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¿Qué es geología?
Ciencia de la tierra: cómo se ha formado, de qué está hecha,
su historia y los cambios que han tenido
lugar sobre ella y en ella.
Las -feras
En la tierra se presentan cuatro
"sferas":
Atmósfera,
hidrosfera,
biosfera y litosfera. La geología es la
ciencia de la litosfera y sus relaciones
con las otras "-feras". La intersección
de
Litosfera-Atmósfera
presenta
todos los procesos como erosión y
meteorización. La intersección de
Hidrosfera-Litosfera trata del agua
subterránea transporte en el agua,
ambiente de río. El conjunto de
biosfera-litosfera se trata de la vida
en las épocas pasadas, la evolución,
los
fósiles
y
en
general
la
paleontología
1.)
La
Atmósfera:
Gases
que
envuelven
la
tierra.
2.) Hidrosfera: Todo el agua en, sobre o por encima de la superficie terrestre:
1
océanos,
ríos,
lagos,
agua
subterránea,
lluvia.
3.) Biosfera: Parte del mundo en la cual están presentes los seres vivos: La superficie
de
la
tierra,
el
suelo,
los
mares,
el
aire.
Parte
sólida
exterior
de
la
tierra.
4.)
Litosfera:
Especialidades de la geología
Geofísica:
Estudio de la física de la tierra: anomalías de gravedad, discontinuidades en la
prolongación de ondas sísmicas- sismología, campo magnético de la tierra.
Geoquímica:
La distribución de los elementos químicos en distintas partes de la corteza terrestre.
Composición química de diferentes rocas y minerales.
Mineralogía:
Estudio de los minerales: Estructuras internas de los minerales, composición química,
clasificación.
Petrología
Estudio de las rocas, su origen, los procesos de su formación, su composición.
Petrografía
Es un ramo de la petrología, que se ocupa de la descripción de las rocas, de su
contenido mineral y de su textura, de la clasificación de las rocas.
Geoquímica
Especialmente se estudia la distribución y la abundancia de los elementos en las
distintas partes de la tierra y se trata de explicar la distribución de los elementos en
las rocas por medio de procesos geológicos como por ejemplo la cristalización por
diferenciación a partir de un magma, por procesos hidrotermales, que han influido la
roca, por procesos metamórficos entre otros.
Geología estructural
Análisis e interpretación de las estructuras tectónicas en la corteza terrestre.
Conocimiento de las fuerzas en la corteza que producen fracturamiento,
plegamiento y montañas. (Fallas-Pliegues-Orogénesis).
Geología Regional
Se estudia la geología de distintas regiones como de América de Sur, de Europa, de
Chile, de la región de Atacama en detalle, es decir la historia geológica, la
2
distribución de las rocas, de los yacimientos, el estilo de deformación de las rocas de
la región en cuestión entre otros
Geología Histórica
Estudio de las épocas geológicas desde la formación de la tierra aproximadamente
4,6 Ga (=4600Ma) atrás hasta hoy día, de cada época se estudia los procesos
geológicos importantes, que han ocurrido en la tierra, la composición y estructura de
la tierra y de la atmósfera, la posición de los polos y de los continentes, dónde se han
formado montañas y cuencas sedimentarias, el desarrollo de la vida en cada
época, cuando aparecieron las distintas formas de la vida. Una herramienta
importante de la Geología Histórica es la Geocronología
Paleontología.
Estudio de la vida de épocas geológicas pasadas; estudio de los fósiles:
Clasificación, reconocimiento. Mejorar el conocimiento de la evolución.
Estratigrafía
Estudio de las rocas estratificadas, por su naturaleza, su existencia, sus relaciones
entre sí y su clasificación.
Sedimentología
Estudio de los sedimentos (arena, arenisca, grava, conglomerado) y su formación.
Análisis del ambiente de deposición como las propiedades físicas en el agua de un
río (velocidad de la corriente y otros).
Mecánica de suelos
Estudio de las propiedades de los suelos para encontrar terreno apto para la
construcción, para calcular y evitar riesgos geológicos como por ejemplo
deslizamiento de escombres de faldas.
Hidrogeología
Investigaciones de la cantidad y calidad del agua subterránea, cual es el agua
presente debajo de la tierra. Se trata de la interacción entre roca, suelo y agua.
Geología Económica
Exploración de yacimientos metálicos o no-metálicos. Evaluación de la economía de
un yacimiento o producto mineral.
Exploración/Prospección
Búsqueda de yacimientos geológicos con valor económico. Por medio de la
geofísica, geoquímica, mapeo, fotos aéreas y imágenes satelitales.
Geología Ambiental
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Búsqueda de sectores contaminados, formas y procesos de contaminación.
Especialmente de agua, agua subterránea y suelos. Investigación de la calidad de
agua y suelo.
Relaciones con otras ciencias
La Geología y su relación con las ciencias básicas y ciencias relacionadas:
Para entender los procesos geológicos es necesario conocer algunos principios
físicos, químicos, biológicos y matemáticos. Los principios físicos por ejemplo son
importantes para entender la destrucción física de rocas en un río, la acumulación
de arena y bloques. La química nos ayuda a entender la formación de minerales y
de algunas rocas (minerales son compuestos químicos con formula). Conocimiento
de la biología actual es muy importante para entender la vida de las épocas
pasadas.
Historia de la geología como ciencia
XENOPHANES (600 años ante Cristo): Los fósiles eran animales, que vivieron antes.
HERODOTOS (450 años ante Cristo): Una inundación del río Nilo produce una capa
muy delgada de sedimentos, concluyó que la formación del delta del Nilo debe
haber pasado dentro de varios miles de años.
STRABO (63 a. Cristo -19 después Cristo): Movimiento de la tierra en la forma vertical:
por eso hay fósiles del mar en las montañas altas. Explicación de las fuerzas
tectónicas.
4
AVICENNA (980-1037): Clasificación de Minerales, descripción de las rocas
sedimentarias, erosión. Los procesos geológicos son lentos no como un diluvio en
acción.
BIRUNI (973-1048): Medición del peso específico de los minerales.
LEONARDO DA VINCI (1452-1519): Describió la fosilización, el cambio de un animal a
un fósil. Rechazó la idea de un diluvio mundial.
FRACASTORO (1517): ¿Porqué se murieron los animales qué vivieron en el mar a
causa de un diluvio mundial? (La mayoría de los científicos de esta época indicaron
los fósiles como un apoyo de la teoría de un diluvio global)
AGRICOLA (1494-1555): Los primeros libros científicos sobre la geología y metalurgia
(“ De re metallica"). · Texto en el www: (Gold).
STENO o STENSEN, Nils (1638-1687): La primera ley geológica: Los estratos superiores
son más jóvenes que los estratos inferiores. (véase cap.10)
El siglo 18: Dos teorías en competencia:
a) Neptunistas: Todas las rocas tienen sus raíces en la deposición en los
mares
(WERNER)
b) Plutonistas o Vulcanistas: Todas las rocas se forman por magma
(vienen de una fundición) (HUTTON)
SMITH, William (1769-1839): Segunda ley geológica: Cada estrato tiene su contenido
característico en fósiles.
LYELL (1797-1875): Principio de actualismo: Los procesos en el pasado fueron los
mismos como hoy y viceversa.
DARWIN, Charles: Publicó 1859 "On the Origin of species by natural selection. La
teoría de la evolución por selección natural. -->DARWIN EN COPIAPÓ
DANA (1873): Teoría de los geosinclinales: explicación de la formación de montañas;
rechazo de acciones catastróficos como formador de montañas
KELVIN (1897): Kelvin dedujo la edad de la tierra por su velocidad del enfriamiento:
20-40 millones años (no tomó en cuenta la radioactividad)
RUTHERFORD (1905): Primer medición de una edad absoluta (U/He): Edad de la tierra
mayor de 2 ga. (2.000.000.000).
Hasta 1906: Teorías geotectónicas: teoría de la expansión de la tierra, teoría de la
contracción de la tierra y la teoría de geosinclinales (Todas las teorías usaban
continentes fijos-estables)
WEGENER (1912) Teoría de la deriva continental: Los continentes están flotando (se
mueven!) algunos se separaron o se chocaron: Está teoría fue rechazada en está
época, pero en los años ´60/´70 fue aceptada por la gran mayoría de los científicos.
NIER & MATTAUCH (1930): Primer espectrómetro de masas, para determinar diferentes
isótopos de un elemento.
SCHUCHERT (1931): Datación radiométrica de la tierra con 4 ga. (4 giga años =
4.000.000.000 años)
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El universo:
El universo contiene
Edad
Número de Galaxias
Estrellas en la vía láctea
Estrella más grande
1080 átomos
1050 ton. métricas
20 mil millones de años
75 Millones
75 Millones
VV Cephei (2400
diámetros del sol)
El universo finito pero ilimitado:
a) Paradójico de OLBERS: El universo tiene que ser finito (con volumen calculable)
El paradójico de Olbers aprueba que el universo tiene que ser finito:
I) Universo infinito =cantidad de estrellas infinitas
II) cantidad estrellas infinitas = cantidad de luz infinita
III) cantidad de luz infinita =espacio (universo) luminoso
IIII) pero el universo no es luminoso, la noche es oscura, por eso el universo no
puede ser infinito, tiene que ser finito.
b) Un universo "curvado" de 3 dimensiones es finito pero para el ser humano ilimitado.
Imaginase un ser vivo solo
conoce una dimensión es decir
conoce solo atrás y adelante.
Una soga sería su mundo, un
mundo finito y limitado. Finito
significa su mundo tiene un
espacio calculable. Limitado
significa su mundo tiene límites.
Para mejorar su vida, solo
tenemos juntar los extremos de la
soga, y el ser vivo tiene un mundo
ilimitado. Todavía su mundo es
finito, es decir su mundo tiene un
espacio calculable.
Lo mismo se puede hacer con
dos dimensiones. Un animal que
solo conoce dos dimensiones
(adelante-atrás; derecha
izquierda) un plano horizontal
(papel) sería su mundo finito y
limitado. Un esfero corresponde
al mundo finito pero ilimitado.
6
Este animal no conoce arriba y
abajo, por eso no entiende la
forma esférica.
En tres dimensiones, nosotros
somos el animal. Para nosotros
existen 3 dimensiones.
Entendemos nuestro mundo con
tres dimensiones en la forma finita
y limitada. La forma correcta
(verdadera) de ser finito y
ilimitado es para nosotros
inexplicable.
El universo es en expansión:
a) Big Bang (gran explosión) hace 20 Mil Millones atrás
b) Desplazamiento de luz hacia al rojo (Efecto Doppler) : Las líneas espectrales de
algunas estrellas llegan a la tierra con una frecuencia mas hacia al rojo como
normal.
