Estructura Interna de la Tierra y Métodos de Estudio

La comprensión de la estructura interna de nuestro planeta se logra a través de dos enfoques principales: los métodos directos y los métodos indirectos.

Métodos Directos

Estos métodos implican la observación directa de los materiales que componen nuestro planeta o de algunas de sus propiedades físicas. Se utilizan diversas vías para ello:

• Magmas: Formados por la fusión de las rocas de la base de la corteza o del manto, ascienden a la superficie, permitiendo su estudio.
• Minas: Permiten el acceso directo a profundidades limitadas para la extracción y observación de materiales.
• Sondeos geológicos: Perforaciones que alcanzan profundidades máximas de unos 12 kilómetros, extrayendo “testigos” o muestras de roca.
• Erosión: Desmantela las rocas superficiales y pone al descubierto las formadas a mayor profundidad.
• Fallas: Estructuras geológicas que elevan o hunden bloques de corteza, exponiendo capas internas.

Métodos Indirectos

Estos métodos nos proporcionan la información necesaria para construir un modelo de nuestro planeta, sin acceso directo a las profundidades. Incluyen:

• Método gravimétrico
• Método eléctrico
• Estudio de la temperatura
• Estudio de meteoritos
• Estudio del magnetismo terrestre
• Método sísmico

Método Gravimétrico

Estudia la aceleración de la gravedad de la Tierra. Las anomalías gravimétricas se refieren a las diferencias entre los valores teóricos esperados para la gravedad y los valores reales obtenidos. Si la diferencia es mayor que cero, se trata de una anomalía positiva; si es menor que cero, es una anomalía negativa.

• Las anomalías positivas indican zonas donde el manto está más próximo a la superficie o donde hay abundancia de minerales metálicos más densos.
• Las anomalías negativas indican rocas menos densas.

Estas anomalías son útiles para localizar minerales.

Estudio de la Temperatura

La temperatura del interior de la Tierra aumenta con la profundidad a razón de 3ºC por cada 100 metros de profundidad. Esta magnitud se denomina gradiente geotérmico. Este valor se mantiene constante en los primeros 30-50 km; a mayor profundidad, el gradiente geotérmico disminuye. La temperatura en el centro de la Tierra se estima en 6000 ºC.

El origen de la energía interna de la Tierra se debe a:

• Calor primordial: Proveniente de la acreción de asteroides y de la Tierra fundida (materiales más densos migran hacia el centro formando el núcleo).
• Desintegración de isótopos radiactivos: La desintegración de elementos como el uranio, torio y potasio genera calor.

Magnetismo Terrestre

Se mide con el magnetómetro. El núcleo externo (fluido y metálico), en continuo movimiento, tiene una rotación diferencial con respecto al núcleo interno (sólido pero metálico). El polo magnético positivo se encuentra en torno al polo Sur geográfico y el polo magnético negativo en torno al polo Norte geográfico.

El campo magnético terrestre presenta variaciones locales producidas por las diferencias en los materiales que constituyen la corteza terrestre. Estas variaciones se conocen como anomalías magnéticas, y se deben al contenido de minerales ricos en hierro en las rocas.

Método Eléctrico – Resistividad

Se basa en los cambios de conductividad eléctrica de las rocas. Dado que la conductividad eléctrica de las rocas es generalmente baja, se mide la magnitud inversa: la resistividad eléctrica.

Meteoritos

Son cuerpos sólidos que entran en la órbita de la Tierra. Algunos impactan en la Tierra, mientras que otros se desintegran (estrellas fugaces) al entrar en la atmósfera. Su estudio proporciona información valiosa sobre la composición del sistema solar y, por extensión, de la Tierra.

