivo de sedimentos de distinto tamaño).
• Las rizaduras (producidas por corrientes u olas).
• Las grietas de desecación (indicativas de exposición subaérea).
• La bioturbación y los fósiles (que evidencian actividad biológica y permiten interpretar las condiciones ambientales y la historia geológica de la cuenca).

Diagénesis y Rocas Sedimentarias

Introducción y Diagénesis

Las rocas sedimentarias se forman a partir de sedimentos mediante un conjunto de procesos posteriores al depósito denominado diagénesis, que tiene lugar a bajas presiones y temperaturas, durante el enterramiento progresivo de los sedimentos. La diagénesis comprende todos los cambios físicos, químicos y mineralógicos que transforman un sedimento no consolidado en una roca sedimentaria coherente. Estas rocas son fundamentales para la interpretación del pasado geológico, ya que conservan estructuras sedimentarias, fósiles y rasgos ambientales, y además poseen una gran importancia económica, al albergar recursos como carbón, petróleo, gas natural y numerosos minerales industriales. Aunque cubren aproximadamente el 75 % de la superficie continental, su volumen total en la corteza es reducido en comparación con las rocas ígneas y metamórficas.

Procesos Diagenéticos Principales

• Compactación: Es el primer proceso diagenético y consiste en la reducción del volumen del sedimento por el aumento de presión debido al enterramiento, lo que provoca la disminución de la porosidad al acercarse los granos entre sí. Este proceso es especialmente intenso en sedimentos finos como lutitas y margas.
• Cementación: Tiene lugar cuando minerales disueltos en el agua intersticial precipitan en los poros del sedimento, uniendo los granos y reduciendo tanto la porosidad como la permeabilidad; los cementos más comunes son calcita, sílice y óxidos de hierro.
• Alteraciones químicas y mineralógicas: Incluyen cambios en la composición de los minerales, como la dolomitización (sustitución parcial del calcio por magnesio en la calcita), o transformaciones estructurales hacia formas cristalinas más estables, como el paso de aragonito a calcita.

Como resultado de la diagénesis, las rocas sedimentarias se diferencian de los sedimentos originales por ser más compactas, cementadas y, en ocasiones, químicamente modificadas.

Tipos de Rocas Sedimentarias

Rocas Detríticas

Las rocas sedimentarias detríticas o clásticas están formadas por fragmentos de rocas y minerales preexistentes generados por meteorización y erosión, transportados y depositados mecánicamente. Se clasifican según el tamaño del clasto:

• Ruditas: Incluyen conglomerados (cuando los clastos son redondeados) y brechas (cuando son angulosos).
• Areniscas: Formadas por granos de tamaño arena, representan una proporción importante de las rocas sedimentarias y se clasifican según el contenido en matriz y la composición de los clastos en cuarzoarenitas, arcosas, litarenitas y grauvacas.
• Lutitas: Incluyen limolitas, arcillitas y margas. Son las rocas sedimentarias más abundantes y se depositan en ambientes de baja energía, como cuencas oceánicas profundas o llanuras de inundación, actuando además como rocas impermeables de gran importancia hidrogeológica y petrolífera.

Rocas No Detríticas

Se forman por precipitación química, bioquímica o por acumulación directa de restos orgánicos.

• Rocas carbonatadas: Principalmente calizas y dolomías, se originan mayoritariamente por actividad biológica marina, aunque también pueden precipitar químicamente, y son de enorme relevancia económica por constituir los principales reservorios de petróleo.
• Evaporitas: Como yeso y halita, se forman por evaporación intensa en climas áridos y son indicadoras paleoclimáticas.
• Rocas silíceas: Pueden tener origen orgánico (diatomitas, radiolaritas) o químico (sílex).
• Rocas ferruginosas y fosfatadas: Se forman por acumulación de minerales ricos en hierro o fosfatos, muchas veces explotados como recursos minerales.

Rocas Organógenas: Carbón y Petróleo

Se forman a partir de restos orgánicos.