Composición del universo:
El universo se compone por su gran parte de hidrógeno (más de 92%). Helio como
elemento químico inerte que casi no entra a rocas y minerales marca con 7,4 % el
segundo lugar. Los elementos comunes presentes en la tierra muestran cantidades
inferiores al respeto de la composición total del universo.
De un millón átomos son:
7
H
924.000
He 74.000
O
830
C
470
N
84
Ne 82
Si
33
Fe 32
S
18
Ar
8
Al
3
Ca 3
otros 2
Rango de elementos químicos no inertes:
En comparación a Universo - Ser vivo - La tierra se nota que el universo y los seres
vivos muestran una composición bien parecido: Los cuatro elementos (no inertes)
más importantes en ambos son H, O, C y N. Solo los rangos son diferentes. La Tierra
tiene una composición totalmente diferente: Hierro, Oxígeno, Sílice y Magnesio
marcan la mayor abundancia.
H
Universo
O
C
N
C
Ser vivo
O
H
N
Fe
La Tierra
O
Si
Mg
El sistema solar y las planetas:
Nombre
El sol
Mercurio
Venus
Tierra
Distancia del
sol en millones
de km
0
58
107
149
Densidad(g/c
Diámetro(km) m3) (Peso
especifico)
1.392.000
1,41
4.835
5,69
12.194
5,16
12.756
5,52
8
Composición
de la
atmósfera
?
no tiene
CO2
N2, O2
Luna
Marte
Júpiter
Saturno
Uranio
Neptuno
Plutón
226
775
1421
2861
4485
5860
3.476
6.760
141.600
120.800
47.100
44.600
14.000
3,34
3,89
1,25
0,62
1,60
2,21
?4,2
no tiene
CO2, N2, Ar
H2, He
H2, He
H2, He, CH4
H2, He, CH4
?
Sol - tierra
Las estaciones
El eje inclinado de la tierra y la rotación de la tierra alrededor de sol (1 año = una
vuelta) provocan las estaciones. En febrero el hemisferio sur muestra una inclinación
hacia al sol. En junio el hemisferio norte se inclina más hacia al sol.
Distancia sol- tierra
En junio/julio la distancia de sol - tierra es más grande que en enero. Significa que en
el verano del hemisferio sur la energía qué llega a la tierra es mayor que en la del
verano del hemisferio norte (véase figura arriba).
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Además la distancia tierra-sol ha cambiado varias veces en la historia terrestre. Estas
variaciones eran muy pequeñas, pero provocaron posiblemente cambios climáticos
o épocas glaciales globales
Energía del sol
Al nivel del mar llegan 0,7 KW/m2
En una altura de 3460m llegan 1,0 KW/m2
El movimiento de precesión
La precesión fue descubierta por HIPPARCH de Nikäa (190 - 125 antes d.C.).
En la física la precesión se define como la desviación del eje de un trompo (=
giroscopio) causada por un par de fuerzas exteriores
El ecuador terrestre está inclinado alrededor de 23°27' con respecto a la órbita, que
describe la Tierra en torno al sol. La Tierra gira alrededor de su propio eje igual a un
trompo (giroscopio). El sol y la luna ejercen un par de fuerzas a la Tierra. Según las
leyes físicas la Tierra no puede seguir el par de fuerzas ejercido por el sol y la luna. En
vez de seguir la Tierra desvía en forma perpendicular. Bajo la influencia del sol y de la
luna la Tierra realiza un movimiento de precesión, es decir una desviación de su eje
giroscópico. La forma de este movimiento de precesión es la superficie cónica, cuyo
eje es la normal a la órbita de la Tierra en torno al sol.
Cada 25700 años la Tierra se mueve completamente de esta manera. Una de las
consecuencias de la precesión de la Tierra es la variación de las coordenadas de las
estrellas, que siempre deben ser acompañadas con la fecha, en que fueron
determinadas.
Las manchas solares
Aprox. cada 11 años el sol muestra un máximo de manchas solares: Baja la energía,
esto provoca cambios climáticos en la tierra.
Las manchas solares afectan la tierra: cada 11,07 años se observa un máximo de
actividad de las manchas solares. Posiblemente en períodos de mayor actividad de
las manchas solares baja la energía procedente del sol y en consecuencia cambia
el clima.
Además las manchas solares son de alta intensidad magnética (hasta 500.000µT,
intensidad del campo magnético de la Tierra = 50µT = 50.000g). Después de un
período de 11 años los rasgos magnéticos son invertidos, después de un período de
22 años los rasgos magnéticos se vuelven nuevamente normales.
Viento solar
Emisión de electrones y protones, los cuales producen la aurora boreal en las
regiones polares. Afectan la comunicación por radio.
10
La luna-tierra
Formación de la Luna: La luna tiene la misma edad de la tierra. Existen tres teorías del
origen de la luna:
a) La tierra capturó la luna.
b) La luna se separó de la tierra.
c) Luna y tierra se formaban juntos en una neblina de materia.
Las mareas
La luna afecta a la tierra por su influencia de campo gravitatorio:
Las mareas (marea alta y marea baja) es un cambio del nivel del mar cada 6 horas.
En los océanos grandes tienen su origen del campo gravitatorio de la luna. En
algunas partes del mundo (Francia) la diferencia entre marea alta y marea baja
alcanza 12m. También la tierra firme, los continentes sufren esta fuerza, se piensa que
existe un movimiento de 30 cm vertical cada 6 horas.
Meteoritos
Pequeño cuerpo sólido del espacio que ha caído sobre la superficie.
cada día está llegando una cantidad de 1000 - 10.000 toneladas a la tierra
Tipos de meteoritos
Los meteroides son fragmentos de materia sólida del espacio exterior, que entran en
la atmósfera. La mayoría de sus partículas son extremadamente minúsculas, se
vaporizan al penetrar en la atmósfera generando sólo una ligera estela luminosa
llamada meteoro. Cada día entre 1000t y 10.000t de meteoroides penetran en la
atmósfera.
Meteorito
Un meteorito es un meteoroide, que al penetrar en la atmósfera no vaporiza
completamente y alcanza parcialmente la superficie terrestre dejando material
rocoso exótico en ella.Los meteoritos se consideran unos fragmentos de los primeros
cuerpos planetarios formados en el sistema solar.
Bólido
Un bólido es un destello que acompaña la caída de un meteorito.
Con base en su composición se distingue los siguientes tipos de
meteoritos:
11
1. Meteorito férrico (siderita): compuesto casi completamente de una aleación de
Fe-Ni con un contenido en Ni entre 4 - 20% (6 - 9%).
Se distinguen los tipos siguientes:
1a) Hexaedrito: con las líneas de NEUMANN, que aparecen al corroer ligeramente
una superficie pulida.
1b) Octaedrito con las figuras de WIDMANSTÄTTEN, que aparecen al corroer
ligeramente una superficie pulida. Su formación se explica con un enfriamiento muy
lento desde una temperatura alta. No se conoce las figuras de WIDMANSTÄTTEN en
Fe terrestre. Se los interpretan como los núcleos de los primeros cuerpos planetarios,
en los cuales tuvo lugar el proceso de diferenciación.
2. Meteorito rocoso o meteorito pétreo (aerolito): de minerales silicatos
principalmente de olivino y piroxeno con cantidades menores de Fe-Ni (un 20% o
menos según STRAHLER, 1992).
Los meteoritos rocosos se subdividen en:
2a) Condritos: con cristales de olivino o piroxeno en forma de bolitas (= cóndrulos)
de un tamaño de 1mm de diámetro. Se los deriva de los primeros cuerpos
planetarios del sistema solar.
2b) Acondritos: sin cóndrulos, de textura cristalina de grano grueso. Por su textura
similar a la textura de rocas plutónicas terrestres se concluye que en los primeros
cuerpos planetarios han ocurrido procesos de fusión y la recristalización.
Los meteoritos rocosos son los más abundantes en la tierra, y de ellos los condritos.
3. Meteorito férico-rocoso (siderolito) constituido de una mezcla heterogénea de NiFe y silicatos. Según la naturaleza de los silicatos se distingue 4 clases de meteoritos
férico-rocosos.
La abundancia de los meteoritos en la tierra es aproximadamente la siguiente:
Tipo de
meteorito
Meteorito
rocoso
Meteorito
férrico
Meteorito
férico-rocoso
Abundancia
Propiedades
en %
Olivino
94
Piroxeno
4,5
Ni, Fe
1,5
Si, Ni, Fe
Las determinaciones de edades absolutas en todos los tipos de meteoritos por los
métodos U-Th-Pb, K-Ar y Rb-Sr apuntan a edades alrededor de 4,5Ga, lo que es
700Ma mayor que la roca más antigua encontrada en la Tierra.
Al inicio de la década 1970 científicos japoneses encontraron grandes cantidades
de meteoritos en los campos de hielo azul en la Antártica. Al parecer los meteoritos
aterrizaron en la alta región interior de acumulación de nieve, fueron transportados
12
en el hielo hasta llegar a las zonas de ablación prolongada e intensa (ablación =
disminución del hielo por evaporación y descongelamiento). El estudio del
mecanismo de transporte de los meteoritos en el hielo resultó en el descubrimiento
de más meteoritos en otras zonas de ablación de los campos de hielo de Antártica.
Impacto de un meteorito
En el momento del impacto de un meteorito salen ondas de choque (aumento de
la presión). Por las fuerzas del impacto la temperatura en las rocas de la tierra y en el
meteorito se aumentan. Si el objeto es muy grande tal vez las rocas se evaporan por
la alta temperatura. La onda de choque destruye la estructura interna de las rocas y
con la temperatura se provocará un metamorfismo de choque con la formación de
minerales de alta presión como Coesita (2,93g/cm3, entre 20 y 80kbar) y Stishovita
(4,35g/cm3, a p >= 80kbar). Ambos son modificaciones de alta presión de SiO2, con
la misma composición química como el cuarzo, pero de estructura atómica y
molecular distinta, más compacta. Al final queda un cráter con algunos trozos de
material espacial adentro. Si el clima esta húmedo, rápidamente esta estructura se
rellenará con agua, para formar una laguna. Por la erosión y el transporte este
laguna va a rellenarse con sedimentos jóvenes y la laguna desaparece. Al final
aflora una estructura redonda con sedimentos jóvenes en el centro, más afuera se
encuentran rocas metamórficas destruidas/fragmentadas y al margen de la
estructura rocas solamente fragmentadas. Tal vez encerrada por una colina
redonda.
Los impactos más grandes
El meteorito más grande fue encontrado en 1920 en la finca 'Hobafarm' en SWAfrica. Se trata de un meteorito de Fe de 60t de masa y con las dimensiones 2,95 x
2,84 x 1,25m3. Se hundió 1,5 m en el suelo. Hoy día es un santuario de la naturaleza.