Se clasifican en cuatro tipos principales según su composición mineralógica:

• Acondritas: Constituyen el 9% de los meteoritos. Compuestas por silicatos de hierro, calcio y magnesio, son similares a los basaltos de la corteza oceánica y continental. Presentan mayor radiactividad que los minerales terrestres.
• Condritas: Representan el 86% de los meteoritos. Compuestas por silicatos de magnesio, son similares a las peridotitas (que constituyen el manto terrestre).
• Sideritos: Constituyen el 4% de los meteoritos. Compuestos principalmente por hierro y níquel, son similares al núcleo terrestre.
• Siderolitos: Representan el 1% restante. Compuestos por hierro y silicatos, son similares a la zona de transición entre el manto y el núcleo.

Método Sísmico

Se basa en el estudio de las ondas sísmicas que se originan al producirse un terremoto y que atraviesan toda la Tierra. El punto donde se produce el terremoto se denomina hipocentro o foco del seísmo. Allí se originan las ondas P y S.

Ondas Sísmicas

Un seísmo o terremoto es la liberación brusca de energía en un punto del interior de la Tierra (hipocentro). Esa energía se propaga como un paquete de ondas en todas direcciones desde el hipocentro. Estas ondas sísmicas son elásticas y, dependiendo de su naturaleza, pueden rebotar (reflexión) o atravesar (refracción) diferentes medios.

• Ondas P (Primarias): Son las más rápidas, con velocidades de 6 a 13 km/s. Son ondas longitudinales y se propagan tanto por sólidos como por líquidos.
• Ondas S (Secundarias): Son más lentas, con velocidades de 3 a 8 km/s. Son ondas transversales y solo se propagan por sólidos.

Las ondas sísmicas se registran mediante sismógrafos.

Discontinuidades

Son zonas donde las ondas sísmicas se reflejan y se refractan, indicando cambios significativos en la composición o estado de los materiales terrestres.

Discontinuidades de Primer Orden:

• Discontinuidad de Moho (Mohorovičić): Separa la corteza del manto. Su profundidad varía entre 35-70 km bajo los continentes y 8-10 km bajo los océanos. Cuando las ondas P y S atraviesan esta discontinuidad, aumentan su velocidad.
• Discontinuidad de Gutenberg: Muy nítida, se encuentra a 2900 km de profundidad. Separa el manto del núcleo. Las ondas P disminuyen su velocidad, y las ondas S dejan de transmitirse.

Discontinuidades de Segundo Orden:

• Zona de Transición del Manto: Se encuentra entre 670-1000 km de profundidad. Separa el manto superior del manto inferior. Las ondas sísmicas sufren un aumento de velocidad.
• Zona de Transición del Núcleo: Se encuentra entre 4900 km y 5150 km de profundidad. Separa el núcleo externo del núcleo interno. Las ondas P aumentan su velocidad.

Estructura Interna de la Tierra

La estructura interna de la Tierra se puede describir según dos modelos principales: el modelo geoquímico y el modelo dinámico.

Modelo Geoquímico

Se basa en la composición química y mineralógica de los materiales terrestres. Las capas de la Tierra se deducen a partir de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas.

• Corteza: Su composición es variable.
  • Corteza Continental: Composición muy variable, incluye rocas sedimentarias, metamórficas e ígneas de naturaleza ácida.
  • Corteza Oceánica: Compuesta principalmente por basaltos y gabros.
• Manto: Compuesto principalmente por peridotitas. Se divide en manto superior e inferior.
• Núcleo: De naturaleza metálica, compuesto principalmente por hierro. Se divide en:
  • Núcleo Externo: Fluido, con movimiento distinto al interno.
  • Núcleo Interno: Sólido, donde las ondas sísmicas aumentan su velocidad.