• Carbón: Procede de restos vegetales acumulados en ambientes pantanosos que, mediante procesos de carbonización, evolucionan desde turba a lignito, hulla y antracita, aumentando progresivamente su contenido en carbono.
• Petróleo y gas natural: Se originan a partir de restos de plancton marino enterrados en condiciones reductoras, transformándose lentamente durante la diagénesis dentro de la denominada ventana del petróleo. Tras su formación, los hidrocarburos pueden migrar desde la roca madre hacia una roca almacén porosa y permeable, donde quedan retenidos en trampas petrolíferas asociadas a pliegues, fallas o discontinuidades estratigráficas, lo que permite su explotación económica.

Recursos Energéticos y Minerales

Recursos Renovables y No Renovables. Recursos Geológicos y Reservas

Un recurso es cualquier bien natural capaz de proporcionar utilidad o beneficio a la sociedad. Los recursos geológicos forman parte de los ciclos naturales del sistema terrestre, cuya duración determina si un recurso es renovable o no renovable. Los recursos renovables se regeneran en escalas de tiempo humanas, mientras que los no renovables, como la mayoría de los recursos geológicos, requieren millones de años para formarse. Los recursos geológicos se dividen en recursos energéticos, recursos minerales metálicos y rocas y minerales industriales.

Es fundamental distinguir entre recursos, que representan la cantidad total existente de un material, y reservas, que son la parte de los recursos conocida y explotable con la tecnología y condiciones económicas actuales. El concepto de reservas es dinámico y puede variar en función del precio, los avances tecnológicos y el conocimiento geológico.

Factores que Condicionan la Disponibilidad de los Recursos

La disponibilidad de los recursos geológicos no depende únicamente de su existencia, sino de un conjunto de factores geológicos, técnicos, económicos, ambientales y políticos.

• Factores geológicos: Los recursos son no renovables, están localizados espacialmente y presentan una distribución desigual en la corteza terrestre.
• Factores técnicos y económicos: Incluyen las limitaciones tecnológicas, los costes de extracción, tratamiento y transporte, y la ley de oferta y demanda.
• Factores ambientales: La minería genera impactos asociados tanto a la extracción como a la gestión de residuos, lo que implica una regulación estricta y un aumento de los costes.
• Factores políticos: La estabilidad política de una región condiciona de manera decisiva la viabilidad de la explotación de un recurso.

Recursos Energéticos Fósiles y Energías Alternativas

Los combustibles fósiles, como el carbón, el petróleo y el gas natural, constituyen actualmente la principal fuente de energía a nivel mundial. La combustión de estos combustibles produce contaminantes atmosféricos y dióxido de carbono, uno de los principales responsables del efecto invernadero y el calentamiento global.

Ante esta situación, se han desarrollado energías alternativas, como la energía nuclear, solar, eólica, hidroeléctrica, geotérmica y mareomotriz, que buscan reducir la dependencia de recursos no renovables y minimizar el impacto ambiental, aunque presentan limitaciones técnicas y económicas.

Recursos Minerales: Concepto y Tipos

Un yacimiento mineral es una concentración anómala de minerales en la corteza terrestre cuya explotación es económicamente rentable. En su estudio se distinguen:

• Mena: El mineral del que se extrae el elemento útil.
• Ganga: El mineral que acompaña a la mena sin valor económico.

La ley media expresa la concentración del elemento aprovechable, mientras que la ley de corte marca el límite mínimo a partir del cual la explotación resulta rentable. Los recursos minerales se clasifican en metálicos (como hierro, cobre, plomo, zinc u oro) y no metálicos (como yeso, halita, cuarzo, arcillas y otros minerales industriales), todos ellos esenciales para la actividad económica y tecnológica.

Origen y Características de los Yacimientos Minerales

Los yacimientos minerales se originan por distintos procesos geológicos, que se agrupan en endógenos y exógenos:

• Procesos endógenos: Incluyen los ígneos (que generan yacimientos por segregación magmática y por actividad hidrotermal) y los metamórficos (responsables de yacimientos de contacto como los skarns).
• Procesos exógenos o sedimentarios: Dan lugar a yacimientos residuales por meteorización, detríticos como los placeres, y químicos y bioquímicos, como evaporitas, formaciones de hierro, fosforitas, carbón y petróleo.

La formación de un yacimiento requiere la concentración del elemento por procesos naturales y unas condiciones geológicas que permitan su explotación rentable.