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Los cráteres de impactos más grandes de la tierra son:
Arizona (USA), Cañun Diabolo con un diámetro de 1295m, de 174m de profundidad.
Se ha calculado un peso de 10.000.000 toneladas y un diámetro de 150m para el
meteorito aterrizado en Arizona. De esta masa se ha encontrado sólo alrededor de
30t. El impacto pasó 1000 a 50.000a atrás.
Alemania: Nördlinger Ries con un diámetro de 25km y una edad de 15Ma. El
meteorito no existe, se vaporizó completamente.
Canadá, NW-Quebec, un cráter de 3600m de diámetro, de profundidad mayor a
180m. Hoy día el cráter alberga un lago en su interior.
Datos generales de la tierra
>Radio ecuatorial : 6378 km
>Radio polo/polo: 6357 km
La tierra no es un globo. A causa de la rotación de la tierra el radio ecuatorial es 21
km más largo como el radio polo N-polo S. La forma de la tierra entonces es un
elipsoide de rotación.
>Volumen : 1,083 X 1012 km3
>Masa : 6 X 1021 ton.
>Peso especifico promedio : 5,517 g/cm3
La tierra tiene una densidad o peso especifico relativamente alta. (una roca común
como cuarzo tiene solamente 2,65 g/cm3). La causa es la acumulación de minerales
pesados en el núcleo y el manto a causa de la diferenciación. Es decir los minerales
pesados durante y despúes de la formación de la tierra se movieron hacia abajo, los
livianos se quedaron en la corteza.
>Edad : 4,65 mil millones de años
>Rocas mas antiguas : 3,75 mil millones de años
La tierra se formó 4650 millones años atrás. Las rocas más antiguas de la tierra que se
conoce marcan un edad de 3750 millones de años
>Océanos/Continentes
La tierra firme solo cubre 29% de la tierra, el resto son los océanos.
Superficie de los océanos (total)
Superficie de los
Mar baja
Mar de alta
continentes
profundidad
profundidad
9 X 107 km2
27 X 107 km2
14
18 %
29%
15 X 107 km2
53 %
71%
>Altura promedia de la tierra firme : 623 m
>Profundidad promedia de los océanos : 3800m
La presencia de dos tipos de corteza (corteza oceánica y corteza continental) con
diferentes propiedades físicas provocan una bimodalidad del histograma de las
alturas. Es decir la tierra tiene dos alturas comunes. Para los océanos el promedio es
3800 m de profundidad. El promedio para los continentes es 623m.
Edad de la tierra
Historia:
Los científicos de los últimos siglos no tenían métodos para medir las edades
absolutas en las rocas. Solo edades relativas (cronología) se detectaron.
Estimaciones de edades absolutas por el espesor de capas y velocidad de
sedimentación no llegaron a resultados satisfactorios.
1654 USHER: La tierra se formó 4004 antes Cristo.
1715 HALEY: Estimación de la edad por las sales qué contiene la tierra y el mar.
1897 LORD CELVIN: 20-40 millones de años
1899 JOLY: 90 millones de años.
1931 SCHUCHERT: 4.000 millones de años
Solo el método por la medición de la descomposición radioactiva de algunos
isótopos (U, Rb, C) llegó al fin a edades absolutas de la formación de rocas. Hoy
sabemos qué la tierra tiene un edad de 4.750 millones de años. Se puede medir este
edad por medio de isótopos radioactivos y su descomposición permanente
3. Geología de la tierra (corte).
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La tierra joven probablemente era una mezcla homogénea sin continentes y sin
océanos. Mediante el proceso de diferenciación el hierro y el níquel bajaron hacia al
centro de la Tierra y los elementos más livianos subieron hacia la superficie y
formaron la corteza. Hoy día la Tierra está construida por zonas.
Estructura interna de la Tierra
0-40km: corteza continental en parte está dividida por la discontinuidad de Conrad,
que no está continua, en una zona superior y una zona inferior. La discontinuidad de
Conrad no está desarrollada en todas las partes de la corteza terrestre.
Normalmente la discontinuidad de Conrad se ubica en una profundidad de 15 25km. En montañas altas la corteza continental es más ancha. En los Alpes la corteza
continental llega hasta una profundidad de 55km.
Generalmente la zona superior de la corteza se constituye de rocas metamórficas de
grado medio y alto influidas por procesos anatécticos (=fundición) y magmáticos. Su
composición media es probablemente granodiorítica.
La zona inferior de la corteza continental tiene probablemente una composición
similar a la de los gabros y basaltos, es decir los elementos Si, Al y Mg son los
elementos principales.
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Discontinuidad de Moho es la divición entre corteza y manto.
hasta 700km: manto superior de una litosfera sólida y rígida y de una astenosfera
parcialmente fundida subyacente, plástica.
700 - 2900km: manto inferior
Discontinuidad de Gutenberg es la división entre manto y núcleo
2900 - 4980km: núcleo exterior líquido de hierro
4980 - 6370km: núcleo interior sólido y denso de hierro
La corteza de la tierra
Composición de la corteza terrestre:
Elemento
químico
O
Si
Al
Fe
Ca
Na
K
Mg
Ti
% de atomos
% por peso
62,1
22,0
6,5
1,8
2,2
2,1
1,3
1,6
-
46,5
28,9
8,3
4,8
4,1
2,3
2,4
1,9
0,5
Existen dos tipos de corteza: La corteza continental y la
corteza oceánica. La corteza continental incluye los
continentes y los sectores del mar de baja profundidad.
La corteza oceánica se encuentra en los sectores
oceánicos de alta profundidad.
La Tierra muestra una distribución de las alturas
bimodal. Es decir hay dos cotas más frecuentes en la
tierra: 4700 m abajo del nivel del mar y 100 m sobre el
nivel del mar. Sí solo existe un tipo de corteza, se
esperan matemáticamente solo una cota más
frecuente con una distribución gaussiana. La
bimodalidad de la distribución de cotas dice
claramente que hay dos tipos de corteza. Un tipo que
se encuentra en la mayoría en 4700 m metros bajo del
nivel del mar (corteza oceánica) y un otro tipo que en
17
la mayoría se encuentra 100 m sobre el nivel del mar
(corteza continental).
La corteza continental tiene una composición química diferente como la corteza
oceánica. La Corteza oceánica tiene una mayor cantidad en aluminio, hierro,
magnesio, calcio y potasio.
Elemento
químico
SiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Corteza
Corteza
continental (en
oceánica (en %)
%)
60,2
48,7
15,2
16,5
2,5
2,3
3,8
6,2
3,1
6,8
5,5
12,3
3,0
2,6
2,9
0,4
Otras diferencias entre las diferentes cortezas:
Peso especifico
Espesor
Altura
Edad
Rocas
Corteza continental
menor (más liviano)
grueso (30-70km)
entre -200m hasta
8849m
tal vez antigua
rico de Si
18
Corteza oceánica
mayor (más pesado)
Delgado (6-8km)
Fondo del mar
más joven (jurasico)
pobre de Si
La corteza continental es más liviana como la corteza oceánica, por eso la corteza
oceánica se encuentra principalmente en regiones más profundos.
Corte de la corteza oceánica
0
sedimentos del océano profundo (sedimentos pelágicos)
0,5 km
0 hasta
lavas del tipo almohada (pillows)
1,7 km
hasta
diques (sheeted complex)
1,8 km
hasta
gabro: cámara de magma
3,0km:
10 debaj
peridotita (de olivino y piroxeno) en forma de capas
km o
debaj
peridotita sin estructura de capas
o
Métodos de investigación
¿Cómo se puede encontrar informaciones del interior de la tierra?
1. Perforaciones: Por medio de sondajes se puede investigar solamente los primeros
12 kms. La perforación más profundo del mundo se realizaron en la ex-Unión
Soviética con una profundidad de 12km. Significa de 6370 km del radio del globo
terrestre se perforaron solamente 12 km. La ventaja de sondajes son la posibilidad de
tomar muestras de distintas profundidades.
2. Métodos geofísicos:
a) Sismología: Por medio de ondas sísmicas se puede detectar
discontinuidades, cambios petrográficos, diferenciar entre rocas sólidas
y rocas fundidas. Este método es el más importante en la investigación
de la geología del interior de la tierra.
b) Gravimetría: La Gravimetría detecta anomalías de la gravedad,
cuales permiten una calculación de la densidad y/o del espesor de la
corteza terrestre.
3. Volcanología: Algunos (pocos) volcanes tienen su camera de magma en altas
profundidades (manto superior). La análisis de estas rocas volcánicas dan
informaciones de estas profundidades.
19
¿Qué información nos dan las rocas?
Se quieren reconocer los minerales de los cuales las rocas están compuestas y el
modo de construcción de las rocas por sus componentes principales.
Se quieren reconocer el origen de las rocas:
En el caso de las magmatitas: ¿Qué tipo de magma corresponde a la roca ígnea,
p.ej. qué composición tiene un magma, que forma las andesitas y dónde se
produce este tipo de magma? En zonas de subducción en los cinturones orogénicos
y arcos insulares por la fusión parcial de la placa de corteza oceánica descendente.
En el caso de las rocas sedimentarias: ¿Cuál es la roca madre? Cuál es la área
fuente de los componentes, que constituyen la roca sedimentaria, p.ej. de los clastos
de un conglomerado?
En el caso de las metamorfítas: ¿Cuál es la roca de partida? P.ej. la roca de partida
de una eclogita es una plutonita básica o volcánica sobre todo gabro o basalto.
La composición y textura de la roca puede indicar la temperatura y la presión, que
dominaron durante su formación, comparando estas propiedades con rocas y
minerales hechos artificialmente en el laboratorio.
¿Cuáles son las características del mineral y del cristal, cuáles son las diferencias
entre ellos?
Un mineral es un
conjunto (natural
formado) de
elementos químicos.
Generalmente los
elementos Si, Al, K,
Na, Fe, Ca, Mg, Cl,
O, (entre otros)
forman el mineral.
Los nombres de los
minerales
dependen de su
formula y de su
estructura atómica.
Un conjunto de
minerales se llama
roca. El nombre de
la roca depende de
su génesis y del
contenido en
20
minerales. Algunas
rocas son
monominerálico, es
decir
principalmente
contienen un
mineral (como la
caliza la calcita.)
Mineral (p.ej. granate)
Los minerales son componentes naturales y materialmente individuales de la corteza
rígida.
Son naturalmente formado.
Inorgánicos.
En general sólidos.
Poseen una composición química definida.
Materialmente homogéneos.
Cristalinos (con estructura atómica ordenada) o
amorfos (sin estructura cristalina, p.ej. los vidrios naturales).
La mayoría de los minerales son cristales.