Estructura Horizontal de la Corteza

La corteza terrestre presenta diferentes estructuras horizontales:

• Cratones o Escudos: Áreas estables sin deformaciones ni fragmentaciones. Forman el núcleo o basamento de los continentes, compuestos por rocas antiguas metamórficas y magmáticas. Presentan un relieve poco pronunciado y a menudo están cubiertos por sedimentos modernos.
• Plataformas Interiores: Depresiones situadas entre los cratones, donde se depositan los materiales arrancados de las montañas formadas en los orógenos. Ejemplo: la Depresión del Guadalquivir.
• Orógenos o Cordilleras: Zonas muy activas geológicamente. Compuestas por rocas sedimentarias, metamórficas y magmáticas, dependiendo de la cordillera. Se disponen en los bordes de los cratones.

Estructura según Composición (Detalle)

• Manto: Capa intermedia, desde la discontinuidad de Moho hasta la de Gutenberg.
  • Manto Superior: Densidad de 3.33 g/cm³.
  • Manto Inferior: Densidad de 5.5 g/cm³.

  Compuesto por rocas básicas más densas, principalmente peridotitas. Las rocas de la corteza son silicatos de Fe y Mg. Minerales clave en el manto incluyen la Espinela (a 650 km) y la Perovskita (a 1000 km).

• Núcleo: Desde los 2900 km hasta el centro de la Tierra.

Modelo Dinámico

Se basa en la rigidez o capacidad de deformación de los materiales. Utiliza la tomografía sísmica (que analiza la velocidad de las ondas, la temperatura y la rigidez) para conocer las corrientes convectivas del interior terrestre. Las capas definidas por este modelo son: Litosfera, Mesosfera y Endosfera.

Tectónica de Placas

Ideas Fundamentales de la Tectónica Global

La teoría de la Tectónica de Placas se basa en los siguientes principios:

• La litosfera está formada por placas sólidas y rígidas de extensión y grosor variable, y forma irregular.
• Los límites de placa pueden ser de tres tipos: divergentes, convergentes y pasivos (conservativos).
• Las placas se desplazan sobre el manto plástico (astenosfera). Se distinguen 8 grandes placas y otras más pequeñas.
• El motor del movimiento es la energía térmica terrestre, que origina corrientes de convección en el manto.
• La litosfera oceánica se renueva constantemente, al contrario que la continental.
• El número, forma, tamaño y posición de las placas ha cambiado a lo largo de la historia terrestre.

Límites Divergentes

Son zonas donde las placas se separan, generando nueva litosfera.

• Dorsales Oceánicas: Grandes cordilleras submarinas, de unos 1500 km de anchura, 3000 m de altura y más de 60000 km de longitud. Presentan un valle central llamado rift oceánico y muchas fallas transformantes. Se caracterizan por una gran actividad volcánica, elevado gradiente geotérmico y sismicidad de tipo superficial.
• Rifts Continentales: Similares a las dorsales, pero se forman en continentes. Son menos frecuentes debido al mayor grosor de la litosfera continental.

Límites Convergentes

Se deben a fuerzas de compresión entre dos placas. Generalmente, la placa más delgada y densa subduce por debajo de la menos densa. Hay tres tipos de subducción:

• Colisión Oceánica-Continental: La placa oceánica subduce bajo la continental. Se forma una fosa oceánica, hay gran actividad sísmica (plano de Benioff) y gran actividad térmica, que origina rocas magmáticas y metamórficas. Se forman cordilleras pericontinentales por el plegamiento de sedimentos. Ejemplo: los Andes.
• Colisión Oceánica-Oceánica: La subducción genera una fosa oceánica, terremotos y vulcanismo asociado. Se forman así arcos de islas de origen volcánico, por ascenso y solidificación de magmas a lo largo del borde de placas. Ejemplo: los archipiélagos de Indonesia.
• Colisión Continental-Continental: Ocurre cuando chocan dos placas continentales por el cierre del océano que las separaba. Se produce la elevación (obducción), por compresión, de los sedimentos intermedios, originándose cordilleras intracontinentales con numerosas fallas y cabalgamientos, y enormemente plegadas. Los fragmentos de placa oceánica que quedan dispersos en la cordillera se llaman ofiolitas (rocas volcánicas constituyentes de la corteza y litosfera oceánica que aparecen dispuestas en la corteza continental como consecuencia de un fenómeno de obducción). Ejemplo: el Himalaya.

