1.2.2. Recambio de rocas continentales (3.500-2.500 Ma

El ciclo de vida de las rocas. La evolución de los minerales en la Tierra tuvo varias etapas. La “Tierra Negra” ocurrió entre 4500-2500 Ma y fue dominada por el basalto. La cantidad de minerales naturales llegó a los 1.500. La “Tierra Roja” se produjo desde los 2.500 Ma con la gran oxidación del hierro debido a las cianobacterias. Se produjeron 2.500 minerales nuevos. Hace 700 Ma ocurrió la “Tierra Blanca” con una cobertura global de hielo. Desde hace 450 Ma se forma la “Tierra Verde” donde la vida forma más de 1.500 nuevos minerales. La actual “Tierra Cemento” es antropogénica y el aporte de nuevos minerales es continuo e incontable. Las rocas se originan, cambian (evolucionan), se mezclan y diversifican. Se pueden definir 3 grandes tipos: ígneas, sedimentarias y metamórficas.

(1) Las rocas ígneas (magmáticas) provienen del magma (roca fundida) que se enfría y solidifica cuando se aproxima a la superficie. Si el enfriamiento es lento y bajo la superficie, se forman las rocas plutónicas con cristales grandes. Son rocas intrusivas porque se abren paso en la roca existente y las calientan. Si el enfriamiento es rápido en la superficie mediante una erupción volcánica, los cristales son muy pequeños y se llama rocas volcánicas (efusivas o extrusivas). Hay cerca de 700 tipos de rocas ígneas (diorita, pórfido, gabro, basalto, granito).

(2) Las rocas sedimentarias se forman por acumulación de sedimentos provenientes de la erosión y se apilan en estratos superpuestos. Pueden aparecer con pliegues debido a los terremotos (fuerzas orogénicas). Contienen partículas de diversos tamaños, transportadas y acumuladas por el agua, hielo o viento. Con el tiempo son sometidas a procesos físicos y químicos (diagénesis) que las consolidan. Los organismos vivos contribuyen a las rocas sedimentarias con los fósiles. Se clasifican en rocas detríticas (fragmentos de rocas), organógenas (restos de seres vivos mineralizados) y químicas (sustancias disueltas). Las sedimentarias cubren el 75 % de la superficie terrestre.

(3) Las rocas metamórficas son rocas que fueron modificadas por acción de la temperatura (200-1.000°C) y la presión (más de 1.000 atmósferas), lo que produce cambios en la composición química. Una zona de metamorfosis es la que toma contacto con las rocas plutónicas. Por ejemplo, la piedra sedimentaria caliza (formada por calcita, el carbonato de calcio de las conchas marinas) se convierte en mármol. En general cuanto más pequeño es el grano de una roca, más débil resulta.

Las rocas máficas y félsicas. Las rocas se pueden dividir en máficas (de color oscuro; de alta densidad como el basalto y que forman la corteza oceánica actual) y félsicas (de color claro, baja densidad, ricas en silicio SiO2 como el granito y abundantes en la corteza continental actual). En los continentes las rocas máficas fueron mayoría al inicio y hace 3.000-2.500 Ma se produjo una conversión lenta a mayoría de rocas félsicas. No se trata de un cambio en las rocas, sino de un recambio de rocas. Las rocas máficas más pesadas se hundieron y las félsicas flotaron. Las rocas félsicas solo se forman en presencia de agua y calor, lo que ocurre en las zonas de subducción de placas. La subducción transporta rocas y agua desde los océanos hacia el manto, donde se funden. La presen-

122. El ciclo de las rocas. Se identifican 3 grupos de rocas. El acceso a la superficie del grupo de rocas magmáticas (1-2-3) llevan luego a la meteorización y el depósito en rocas sedimentarias (4-5-6). Más tarde se generarán las rocas metamórficas como resultado de las fuerzas de compresión y temperatura (7-8).

cia de rocas félsicas indica la presencia de la tectónica de placas y zonas de subducción. /// Un estudio buscó saber cuándo se inició el proceso de conversión estudiando las rocas sedimentarias con lutitas. Las lutitas se forman por la descomposición (detritus) de las rocas continentales. Contiene dióxido de silicio (SiO2) que actúa como indicador de la existencia de continentes. Como la intemperie causa estragos en el SiO2, un sustituto es la proporción de isótopos de titanio en la pizarra. Se concluyó que la tectónica de placas estaba surgiendo hace 3.500 Ma. El 55-60 % de la corteza continental era ya de rocas félsicas, lo que significa que las zonas de subducción estaban activas. /// Sin embargo, otro estudio indicó que hace 3.000 Ma no había rocas félsicas. La solución salomónica sería suponer que la tectónica de placas pudo iniciarse más de una vez. De esta forma hasta hace 3.000 Ma la subducción pudo ser intermitente e impulsada por impactos de cuerpos extraterrestres, lo que produjo las rocas félsicas puntuales. En el joven planeta los continentes se reciclaban (se hundían), pero hoy casi no se reciclan. Es probable que fuera necesario el reciclado de toda la corteza continental original para la formación de los continentes ricos en silicio actuales. Los continentes con rocas más livianas permitieron que se elevaran por encima del nivel del mar.

El cambio químico continental. El proceso pudo ser el siguiente. (1) Hace 3.000 Ma el manto del planeta tenía 1.550 °C (200 °C más que hoy) lo que generaría un material más uniforme y menos denso. El fósforo habría estado diluido en estas rocas. Cuando el planeta comenzó a enfriarse, el fósforo comenzó a concentrarse y se cristalizó en el mineral apatita (en las rocas ígneas). La erosión de la apatita descompuso la roca en fosfatos y comenzó a nutrir la vida. En paralelo hay una disminución de hierro y azufre y un aumento de oxígeno en la atmósfera. Esto se observa en los eventos de aumento de oxígeno de hace 2.400 y 800 Ma. Más fósforo significa más vida y más oxígeno. (2) Las rocas máficas eran ricas en olivino y en contacto con el agua consumían el oxígeno y lo bloqueaban. Entonces, el poco oxígeno que producían las cianobacterias quedaba fijado en las rocas. Cuando cambió el balance