Los minerales pueden haberse formado por procesos inorgánicos o con la
colaboración de organismos p. ej. azufre elementar, pirita y otros sulfuros pueden ser
formado por reducción con la colaboración de bacterias. A veces los minerales
forman parte de organismos como p. ej. calcita, aragonita y ópalo, se pueden
formarse esqueletos o conchas de microorganismos e invertebrados y apatita, que
es un componente esencial de huesos y dientes de los vertebrados.
Cristal
Los cristales muchas veces se renonoce por su belleza y simmetría. Cristales cumplen
algunos propiedades:
Los cristales son formado naturalmente o son cultivado artificialmente.
Inorgánicos u orgánicos, p. ej. Vitamina B12
En general sólidos.
Materialmente homogéneos.
Cristalinos, nunca amorfos.
Los cristales tienen una disposición o un arreglo atómico único de sus
elementos.
Los cristales naturales poseen grados de simetría característicos los que son
consecuencia del arreglo interno de los átomos que los forman.
Los cristales son isotrópicos o anisotrópicos.
Los cristales isotrópicos tienen las mismas propiedades físicas en todas las direcciones
-los cristales los cuales pertenecen al sistema cúbico son los isotrópicos, p. ej. halita,
21
pirita.
Los cristales anisotrópicos tienen propiedades físicas que son diferentes en distintas
direcciones, p. ej. cordierita, biotita, cuarzo. Cianita o distena respectivamente tiene
en su extensión longitudinal una dureza de 4,5 a 5 según la escala de Mohs y una
dureza más alta de 6,5 a 7 en su extensión lateral.
Relación entre la forma externa de los minerales/cristales y su red cristalina
En algunas rocas, especialmente en las rocas cristalinas - como las plutonitas y las
metamorfitas - los minerales presentan caras de cristales las cuales son superficies
lisas limitadas por ángulos determinados. Estos planos lisos a menudo corresponden
con planos de su red cristalina y por lo tanto reflejan la estructura cristalina del cristal.
En una micacita de mica y granate p. ej. los granates a menudo cristalizan en su
forma propia, dice que todos los planos externos de los granates corresponden con
planos de su red cristalina: los granates son idiomorfos.
En un granito o una granodiorita p. ej. se observan plagioclasas y feldespatos
alcalinos limitados por algunos planos del cristal y por algunos planos de forma
irregular: las plagioclasas y los feldespatos alcalinos de los granitos son 'hipidiomorfos'.
En otras rocas p. ej. en las areniscas los minerales no presentan caras de cristales
pero sí formas de fragmentos o clastos.
Estructura atómica de los minerales/cristales
Cada mineral y cada cristal tiene una composición constante de elementos en
proporciones definidas.
P. ej. el diamante se constituye solo de un único elemento: el carbono C
La sal de mesa común , el mineral halita se compone de dos elementos: sodio y
cloro, en cantidades iguales: NaCl. El símbolo de la halita 'NaCl' indica que cada ion
de sodio está acompañado por un ion de cloro.
El mineral pirita, también llamado oro de los tontos se compone de dos elementos:
hierro y azufre, pero este mineral contiene dos iones de S por cada ion de Fe. Esta
relación se expresa por el símbolo FeS2. El cristal tiene una disposición o un arreglo
atómico único de sus elementos. Cada cristal tiene una forma cristalina y
característica producida por su estructura cristalina.
Definiciones
Homogéneo
Los minerales/cristales tienen las mismas propiedades físicas en paralelas direcciones
y tienen una composición química definida y uniforme.
Cristalino
Los diferentes componentes químicos se encuentran en lugares definidos y se
22
ordenan regularmente, formando un cristal con estructura atómica regular o con
arreglo atómico ordenado.
Amorfo
Sin estructura cristalina; los vidrios volcánicos y los precipitados en forma de gel
(ópalo) son cuerpos amorfos.
Isotrópico
Tienen las mismas propiedades en todas sus direcciones; los cristales cubicos y los
vidrios volcanicos son isotrópicos, p.ej. granate.
Anisotrópico
Los cristales tienen distintas propiedades físicas en diferentes direcciones; todos los
cristales excepto los cristales cúbicos son anisotrópicos, p.ej. cuarzo, calcita.
P. ej. la dureza de la distena es una característica física que difiere en distintas
direcciones. Se puede rayarla en dirección longitudonal (dureza = 4,5 - 5) más
fácilmente que en su dirección transversal (dureza = 6,5 - 7).
Mineral
Un elemento químico, sólido, un compuesto sólido o una solución sólida,
naturalmente formado, materialmente homogéneo, p.ej. calcita. véase : mineral
Cristal
Un cuerpo cristalino con un arreglo ordenado de sus átomos, p.ej. cuarzo
Roca
Roca es un agregado de minerales de varios granos y rara vez es vidrio natural
(obsidiana). Es formado por minerales o menos corrientemente de un solo mineral.
Sea o no sólido.
El agregado de los minerales de las rocas depende de su composición química y las
condiciones distintas que dominaron durante su génesis.
La roca es heterogénea.
1. Compuesta de un solo tipo de mineral: monominerálica, p. ej.: la piedra caliza
compuesta de calcita y la arenisca pura compuesta de cuarzo.
2. Compuesta de varios tipos de minerales: Poliminerálica, p. ej. el granito compuesto
principalmente de cuarzo, feldespato, mica y otros minerales en menor cantidad
como anfíbol, apatito y circón.
Suelo
Material producido por la meteorización y la acción de plantas y animales sobre las
rocas de la superficie de la tierra.
Mena
Mineral del cual se puede obtener un metal que es valioso por un costo por el cual
hace que el trabajo sea rentable. Una especie homogénea de un mineral lo cual
sirve para extraer uno o varios metales; con valor económico, lo cual depende del
23
tiempo y del lugar de su formación.
/
Propiedades físicas de los minerales
Morfología
Se distingue la combinación de las caras del mineral/cristal y el hábito del
mineral/cristal.
Combinación de las caras
La combinación de las caras del cristal significa el conjunto de todas las caras del
cristal o bien la forma cristalina, la cual depende de la simetría del cristal.
P.ej. la galenita PbS y la halita NaCl,que pertenecen al sistema cúbico pueden
cristalizar como cubos, además la galenita puede cristalizar en una combinación de
cubo y octaedro, granate cristaliza en la forma romboédrica, en la forma
isotetraédrica o en una combinación de dichas dos formas.
Las caras de un cristal (habito)
Cuando los cristales crecen sin interferencias, adoptan formas relacionadas con su
estructura interna. El hábito se refiere a las proporciones de las caras de un cristal.
Existen varias formas del hábito:
Columnar: alargado en una dirección y semejante a las columnas, p.ej. cristales de
corindón.
Prismático: alargado en una dirección, p.ej. cristales de andalucita.
Tabular: alargado en dos direcciones, p.ej. cristales de barita.
Laminar: alargado en una dirección y con bordes finos, p.ej. cristales de hornblenda.
Hojoso: similar a las hojas, que fácilmente se separa en hojas, p.ej. moscovita.
Botroidal: grupo de masas globulares, p.ej. grupo de masas esferoidales de
malaquita.
Reniforme: fibras radiadas, que terminan en superficies redondeadas, p.ej. hematita.
Granular: formado por un agregado de granos.
Masivo: compacta, irregular, sin ningún hábito sobresaliente.
Dureza
Se llama dureza al grado de resistencia que opone un mineral a la deformación
mecánica.
Un método útil y semicuantitativo para la determinación de la dureza de un mineral
fue introducido por el químico alemán Mohs. El creyó una escala de dureza de 10
niveles. Para cada nivel existe un mineral representativo y muy común. El mineral del
nivel superior perteneciendo a esta escala puede rayar todos los minerales de los
niveles inferiores de esta escala.
La dureza de un mineral desconocido puede averiguarse rascando entre sí una cara
24
fresca del mineral desconocido con los minerales de la escala de MOHS. El mineral
más duro es capaz de rayar el mineral más blando. Los minerales de la escala de
MOHS que rayan el mineral desconocido son más duros como esto, los minerales que
son rayados por el mineral desconocido son menos duros. Por tanto la dureza del
mineral desconocido se estrecha entre el nivel superior del mineral que puede
rayarlo y el nivel inferior del mineral que es rayado por este mineral.
Con cierta experiencia y algunos medios auxiliares simples se puede conocer
rápidamente la dureza de forma aproximada.
Los minerales que pertenecen a la escala de MOHS son los siguientes:
Dureza Nombre del mineral Tratamientos auxiliares
Escala de MOHS:
Dureza
1
2
3
4
Mineral
Talco
Yeso
Calcita
Fluorita
5
Apatito
6
Feldespato
Potásico
7
Cuarzo
8
Topacio
9
Corindón
10
Diamante
Comparación
La uña lo raya con facilidad
La uña lo raya
La punta de un cuchillo lo raya con facilidad
La punta de un cuchillo lo raya
La punta de un cuchillo lo raya con
dificultad
Un trozo de vidrio lo raya con dificultad
Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el
acero despide chispas
Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el
acero despide chispas
Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el
acero despide chispas
Puede rayar un trozo de vidrio y con ello el
acero despide chispas
La dureza de un mineral depende de su composición química y también de la
disposición de sus átomos. Cuanto más grande son las fuerzas de enlace, mayor será
la dureza del mineral.
Grafito y diamante p.ej. son de la misma composición química, solamente se
constituyen de átomos de carbono C. Grafito tiene una dureza según MOHS de 1,
mientras que diamante tiene una dureza según MOHS de 10.
En la estructura del diamante cada átomo de carbono - que tiene 4 electrones en su
capa más exterior - puede alcanzar la configuración de ocho electrones
compartiendo un par de los mismos con 4 átomos de carbono adyacentes, los
cuales ocupan las esquinas de una unidad estructural de forma tetraédrica. El
enlace covalente entre los átomos de carbono se repite formando una estructura
continua, dentro de lo cual la energía de los enlaces covalentes se concentra en la
proximidad de los electrones compartidos, lo que determina la dureza excepcional
del diamante.
25
En la estructura del grafito, los átomos de carbono se presentan en capas
compuestas por anillos hexagonales de átomos, de modo que cada átomo tiene 3
que lo rodean. Las capas de átomos del grafito están separadas una distancia
relativamente grande, 3.41Å, y quedan átomos dispuestos en forma alternada,
exactamente por encima de los átomos de la capa adyacente. La causa de la
poca dureza del grafito es que los enlaces entre las capas de átomos son muy
débiles, mientras que los átomos en el interior de las capas están dispuestos mucho
más próximos que en la estructura del diamante.
Exfoliación (crucero)
Los cuerpos cristalinos pueden exfoliarse en superficies lisas a lo largo de
determinadas direcciones, mediante la influencia de fuerzas mecánicas externas,
p.ej. mediante de la presión o de golpes de un martillo.