Límites Conservativos (Transformantes)

Son zonas de desgarre con desplazamiento de una placa respecto a otra. Se forman fallas transformantes. Ejemplo: las fallas asociadas a las dorsales oceánicas.

Puntos Calientes

A veces, provenientes del manto profundo, ascienden plumas térmicas que llegan a la litosfera, en el interior de las placas. Así se originan puntos calientes con actividad volcánica. Si la placa se mueve sobre el punto caliente, pueden formarse hileras de islas volcánicas. Ejemplo: las islas de Hawái.

Causas del Movimiento de las Placas

El movimiento de las placas se debe a las corrientes de convección en el manto, provocadas por el calor interno terrestre.

• La corriente ascendente provoca elevación y magmatismo en las dorsales.
• La corriente lateral arrastra las placas desde las dorsales a las zonas de subducción.
• La corriente descendente provoca la subducción de la placa.

Este movimiento se ve favorecido por el arrastre gravitatorio desde la cresta de las dorsales hacia las fosas oceánicas. La litosfera subducida es densa y fría (menor temperatura, menor volumen), y las presiones del manto la hacen aún más densa. El extremo de la placa subducida tira de ella y la arrastra.

Ciclo de Wilson

En 1966, Tuzo Wilson propuso un modelo que esquematizaba la apertura y el cierre de las cuencas oceánicas según un proceso cíclico.

Pruebas de la Tectónica de Placas

La teoría de la Tectónica de Placas se apoya en diversas pruebas:

Teoría de la Deriva Continental de Alfred Wegener (1915)

Propuso que hace unos 200 millones de años, un supercontinente llamado Pangea se fragmentó y se separó en dos: Laurasia (América del Norte, Europa, Asia) y Gondwana (América del Sur, África, India, Antártida), separados por el mar de Tethys (Mediterráneo). Los continentes actuales eran fragmentos que flotaron a la deriva hasta su posición actual. Wegener atribuyó las causas al movimiento de rotación terrestre y a la fuerza de atracción de la Luna.

Pruebas Geográficas

Existe una coincidencia morfológica de las costas atlánticas de África y Sudamérica (encaje de continentes).

Pruebas Geológicas

Existe una correlación entre las estructuras geológicas a ambos lados del Atlántico (cadenas montañosas, tipos de rocas).

Pruebas Paleontológicas

Existe una correlación entre la fauna y la flora fósiles en continentes hoy separados, lo que sugiere que estuvieron unidos en el pasado.

Pruebas Paleoclimáticas

Se localizan en rocas que indican unas condiciones climáticas determinadas y que hoy se encuentran en lugares con climas muy diferentes:

• Tillitas: Rocas de medios glaciares encontradas cerca del Ecuador.
• Carbón: Formado en latitudes medias, encontrado en latitudes altas.
• Depósitos evaporíticos: Formados en climas áridos, encontrados cerca de los polos.

Conocimiento de los Fondos Oceánicos

Posible gracias al sonar. Se cartografió el fondo y se descubrieron las dorsales, fosas, etc. El grosor de los sedimentos marinos y la edad de los basaltos de la corteza oceánica aumentan conforme nos alejamos del eje de la dorsal, lo que apoya la expansión del fondo oceánico.

Magnetismo Natural de las Rocas

Todas las rocas con hierro tienen cierto magnetismo. Por encima de una temperatura dada (punto de Curie), ese magnetismo se pierde y se recupera cuando vuelve a enfriarse, quedando orientado según el campo magnético terrestre. Esto ha demostrado dos hechos clave:

• El movimiento de los continentes: El eje magnético ha ido moviéndose a lo largo del tiempo, creando una curva de deriva polar. Cada continente tiene una curva diferente, por lo que se deduce que son los continentes los que se han ido moviendo.
• Expansión del fondo oceánico: Se observa un bandeado magnético simétrico a ambos lados de la dorsal. El campo magnético terrestre se invierte periódicamente y deja su huella en las rocas que se forman en las dorsales. La expansión no es infinita porque la superficie del planeta no aumenta.