Esta llamativa exfoliación (crucero) depende del orden interno existente en los
cristales. Los planos de exfoliación o bien de clivaje son la consecuencia del arreglo
interno de los átomos y representan las direcciones en que los enlaces que unen a
los átomos son relativamente débiles. La superficie de exfoliación corresponde
siempre a caras cristalinas sencillas.
Mientras mayor es el contraste entre la fuerza de los enlaces que unen a los átomos
en las direcciones paralelas al plano de exfoliación (crucero) y la debilidad de los
enlaces que unen a los átomos en las direcciones perpendiculares a los planos de
exfoliación (crucero), mayor será la tendencia del mineral a romperse a lo largo de
este plano.
Las exfoliaciones se distinguen a grandes rasgos como sigue:
· Exfoliación completa en 2 direcciones: mica, clorita, talco.
· Exfoliación buena en dos direcciones: feldespato potásico según dos superficies
perpendiculares entre sí, hornblenda con exfoliación prismática.
· Exfoliación buena en tres direcciones: Calcita según el romboedro - Generalmente
en todas las formas cristalinas de calcita pueden reconocerse planos de crucero en
tres diferentes orientaciones. Estos planos de crucero se intersecan formando ángulos
de 75° y de 105° de cuales resulta la forma romboédrica típica de la calcita. Barita
BaSO4 ocurre en cristales tabulares que tienen con frecuencia dos caras
perpendiculares a la cara mayor que convergen formando bordes agudos.
· Exfoliación clara en dos direcciones: piroxeno.
· Exfoliación poco clara: olivino
· Exfoliación ausente: cuarzo con su fractura concoidea. En el cuarzo los átomos
están dispuestos con tal regularidad que los enlaces entre los mismos son muy
similares en todas direcciones. En consecuencia, no existe tendencia a que el
mineral se rompa según un plano particular, y en los cristales de cuarzo se desarrollan
fracturas concoidales.
Una medida para determinar la calidad de la exfoliación es, entre otras, el brillo
existente sobre las superficies de exfoliado, que es el responsable de las superficies
lisas reflejantes que se observan en los frentes de las aristas.
26
Brillo
El brillo es debido por la capacidad del mineral de reflejar la luz incidente.
Se distinguen minerales del brillo
Brillo
Metálico
semimetálico
Vítreo
Resinoso
Graso
No-metálico
Oleoso
Perlado
Sedoso
Mate
Adamantino
Ejemplos / Descripción
pirita, magnetita, hematita, grafito
uraninita (pechblenda, UO2), goethita
cuarzo, olivino, nefelina, en las caras
cristalinas, siderita
como la resina, p.ej. esfalerita.
grasoso al tacto: cuarzo, nefelina de brillo
gris graso.
olivino.
como el brillo de las perlas, p.ej. talco,
biotita, siderita
como el brillo de seda: yeso de estructura
fibrosa, sericita, goethita
como el brillo de la tiza
brillante: diamante, rutilo
Color
Respecto al color se distinguen dos grupos de minerales:
· los minerales idiocromáticos
· los minerales alocromáticos.
Se llama idiocromaticos a los minerales que tienen colores característicos
relacionados con su composición.
En este caso el color es útil como medio de identificación.
Minerales idiocromáticos con colores distintos son p. ej.:
Mineral
Magnetita
Hematita
Epidota
Color
negro
rojo
verde
27
Clorita
Lapis lazuli
Turquesa
Malaquita
Cobre nativo
verde
azul oscuro
azul
característico
verde brillante
rojo cobrizo
Los minerales que presentan un rango de colores dependiendo de la presencia de
impurezas o de inclusiones se llaman alocromáticos.
A los minerales alocromáticos pertenecen p. ej.:
Feldespato potásico cuyo color varia de incoloro a blanco pasando por color carne
hasta rojo intenso o incluso verde.
Cuarzo: Cuarzo puro es incoloro.
La presencia de varias inclusiones líquidas le da un color blanco lechoso
Amatista es de color púrpura característico que probablemente es debido a
impurezas de Fe3+ y Ti3+ y la irradiación radioactiva.
Corindón: Corindón puro es incoloro.
Corindón portando cromo como elemento traza es de color rojo y se lo llama rubi.
El safiro es una variedad transparente de corindón de varias colores.
Por la existencia de minerales alocromáticos el color es un medio problemático para
identificar un mineral.
El color de la raya es debido por trozos del cristal molidos muy finos, colocados sobre
una base blanca, como p.ej. un trozo de porcelana facilita el que seperamos si nos
encontramos ante un mineral de color propio o ajeno.
El color de la raya del feldespato potásico siempre será blanca igualmente si es
producido por un feldespato potásico incoloro, de color carne o verde.
El color de la raya tiene importancia en la identificación de las menas. El color de la
raya de magnetita es negra,
de hematita es rojo cereza,
de goethita es de color café.
Otras propiedades de los minerales
Cristales maclados
Algunos cristales están formados por dos o más partes en las cuales la celosía
(Kristallgitter) tiene orientaciones diferentes que están relacionadas en forma
geométrica. Los cristales compuestos de este tipo se conocen como cristales
28
maclados.
Hay varios tipos de maclas, p.ej. maclas simples, maclados de contacto, maclas de
interpenetración, maclas paralelas, maclado normal.
Se llaman maclas simples a los cristales compuestos de dos partes individuales, que
tienen una relación estructural definida.
Si las dos partes de una macla simple están separados por una superficie definida,
ésta se describe como maclado de contacto.
Macla de interpenetración se refiere a los cristales unidos por un plano de
composición - superficie a lo largo de la cual los dos individuos están unidos irregular, p. ej. ortoclasa.
Solubilidad
La solubilidad depende de la composición del mineral.
Sobre todo se usan una dilución frío de ácido clorhídrico HCl para distinguir Calcita
de puro CaCO3 (carbonato de calcio) de otros minerales parecidos de una
cantidad menor de CaCO3 o sin CaCO3.
La reacción es la siguiente:
CaCO3 + 2HCl --> H2CO3 (dióxido de carbono diluido en agua) + CaCl2 y H2CO3 se
descompone en H2O y dióxido de carbono CO2 (gas).
Burbujas de CO2 se producen por esta reacción. Se observa la efervescencia de la
dilución de ácido clorhídrico cuando se libera el dióxido de carbono.
La concentración de la dilución de HCl tiene que ser 5%.
Para la aplicación de la dilución de HCl se necesitan un plano fresco de fractura de
una roca.
Densidad
29
Cada mineral tiene un peso
definido por centímetro
cúbico; este peso
característico se describe
generalmente comparándolo
con el peso de un volumen
igual de agua; el número de
masa resultante es lo que se
llama 'peso especifico' o
'densidad' del mineral.
El peso especifico de un mineral aumenta con el número de masa de los elementos
que la constituyen y con la proximidad o el apretamiento en que estén arreglados
en la estructura cristalina.
La mayoría de los minerales que forman rocas tienen un peso especifico de
alrededor de 2,7 g/cm3, aunque el peso especifico medio de los minerales metálicos
es aproximadamente de 5 g/cm3.
Los minerales pesados son los que tienen un peso especifico más grande que 2,9
g/cm3, p.ej. circón, pirita, piroxeno, granate.
Determinación del Peso específico:
30
Propiedades magnéticas y eléctricas
Todos los minerales están afectados por un campo magnético. Los minerales que
son atraídos ligeramente por un imán se llaman paramagnéticos, los minerales que
son repelidos ligeramente por un imán se llaman diamagnéticos.
Magnetita Fe3O4 y pirotita Fe1-nS son los únicos minerales magnéticos comunes.
Los minerales tienen diferente capacidad para conducir la corriente eléctrica. Los
cristales de metales nativos y muchos sulfuros son buenos conductores, minerales
como micas son buenos aislantes dado que no conducen la electricidad.
Luminiscencia y fluorescencia
Luminiscencia se denomina la emisión de luz por un mineral, que no es el resultado
de incandescencia. Se la observa entre otros en minerales que contienen iones
extraños llamados activadores.
Fluorescencia
Los minerales fluorescentes se hacen luminiscentes cuando están expuestos a la
acción de los rayos ultravioleta, X o catódicos. Si la luminiscencia continua después
de haber sido cortado la excitación se llama al fenómeno fosforescencia y al
mineral con tal característica mineral fosforescente.
Las fluoritas de color intenso son minerales fosforescentes, que muestran
luminiscencia al ser expuestos a los rayos ultravioleta.
Piezoelectricidad
Se observa en minerales con ejes polares (sin centro de simetría) como en el cuarzo
por ejemplo. Debido a la polaridad de la estructura cristalina al suministrar energía,
como calor o presión, al mineral se genera una carga eléctrica en los dos extremos
31
del eje polar de un mineral y dirigido en sentido opuesto. En la turmalina el eje polar
es el c. En el cuarzo los ejes polares son los ejes a. El cuarzo piezoeléctrico se emplea
por ejemplo en el geófono piezoeléctrico, donde un movimiento vertical de la Tierra
ejerce una presión a un cristal de cuarzo y se produce una carga eléctrica. Un otro
ejemplo es la "aguja" de un tocadiscos. Un zafiro piezoeléctrico genera una
pequeña carga eléctrica a causa de su deformación (movimiento) sufrido arriba
de la pista del disco. La información (la música) del disco es representada por un sin
numero de cambios morfológicos adentro
de la pista del disco. El cristal piezoeléctrico se deforma de acuerdo de estos
cambios en la superficie y esto se puede
amplificar como sonido
Clasificación de los minerales
formadores de rocas
Elementos nativos
Elementos nativos son los elementos que aparecen sin combinarse con los átomos
de otros elementos como p.ej. oro Au, plata Ag, cobre Cu, azufre S, diamante C.
Aparte de la clase de los elementos nativos los minerales se clasifican de acuerdo
con el carácter del ion negativo (anión) o grupo de los aniones, los cuales están
combinados con iones positvos.
Sulfuros incluido compuestos de selenio (Selenide), arsenurios (Arsenide), telururos
(Telluride), antimoniuros (Antimonide) y compuestos de bismuto (Bismutide).
Los sulfuros se distinguen con base en su proporción metal:azufre según el proposito
de STRUNZ (1957, 1978).
Ejemplos son galena PbS, esfalerita ZnS, pirita FeS2, calcopirita CuFeS2, argentita
Ag2S, Löllingit FeAs2.
Haluros
Los aniones característicos son los halogenos F, Cl, Br, J, los cuales están combinados
con cationes relativamente grandes de poca valencia, p.ej. halita NaCl, silvinita KCl,
fluorita CaF2.
Oxidos y Hidroxidos
Los oxidos son compuestos de metales con oxígeno como anión. P.ej. cuprita Cu2O,
corindón Al2O3, hematita Fe2O3, cuarzo SiO2, rutilo TiO2, magnetita Fe3O4.
Los hidroxidos están caracterizados por iones de hidroxido (OH-) o moleculas de
H2O-, p.ej. limonita FeOOH: goethita *-FeOOH, lepidocrocita *-FeOOH.
Carbonatos
El anión es el radical carbonato (CO3)2-, p.ej. calcita CaCO3, dolomita
CaMg(CO3)2, malaquita Cu2[(OH)2/CO3].
32
Sulfatos, Wolframatos, Molibdatos y Cromatos
En los sulfatos el anión es el grupo (SO4)2- en el cual el azufre tiene una valencia 6+,
p.ej. en la barita BaSO4, en el yeso CaSO4*2H2O.
En los wolframatos el anión es el grupo wolframato (WO4)4-, p.ej. scheelita o bien
esquilita CaWO4.
Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos
En los fosfatos el complejo aniónico (PO4)3- es el complejo principal, como en el
apatito Ca5[(F, Cl, OH)/PO4)3]los arseniatos contienen (AsO4)3- y los vanadatos
contienen (VO4)3- como complejo aniónico.
Silicatos
Es el grupo más abundante de los minerales formadores de rocas donde el anión
está formado por grupos silicatos del tipo (SiO4)4-.
La estructura de los silicatos
Más del 90% de los minerales que forman las rocas son silicatos, compuestos de silicio
y oxígeno y uno o más iones metálicos.
Los principios estructurales de los silicatos son los siguientes:
a) Cada uno de los silicatos tiene como compuesto básico un ion complejo de
forma tetraédrica. Este tetraedro consiste en una combinación de un ion de silicio
con un radio de 0.42Å, rodeado por 4 iones de oxígeno con un radio de 1.32Å tan
estrechamente como es posible geométricamente. Los iones de oxígeno se
encuentran en las esquinas del tetraedro y aportan al tetraedro una carga electrica
de -8 y el ion de silicio contribuye con +4. Asi , el tetraedro puede considerarse como
un anion complejo con una carga neta de -4. Su símbolo es [SiO4]4-. Se lo conoce
como anión silicato.
b) La unidad básica de la estructura de los silicatos es el tetraedro de [SiO4]4-. Se
distinguen algunos pocos tipos estructurales de los silicatos: los neso-, soro-, ciclo-, ino
y tectosilicatos.
c) El catión Al3+ puede ser rodeado por 4 o 6 átomos de oxígeno (cifra de
coordenación de 4 o 6) y tiene un diametro ionico muy similar a Si4+ (Si4+: 0.42Å,
Al3+: 0.51Å). Por esto reemplaza al Si4+ en el centro del tetraedro p.ej. en la
moscovita KAl[6]2[(OH)2/Si3Al[4]O11] o se ubica en el centro de un octaedro como
los cationes Mg2+ o Fe2+.p.ej. en el piroxeno de sodio Jadeita NaAl[6]Si2O6.
Tipos de estructuras de silicatos
-Silicatos formados de tetraedros independientes, que alternan con iones metálicos
positivos como p.ej. en el olivino.
Además el oxígeno del anión silicato [SiO4]4- simultaneamente puede pertenecer a
2 diferentes tetraedros de [SiO4]4-. De tal manera se forman aparte de los tetraedros
independientes otras unidades tetraédricas.
- Sorosilicatos formados de paras de tetraedros: [Si2O7], p.ej.epidota.
- Ciclosilicatos formados por anillos de tetraedros de [SiO4]4-: [Si3O9]6-, [Si4O12]8-,
[Si6O18]12-, p.ej. berilo Be3Al2[Si6O18].
33
- Inosilicatos formados por cadenas simples o cadenas dobles de tetraedros de
[SiO4]4-:
por cadenas simples p.ej. piroxenos
por cadenas dobles p.ej. anfíboles.
- Filosilicatos formados por placas de tetraedros de [SiO4]4- p.ej. caolinita, talco.
- Silicatos con estructuras tetraédricas tridimensionales, p.ej. feldespatos y los
feldespatoides.
Clasificación con base en las propiedades externas de los minerales
Para los minerales que más abundan en las rocas puede aplicar la clasificación
siguiente la que se basa en las propiedades externas de los minerales.
En esta clasificación se distingue:
Los componentes claros los más comunes son cuarzo, los aluminosilicatos de potasio,
sodio y calcio como el feldespato potásico y las plagioclasas, los feldespatoides y
moscovita. Otros minerales claros importantes formadores de rocas son calcita
CaCO3, dolomita CaMg(CO3)2, yeso CaSO4*2H2O, anhidrita CaSO4, apatito, zoisita,
cordierita, talco, zeolita, los minerales arcillosos como p.ej. montmorilonitay caolinita
y la mica illita. Los minerales arcillosos y illita son de extraordinaria importancia en el
campo sedimentario y sobre todo en la formación del suelo.
Los componentes oscuros los más comunes son los silicatos de hierro y magnesio
(máficos) como olivino, piroxeno, anfíbol, biotita, clorita.
34
Los minerales típicos de las pargenesis metamórficas son los granates y los silicatos de
aluminio andalucita, sillimanita distena (cianita).
Cuarzo SiO2
Cuarzo
Después de los feldespatos el cuarzo es el mineral más abundante de la corteza
terrestre. Cuarzo cristaliza en dos sistemas cristalinos dependiendo de la temperatura
:
por encima de los 573°C en el sistema hexagonal - por ejemplo con la forma tipica
de bipiramides hexagonales.
Por de bajo de los 573°C en el sistema trigonal - por ejemplo como cristal trigonal de
habito columnar.
Otras modificaciones de SiO2 son :
Modificaciónes de cuarzo
Tridimita se forma a temperaturas encima de 870°C (P = 1 atm), monoclínica
(formada a temperaturas relativamente bajas), tridimita, hexagonal (formada a
temperaturas relativamente altas).
Cristobalita, tetragonal (formada a temp. rel. bajas), cristobalita, cúbica (formada a
temps. rel. altas).
Coesita, monoclínica, modificación de alta presión (20 - 40 kbar).
Stishovita, tetragonal, modificación de presión más alta (p > 80 - 100 kbar).
Formación durante un impacto de un meteorito y el metamorfismo por ondas de
choque
Lechatelierita, amorfa (vidrio silícico natural), puede formarse, cuando un relámpago
cae en una arenisca pura de cuarzo (en fulgurita = Blitzroehre (alemán) ) o en
cráteres de meteoritas.
Ópalo, amorfo (SiO2 ´ H2O), producto de alteración de rocas volcánicas jovenes, por
precipitación en fuentes termales y géiseres(sinter de silice), componente de
organismos formadores de rocas (de diatomeas, de radiolarias p.ej.).
Cuarzo se constituye de tetraedros de SiO2 (oxigeno forma las esquinas, silicio se
ubica en el centro del tetraedro). Cada ion de silicio está rodeado por cuatro iones
de oxígeno y cada ion de oxígeno está combinado con dos iones de silicio, por
consiguiente a un ion de silicio corresponden 4/2 = 2 iones de oxígeno. De tal modo
la formula estructural del cuarzo es SiO2. Los tetraedros de SiO2 son torcidos entre sí y
forman una estructura tridimensional espiral. Los espirales se constituyen de unidades
de tres tetraedros torcidos, que se repiten o es decir un tetraedro es idéntico con el
tercero tetraedro siguiente del espiral. Los tetraedros de SiO2 son torcidos entre sí y
forman una estructura tridimensional espiral. Los cuarzos de diferente simetría se
debe a variaciones de los tetraedros torcidos (torcidos en forma espiral en el sentido
de o en sentido contrario a las agujas del reloj).
35
Densidad
Condiciones de
en
formación
g/cm3
Cuarzo
trigonal
2,65
T < 573ºC
Cuarzo
hexagonal
2,53
T > 573ºC
monoclínic
Tridimita
2,27
o
Tridimita
hexagonal
2,26
T > 870ºC
Cristobalita
tetragonal
2,32
Cristobalita
cúbico
2,20
T > 1470ºC
monoclínic
Coesita
3,01
P > 20kbar
o
Stishovita
tetragonal
4,35
P > 80kbar
Lechatelierita
relámpagos incidentesen
vidrio natural de amorfo
2,20
arena de puro cuarzo,
sílice
impactos de meteoritos
Ópalo (SiO2 ´ aq) amorfo
2,1 - 2,2
Modificaciones de
SiO2
Sistema
cristalino
Propiedades externas del cuarzo son:
Morfologia: cuarzo del sistema trigonal, p.ej. combinación de romboedros, prisma,
trapezoedro y bipiramide, habito columnar.
Dureza: 7 según la escala de Mohs.
Exfoliación: ausente, fractura concoidea.
Brillo: graso y oleoso en los planos fracturados concoideamente, vitreo en los planos
del prisma.
Color: a) cuarzo puro es incoloro transparente.
b) De color café como humo.
c) amarillo como limones y transparente: citrin.
d) violeta-transparente: ametista
e) cuarzo de color rosado
f) cuarzo de color parecido a leche debido a inclusiones fluidas.
g) ojo del tigre se constituye de asbesto de anfibol silificado donde el anfibol
originariamente azul aparece bronceado a causa de la oxidación de Fe2+ a
Fe3+.
Densidad: cuarzo = 2.65g/cm³.
Maclas: según la ley de Suiza o de Dauphinée: Dos cuarzos izquierdos o derechos
están maclados y girados alrededor de 60°.
36
según la ley Brasileña: maclas de penetración simetrica de un cuarzo izquierdo y un
cuarzo derecho.
según la ley Japonesa, rel. raro: los ejes c de los dos cuarzo maclados aprox. están
perpendiculares.
Variedades microcristalinas - cristales demasiado pequeños para identificarlos
macroscopicamente - y criptocristalinas - cristales demasiado pequeños para
identificarlos por el microscopio - son calcedonia y jaspe, agata p.ej. es calcedonia
finamente laminada con bandas ritmicas finas. Calcedonia se forma de la manera
siguiente: oxidodisilicio se disuelve por la alteración de silicatos. Cuando el valor de
pH desciende se precipita cuarzo criptocristalino.
Formación de cuarzo
Formación : Cuarzo es estable en un campo de temperatura y presión muy amplio,
que incluye las condiciones de p y T de casi toda la corteza terrestre y de partes del
manto superior.
Se forma bajo condiciones magmáticas, sedimentarias, metamórficas. En la serie de
BOWEN - de la diferenciación magmática por cristalización - se forma tarde a
temperaturas relativamente bajas después de la cristalización de las plagioclasas y
del feldespato potásico y antes de la cristalización de las zeolitas (silicatos con
estructuras tetraedricas tridimensionales de malla ancha, con cavidades grandes o
canales, en que se ubican los iones de radio grande como Na+, Ca2+, K+, Ba2+ y
moleculas de H2O, uso como cambiador de cationes). En rocas sedimentarias
clásticas puede presentar el cemento, que une los granos detríticos. Como
componente de organismos formadores de rocas puede formar p.ej. una radiolarita
(lidita). Además es un componente común en rocas metamórficas, p.ej. en gneises,
en esquistos, en cuarcita.