Minerales y Rocas

Minerales

Los minerales son sustancias sólidas, inorgánicas, de origen natural, con una composición química bien definida y cuyos átomos están ordenados en las tres dimensiones del espacio formando figuras geométricas. Todas las rocas están formadas por agregados minerales. La ciencia que estudia los minerales se llama Mineralogía.

Algunos minerales están constituidos por un solo elemento químico, pero la mayoría están formados por combinaciones de dos o más elementos, y su composición es mucho más compleja.

Cristal

Es un sólido homogéneo cuyos átomos están ordenados en las tres dimensiones del espacio. Todos los minerales son cristales, pero no todos los cristales son minerales (por ejemplo, hay cristales orgánicos de glúcidos o proteínas). En algunas ocasiones, la estructura cristalina de los minerales se aprecia a simple vista, aunque generalmente no es así (aspecto masivo). Cuando un mineral presenta caras definidas visibles y formas geométricas claras, se dice que está bien cristalizado.

Materia Amorfa

Aquella compuesta de átomos no lo suficientemente ordenados en las tres dimensiones del espacio. Se acepta que tanto líquidos como gases están constituidos por materia amorfa, además de algunos sólidos naturales y artificiales.

Mineraloide

Es una sustancia natural constituida por materia amorfa que se comporta químicamente como un mineral. Este es el caso del ópalo, el agua líquida, etc.

De todas las características que posee un mineral, la más importante es que presentan una estructura cristalina, es decir, sus átomos están ordenados espacialmente formando figuras geométricas. Los minerales se caracterizan porque tienen periodicidad y simetría (la disposición de sus átomos se repite periódicamente en el espacio) y, en la mayoría de los casos, son anisótropos (sus propiedades dependen de la dirección en que son medidas).

El análisis de la estructura cristalina de los minerales requiere la definición de los siguientes conceptos:

1. Redes de Simetría: Es una ordenación infinita de puntos (nudos) en el espacio, de manera que la distribución de nudos alrededor de cada uno de ellos es idéntica para todos. Solo existen cinco posibilidades distintas de redes bidimensionales: romboidal, rectangular, rómbica, hexagonal y cuadrada. Sin embargo, en el espacio tridimensional, Bravais descubrió que su número aumenta a catorce.
2. Sistemas Cristalográficos: Si partiéramos un mineral en partes cada vez más pequeñas, llegaría un momento en el que no podríamos seguir fragmentándolo sin que el mineral perdiera su identidad; habríamos llegado a lo que se denomina celda unidad. Por tanto, esta es la porción de la red espacial limitada por seis planos reticulares, paralelos dos a dos. La repetición en las tres dimensiones del espacio de la celda unidad originaría el mineral, asociándose así con el concepto de red de simetría expuesto anteriormente.
3. Elementos de Simetría: Las estructuras cristalinas de los minerales y de sus celdas unidad se caracterizan por poseer simetría, es decir, presentan regularidad y repeticiones de las partes que las componen. Para determinar la simetría de los cristales se emplean tres elementos básicos: centro de simetría, eje de simetría y plano de simetría.
4. Clases y Grupos Cristalográficos: La combinación de los elementos de simetría posibles de los cristales (centro, ejes y planos) tiene 32 posibilidades distintas denominadas clases de simetría.

Propiedades de los Minerales

Las propiedades físicas de los minerales son fundamentales para su identificación:

• Dureza: Depende de un conjunto de propiedades basadas en la cohesión de los minerales. Se mide con la escala de Mohs, de forma comparativa: el mineral que raya a otro es más duro que el que ha sido rayado.
• Tenacidad: Es la resistencia que un mineral ofrece a ser roto (frágil), doblado (dúctil o maleable) o molido (séctil, si puede ser cortado), elástico y plástico.
• Hábito o Forma: Viene determinado según el desarrollo de los cristales.
• Exfoliación: Es la propiedad que tienen algunos minerales de partirse según unas direcciones preferentes. Depende de la estructura interna del cristal y es constante para cada mineral. Los planos de exfoliación coinciden con los de menor cohesión. Hay diferentes tipos de exfoliación (laminar, cúbica, fibras, romboedros, etc.) y de grados (perfecta, buena, imperfecta, etc.).
• Fractura: Viene determinada por el tipo de rotura que muestra un mineral cuando no presenta exfoliación.
• Densidad: Depende de la composición química y de su estructura cristalina.

Propiedades Ópticas

• Color
• Raya (color del polvo del mineral)
• Brillo
• Transparencia
• Birrefringencia

Propiedades Magnéticas y Eléctricas

• Magnetismo (magnéticos, diamagnéticos, paramagnéticos)
• Conductividad eléctrica (conductores, no conductores)

Clasificación de los Minerales

Los minerales se clasifican en grupos según su composición química:

• Elementos Químicos: Minerales compuestos básicamente por un único elemento químico (ej. oro, plata, azufre, diamante).
• Sulfuros, Sulfosales y Análogos: La mayoría de los sulfuros son menas metálicas. Ejemplos: calcopirita, cinabrio, pirita.
• Óxidos e Hidróxidos: Son aquellos minerales donde el oxígeno se combina con uno o varios metales, formando óxidos simples o múltiples. Ejemplos: hematites, corindón, rutilo.
• Haluros o Halogenuros: Se caracterizan por la presencia de los aniones Cl-, Br-, F- o I-. Se combinan con cationes relativamente grandes. Ejemplos: fluorita, halita, silvina.
• Carbonatos: Se caracterizan por la presencia del anión carbonato CO₃²⁻, combinado con diferentes metales. Ejemplos: calcita, magnesita, siderita.
• Nitratos: Se caracterizan por la presencia del anión nitrato NO₃⁻.
• Boratos: En su estructura cristalina, los grupos BO₃ pueden unirse de manera parecida a la de los grupos tetraédricos en los silicatos, formando cadenas, capas. Ejemplo: Bórax.
• Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos: Forman estructuras similares donde su grupo principal es (PO₄)³⁻, (AsO₄)³⁻ y (VO₄)³⁻. Ejemplos: Apatito, Piromorfita, Eritrina, Ambligonita y Turquesa.
• Sulfatos y Cromatos: El grupo aniónico SO₄²⁻ y CrO₄²⁻ son la unidad fundamental de los sulfatos. Ejemplos: barita, anhidrita, yeso.
• Wolframatos y Molibdatos: Forman combinaciones de WO₄²⁻ y MoO₄²⁻ con elementos metálicos. Ejemplo: Wolframita.
• Silicatos: Forman más del 92% de la corteza terrestre. La unidad fundamental de todos los silicatos es el tetraedro de SiO₄, formado por 4 átomos de oxígeno. Tipos de silicatos: nesosilicatos, sorosilicatos, ciclosilicatos, inosilicatos, filosilicatos, tectosilicatos.

Rocas

Las rocas son mezclas de componentes –denominados minerales– que se han originado de modo natural. La ciencia que estudia las rocas se llama Petrología. Las rocas se investigan mediante la observación y el análisis de distintos aspectos. Las fotografías tomadas a gran altura, junto con muestras de terreno, permiten determinar la estructura de una roca; en el microscopio se observa la textura.