Cuarzo quimicamente puro es transparente y sin color (lambda = 145 nm - UV - a
2700 nm - IR - en espesores de mm a cm).
Variedades de cuarzo
Amatista de color púrpura o violeta causado por contenido en Fe3+.
Citrin varia en color de amarillo a anaranjado a anaranjado-café y se forma por el
calentamiento de amatista o es decir de cuarzo con contenido en Fe3+. Algunos
cuarzos coloridos se forman por radiación o en consecuencia de los dos efectos
radiación y calentamiento y a estas variaciones tambien se llama citrin.
Cuarzo ahumado : ‘smoky’ o ‘morión’, se forma exponiendo cuarzo natural con
contenido en Al a radiación natural.
Prasolita es una variedad verde de cuarzo menos común, que se forma por el
calentamiento de amatista a Ts entre 300° y 600°C.
El color se produce por la sustitución de Si por un otro ion, p.ej. Fe3+, por la presencia
de un otro componente en intersticios entre Si y O o por la exposición del cuarzo a
radiación o a calor.
Otras variedades de cuarzo son cuarzo rosado, azul, crysoprasa, jaspe y otras. Estas
son mezclas de cuarzo y otras fases.
37
Cuarzo rosado de pegmatitas con feldespato alcalinos grandes contiene cristalitos
agujeros de longitud alrededeor de 0,1 mm y de ancho entre 0,05 y 0,4 mm de
dumortierita [Al3(BO3)(SiO4)3O3].
Cuarzo rosado mazico de diques contiene Mn y Ti, que podrian causar su color.
Cuarzo rosado en cristales individuales contiene átomos de fosforo en cantidades
apreciables, pero no esencialmente contiene Ti.
Cuarzo azul o celeste debe su color a inclusiones diminutos.
Crisoprasa de color verde debe su color al contenido en Ni, es de estructura fibrosa
o microgranular.
Jaspe de color café, café-amarillo o ocre-amarillo o de color rojo : Jaspe de color
rojo debe su color a microcristales de hematita, jaspe de color amarillo o ocreamarillo debe su color al contenido en goethita.
Chert es jaspe con poco contenido en sustancias, que pigmentan el mineral, es de
color gris-blanco, gris-amarillo, café, rojo-café a blanco.
Otras variedades de cuarzo son plasma, prase, heliotrope, agata (fibrosa),
calcedonia (fibrosa), ópalo de silice amorfo.
Los Feldespatos
Los Feldespatos
Los feldespatos son los minerales más abundantes de la corteza terrestre y participan
en ella con más de 60% de volumen, en detalle las plagioclasas ocupan 41% de
volumen, los feldespatos alcalinos ocupan 21% de volumen.
Los feldespatos forman un grupo de 3 componentes, las cuales son:
feldespato potásico KAlSi3O8,
albita NaAlSi3O8,
anortita CaAl2Si2O8.
Los minerales mixtos con una composición entre el feldespato potásico y la albita se
denominan feldespatos alcalinos, los minerales mixtos de composición entre albita y
anortita forman el grupo de las plagioclasas.
Las relaciones entre ellos se presentan en el sistema ternario de los feldespatos. En los
extremos de este triangulo están expresados las formulas cristaloquímicas de las tres
componentes. Todas las mezclas entre estas tres componentes se encuentran en un
punto determinado dentro del triángulo.
Las plagioclasas tienen distintas denominaciones según su composición química o es
decir según su contenido en la componente Albita (Ab) y en la componente
Anortita (An):
Sistema ternario de los Feldespatos: Anortita-Albita-Feldespato potásico:
38
Tipo de plagioclasa
Albita (Ab) en %
Anortita en %
Albita
100 - 90
0 - 10
Oligoclasa
90 - 70
10 - 30
Andesina
70 - 50
30 - 50
Labradorita
50 - 30
50 - 70
Bytownita
30 - 10
70 - 90
Anortita
10 - 0
90 - 100
Formación de los feldespatos
Entre los tres componentes la capacidad de mezclarse no es completa. Entre la
anortita y el feldespato potásico se ubica la llamativa zona de desmezcla. Una
composición que se sitúe en este campo no forma ningún cristal feldespático
homogéneo, sino que da lugar a dos cristales de composición diferente de los
cuales uno es rico en feldespato potásico y el otro es rico en plagioclasa. De este
modo es posible y en muchos tipos de rocas habitual que se presenten dos
feldespatos diferentes el uno al lado del otro como en un granito un feldespato
alcalino al lado de una oligoclasa. La zona de desmezcla cambia cuando varían las
condiciones físicas y químicas y se amplia considerablemente al enfriar el magma.
De este modo se modifica drasticamente el campo de los cristales mixtos.
Con temperaturas altas (T>900ºC) típicas para un magma con cristalización inicial la
zona de los cristales mixtos es grande). Si durante la cristalización del magma la
temperatura desciende poco a poco, la zona de desmezcla se aumenta cada vez
39
más. Con una temperatura muy baja (T<600ºC) se forman solamente feldespatos de
estas composiciones.
Si el enfriamiento se ha producido tan lentamente que los átomos de potasio y sodio
han podido ordenarse nuevamente en la red cristalina de los feldespatos, dos
distintos tipos de cristales se formarían en el cristal originario: un cristal rico en
feldespato potásico, cuya composición correspondería aproximadamente al punto
K del diagrama triangular y un otro cristal rico en albita, cuya composición
correspondería aproximadamente al punto A en el triángulo. El cristal mixto
originariamente homogéneo se ha disgregado.
Estas estructuras disgregadas son muy típicas por su apariencia, normalmente
forman venas finas o husos. Pertita se llama un cristal rico en la componente albita,
que lleva venas o husos ricos en feldespato potásico. Antipertita se denomina un
cristal rico en feldespato potásico con venas y husos ricos en albita. Los procesos de
exsolución se basan en la difusión de potasio, sodio y calcio en la red cristalina y
requieren bastante tiempo.
La serie de plagioclasas no está afectada gravemente por un descenso en la
temperatura. Los cristales mixtos de la serie de plagioclasas se forman a
temperaturas elevadas y bajas.
Propiedades de los feldespatos alcalinos
Los feldespatos potásicos (Feldespato potásico: KAlSi3O8)
Los feldespatos potásicos cristalizan en 2 sistemas cristalinos diferentes según el grado
de orden de su estructura atómica.
Sanidina es el cristal más desordenado y por esto más simétrico, es de simetría
monoclínica y se forma a temperaturas relativamente altas. Los cristales de sanidina
son delgados y tabulares. Sanidina a menudo se encuentra como fenocristales en
rocas volcánicas y sus tobas.
Microclina es el mineral de estructura atómica más ordenada, es de simetría triclínica
y se forma a temperaturas más bajas. Con el micropolariscopio se puede identificar
la microclina a través de su sistema laminar y enrejado o reticular.
Ortoclasa se refiere a un estado intermedio entre ambos estados de orden, es de
simetría monoclínica. Los cristales de ortoclasa son gruesos, tabulares o cortos
prismáticos, a menudo son maclados según la ley de Karlsbad. La ortoclasa se
encuentra a menudo en plutonitas ácidas.
La densidad de los feldespatos alcalinos varía entre 2,5 y 2,6g/cm3.
Albita NaAlSi3O8, Ab100-90An0-10
Sistema triclínico.
Morfología: habito tabular.
Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'.
Dureza: 6 a 6,5 según Mohs.
40
Brillo: vítreo.
Densidad: 2,62g/cm3.
Color: blanco, blanco gris, verde, azul, rojizo.
Maclas polisintéticas, raramente maclas simples.
En magmatitas ácidas a intermedias como granitos, riolitas, dioritas. En pegmatitas
como cristales gruesos. En rocas magmáticas y sus pegmatitas. En rocas
metamórficas de grado bajo. En areniscas la albita puede formarse después de la
sedimentación (formación autígena).
Propiedades de las plagioclasas
Tecto- y alumosilicatos
Sistema cristalino: triclínico.
Morfología: hábito tabular o tabular prismático.
Exfoliación: ángulos de exfoliación entre 85º50' y 86º24' con respecto a los planos
(001) y (010).
Densidad: albita 2,62g/cm3, anortita 2,76g/cm3.
Frecuentemente forman maclas polisintéticas (según las leyes de albita y/o de
periclina).
Albita NaAlSi3O8, Ab100-90An0-10
Oligoclasa Ab90-70An10-30
Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita.
Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'.
Brillo: vítreo.
Densidad: 2,64g/cm3.
Color: blanco, gris. Una variedad roja se debe a impurezas finas de hematita.
En magmatitas claras. En rocas metamórficas de grado bajo hasta medio.
Andesina Ab70-50An30-50
Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita.
Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'.
Brillo: vítreo.
Densidad: 2,67g/cm3.
Color: blanco, gris.
En rocas magmáticas ácidas e intermedias. En rocas metamórficas de grado medio.
Labradorita Ab50-30An50-70
Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita.
Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'.
Brillo: vítreo.
Densidad: 2,70g/cm3.
Color: blanco a oscuro. En planos de exfoliación frecuentemente tonos brillantes en
azul y verde.
En magmatitas básicas e intermedias.
41
Bytownita Ab30-10An70-90
Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita.
Exfoliación buena, los planos (001) y (010) forman ángulos entre 85º50' y 86º24'.
Brillo: vítreo.
Densidad: 2,73g/cm3.
Color: blanco, gris.
En rocas magmáticas básicas.
Anortita Ab10-0An90-100
Dureza: 6 a 6,5 según Mohs, como la albita.
Exfoliación: buena entre (001) y (010).
Brillo: vítreo
Densidad: 2,76g/cm3.
Color: blanco, gris.
Maclas de albita.
En rocas magmáticas básicas como gabros, asociada con piroxeno y/o anfibol.
Rara vez en rocas metamórficas.
Moscovita KAl2[(OH)2/AlSi3O10]
Moscovita es un filosilicato constituido por placas de tetraedros de [SiO4]4-.
Sistema monoclínico, de contornos hexagonales, con hábito hojoso.
Posee una exfoliación completa en dos direcciones.
Dureza según Mohs es 2 - 2,5, es decir es un mineral blando y es elásticamente
flexible.
dmuscovita = 2,8 - 2,9g/cm3.
La muscovita es un componente principal de la micacita, además la muscovita
aparece en cantidades apreciables en las magmatitas ácidas. Sericita es la
denominación para las variedades de placas finas o microcristalinas de la muscovita
con un tamaño de grano <2mm. El brillo sedoso característico para las filitas se debe
a su alto contenido en sericita.