Rocas Magmáticas (Ígneas)

Las rocas ígneas o magmáticas son las que se forman a partir de la consolidación de los magmas, bien en la superficie (rocas volcánicas) o bien dentro de la corteza (rocas plutónicas). Se clasifican según su textura o según su composición. Según el tamaño del grano, la textura de las rocas ígneas puede ser:

• Pegmatítica: Granos muy grandes (ej. pegmatita).
• Fanerítica: Granos visibles a simple vista (típica de rocas plutónicas).
• Afanítica: Granos no visibles a simple vista (típica de rocas volcánicas).
• Vítrea: Sin cristales, aspecto de vidrio.

Rocas Plutónicas

Se forman por enfriamiento lento del magma en profundidad. Su estructura es granuda. Los cristales son visibles a simple vista y de tamaño semejante. Son totalmente cristalinas.

Rocas Volcánicas

Se forman por enfriamiento rápido del magma en la superficie terrestre. Algunas son parcialmente cristalinas, con una textura porfídica-vítrea (cristales grandes o fenocristales, cristales muy pequeños o microlitos, y una pasta amorfa o vítrea). Otras están formadas exclusivamente por pasta amorfa o vítrea (sin cristales), y su estructura es vítrea.

Rocas Filonianas

Se forman por enfriamiento del magma a profundidades intermedias, en grietas o filones de la corteza terrestre. Su enfriamiento se produce en varias etapas. Su textura se denomina porfídica (fenocristales y microlitos). Su composición es similar a la de las rocas plutónicas.

Rocas Metamórficas

Se producen por la transformación de otras rocas por efecto de la presión y la temperatura (metamorfismo), sin modificarse el estado sólido. Son rocas con minerales normalmente orientados en planos (bandeadas o con fisibilidad), o bien algunas veces isótropas. Sus elementos texto-estructurales fundamentales son:

• Esquistosidad: Minerales orientados según planos finos y poco espaciados.
• Foliación: Minerales orientados según planos groseros y distantes.
• Porfidoblastos: Minerales de mayor tamaño que destacan en la roca.

Por tanto, podemos decir que el metamorfismo produce dos efectos principales: la recristalización de los minerales, que se manifiesta en un aumento de brillo de la roca metamórfica con relación a la de procedencia (el mármol brilla más que las calizas); y la reordenación de los cristales minerales, que se disponen en planos paralelos.

Rocas Sedimentarias

Las rocas exógenas son las que se originan en la superficie terrestre, básicamente por litificación o diagénesis a partir de los sedimentos, ya sean acumulados en las cuencas de sedimentación o precipitados químicamente. Para su clasificación se emplean diferentes criterios, que son fundamentalmente la génesis, composición y estructura. Se caracterizan por su disposición en capas o estratos y por presentar fósiles.

Las rocas exógenas se dividen según su origen en dos grandes grupos: Rocas detríticas y Rocas no detríticas.

Rocas Detríticas

Son las originadas a partir de la acumulación de sedimentos procedentes de la destrucción de rocas preexistentes. Se clasifican según criterios texturales (tamaño de grano de las partículas que las constituyen, forma de los granos, empaquetamiento de los mismos) y composicionales.

Rocas No Detríticas

Se clasifican por su composición o por su origen. Así, podemos hablar de:

• Rocas Fosfatadas: Explotadas para la extracción minera de fosfato.
• Rocas Aluminoferruginosas: Que se originan por procesos edáficos (por ejemplo, Bauxita).
• Rocas Evaporíticas: Como las sales y el yeso (Halita, Silvina).
• Rocas Silíceas: Originadas por acúmulo de sílice de procedencia inorgánica (sílex) u orgánica (de esqueletos de organismos: diatomeas, radiolarios, esponjas, etc.).
• Rocas Organógenas: Proceden de la descomposición de restos orgánicos. Son el carbón si se trata de restos de plantas y el petróleo cuando se trata de plancton.
• Rocas Carbonatadas o Calcáreas: Que proceden de la precipitación de CaCO₃. Son las más abundantes y las más importantes (Calizas, Dolomías, Calizas organógenas -nummulítica y conchífera-).