El ciclo geológico
En general existen cuatro grupos de rocas: Sedimentos, rocas sedimentarias, rocas
ígneas o magmáticas y rocas metamórficas. Cada de los cuatro grupos principales
contiene sus subdivisiones como en el caso de rocas intrusivas y rocas extrusivas
cuales son adentro del grupo de rocas magmáticas. Una roca puede transferirse a
un otro tipo de rocas a causa de cambios físicos y/o químicos como la
meteorización / erosión que puede afectar una roca ígnea para formar un
sedimento
42
El ciclo de las rocas:
Aproximadamente 200 años atrás James Hutton propuso el ciclo geológico
considerando las relaciones entre la superficie terrestre y el interior de la Tierra como
un proceso cíclico. El esquema del ciclo geológico ilustra la interacción entre
sedimentación, hundimiento, deformación, magmatismo, levantamiento y
meteorización.
Los magmas, de que se derivan las rocas magmáticas - como las rocas plutónicas,
volcánicas y rocas subvolcánicas - se forman en el manto superior y en la corteza
terrestre profunda. Emplazando en secuencias de rocas de la corteza terrestre el
magma enfría paulatinamente dando lugar a las rocas plutónicas. Cuando el
magma sube hacia la superficie terrestre se enfría repentinamente resultando en
rocas volcánicas. Por levantamiento las rocas plutónicas también pueden llegar a la
superficie terrestre.
En la superficie terrestre todas las rocas están expuestas a los procesos de
meteorización y erosión. En consecuencia las rocas están desarmadas es decir
trituradas en fragmentos de rocas y minerales y/o están disueltas por reactivos
químicos como por soluciones acuosas de cierto pH (= potencial de hidrógeno), de
cierto potencial redox (Eh), de cierta temperatura y de cierta presión. Las
componentes disueltas como iones, moléculas y complejos químicos son
transportadas en solución y se depositan en un lugar de condiciones ambientales,
que favorecen su precipitación y que por consiguiente difieren de las condiciones
causantes de su solución. Las componentes disueltas pueden precipitarse formando
minerales distintos con respecto a aquellos, de que se derivan. Por ejemplo la
43
componente 'calcio' de una labradorita, que es una plagioclasa básica con un alto
contenido en calcio, se disuelve y precipita en otro lugar formando calcita. Las
componentes detríticas como los fragmentos de rocas y minerales pueden ser
transportadas por agua, viento y hielo y depositados en otro lugar. Cuando se
depositan las componentes detríticas y químicas primeramente forman sedimentos
blandos como la arena, un lodo de minerales arcillosos o un lodo de caliza. Por
hundimiento, compactación y cementación los sedimentos se convierten en rocas
sedimentarias sólidas. Los procesos responsables para la transformación de una roca
sedimentaria blanda a una roca sedimentaria compacta son los procesos
diagenéticos. Por tales procesos o es decir por diagénesis una arena se convierte en
una arenisca por ejemplo.
Cuando el hundimiento continúa, las rocas se calientan y su temperatura sobresale
la temperatura T = 200ºC, que es el límite superior de temperatura para los procesos
sedimentarios. A temperaturas más altas los procesos, que actúan en una roca
(sedimentaria, magmática o ya metamórfica) y la transforman, pertenecen al
metamorfismo. En el límite superior del metamorfismo las rocas metamórficas
empiezan a fundirse. Este límite depende de las condiciones de temperatura y
presión presentes y de la composición de la roca. Un granito se compone en parte
de minerales con grupos de (OH-) como los anfíboles y las micas, que determinan
una temperatura de fundición relativamente baja, a T = 650ºC con p = 4kbar las
componentes empiezan a fundirse. Para un basalto compuesto de minerales como
plagioclasa, olivino y piroxeno, que no llevan grupos de (OH-) la temperatura de
fundición inicial es mucho más alta (T >= 1000ºC). La fundición de las rocas
metamórficas las convierte en magma.
Rocas magmáticas: Rocas, cuales tienen su origen en la cristalización de un magma
(fundición)
Meteorización-Erosión-Transporte: Todas las rocas que afloran superficial (puede ser
una roca magmática o metamórfica o sedimentaria) sufren las fuerzas atmosféricas
como temperatura, viento, flujo de agua, oxidación. La destrucción de una roca
sólida, el transporte y la deposición (=sedimentación) de estas partículas forma un
sedimento.
Sedimentos: Producto de la meteorización-erosión y transporte: rocas blandas como
arena y grava.
Rocas sedimentarias: Por temperatura, presión y transformaciones químicos un
sedimento blando puede cambiarse a una roca sedimentaria (dura). Este proceso se
llama diagénesis.
Metamorfismo: Si, una roca sufre temperaturas más de 200°C y presión se cambiará
a una roca metamórfica.
44
Las rocas ígneas
El Magma - una introducción
El magma se puede definir como una mezcla de componentes químicos formadores
de los silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancia en estado sólido,
líquido y gaseoso debido a la temperatura del magma que es por encima de los
puntos de fusión de determinados componentes del magma. En esta mezcla
fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente. En la mayoría de los
magmas algunos cristales formadores durante las fases previas de enfriamiento de
magma se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de
cristales suspendidos y material líquido imprime al magma algunas de las
propiedades físicas de un sólido. Además de líquidos y sólidos el magma contiene
diversos gases disueltos en el.
El punto de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir
en el manto superior. Se supone que sólo una porción pequeña del material del
manto está fundida, lo demás está en estado sólido. Este estado se llama la fusión
parcial. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la
porción sólida. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre
concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas.
Por ejemplo el magma máfico, que asciende continuamente a lo largo de los
bordes de expansión en los océanos se reúne en cámaras magmáticas cerca de la
base de la corteza oceánica en profundidades entre 4 y 6 km por debajo del fondo
oceánico.
El magma emplazado en alta profundidad en la corteza terrestre enfría lentamente.
En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las
temperaturas de cristalización de los minerales son altas también. Una diminución de
la presión tiene en consecuencia una diminución en la temperatura de fusión o
cristalización de los minerales. De este modo en altas profundidades en la corteza
terrestre y en el manto superior puede producirse el magma a partir de material
sólido.
Comparamos el material sólido rocoso situado en altas profundidades es decir en el
manto superior con un volumen de agua encerrado en una olla de presión
hirviéndose por ejemplo a una temperatura de T = 120°C. ¿Cómo el agua se
convierte en vapor? ¿O es decir cómo el material rocoso se convierte en un
magma? Hay dos posibilidades:
1. Se puede intensificar el fuego o es decir aumentar la temperatura hasta que el
agua está en ebullición.
2. Se puede abrir la olla de presión o es decir diminuir la presión, el agua saldrá de la
olla en forma explosiva y gaseosa.
En el caso del material rocoso situado en el manto superior la diminución de la
presión (la segunda alternativa) es la más probable para la fundición del material
rocoso y la generación del magma.
Lava
Lava se denomina la porción del magma, que aparece en la superficie terrestre y
45
que entra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava enfría
rápidamente.
Volátiles
Volátiles son sustancias químicas líquidas y gaseosas que mantienen el estado líquido
o gaseoso a una temperatura (temperatura de fusión o de condensación
respectivamente) más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas
de fusión relativamente altas.
El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes:
Agua como gas disuelto: 0,5 - 8% del magma y 90% de todos los volátiles.
Carbono en forma de CO2, Azufre S2, Nitrógeno N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor F2 y
Hidrógeno H2.
Durante la cristalización del magma los volátiles son separados del magma en
consecuencia de su temperatura de fusión o condensación respectivamente mucho
más baja que la de los silicatos.
Los volátiles se liberan junto con el magma emitido por un volcán por ejemplo. La
liberación de los volátiles es responsable de la formación de nuestra atmósfera y de
la hidrosfera.
Gradiente geotérmico
El gradiente geotérmico en la corteza o es decir la subida de la temperatura con la
profundidad es como promedio 1°/30m o 30°/1km. En una zona de subdución a lo
largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C
a 10°C/1km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede
alcanzar 90° a 100°/km.
1.4 Como se funde una roca en la naturaleza
Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones
(como presión, composición química).
En lo siguiente se presenta la temperatura de fusión Tf de algunos minerales y rocas
para presiones definidas.
Mineral o roca
Olivino
Anortita
Fierro
Fierro
Roca básica seca
Formula
estructural
Presión en
kbar
0,001 (= 1
bar)
CaAl2Si208
0,001
Fe
0,001
Fe
40
60% de piroxeno, 8
(Mg, Fe)2SiO4
46
Profundidad
correspondiente
en km
Temperatura
de fusión Tf en
°C
0
1600-1800
0
0
100
20
1200-1400
1500
1650
1360-1400
40% de anortita
Roca básica con
una proporción
substancial de
agua
60% de piroxeno,
40% de anortita, 8
agua
20
700-1000
Se concluye,
- que en ausencia de agua un aumento en la presión tiene un aumento en la
temperatura de fusión como consecuencia o viceversa una baja de la presión
resulta en una diminución de la temperatura de fusión de una sustancia.
- que la temperatura de fusión de una roca seca es mayor en comparación a la
temperatura de fusión de la misma roca con la presencia substancial de agua.
Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión de los
silicatos en el magma. Un magma ascendente, que contiene agua y que está
expuesta a una diminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza
puede llegar a profundidades someras e incluso a la superficie terrestre antes de
solidificarse.
Tipos de las rocas ígneas
Tipos de rocas ígneas y su reconocimiento:
Rocas ígneas o magmáticas
Rocas
Rocas intrusivas o
Rocas extrusivas o
subvolcanicas o
rocas plutónicas
volcánicas
hipabisales
Cristalización en
Cristalización en
Cristalización a la
altas
baja
superficie
profundidades
profundidades
enfriamiento
enfriamiento
Enfriamiento lento
mediano
rápido
cristales pequeños
cristales grandes o
cristales grandes
y tal vez
pequeños
fenocristales
sin minerales
casi sin minerales con minerales
amorfos
amorfos
amorfos
sin porosidad
textura
equigranular
cristales
hipidiomórfico
casi sin porosidad con porosidad
textura
equigranular o
porfídica
cristales
hipidiomórficos
Rocas
volcanoclasticas
Cristalización
superficial o en la
atmósfera
enfriamiento muy
rápido
cristales pequeños
con minerales
amorfos
tal vez textura
espumosa
grano fino o
textura porfídica
grano fino con
bombas o clastos
fenocristales
idiomorficos
cristales con
contornos
47
o/y fenocristales
idiomorf.
fundidas
Las rocas ígneas o magmáticas se puede subdividir en 2 o mejor en 4 subgrupos. Los
dos más importantes serían las rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades,
adentro de la tierra), las rocas extrusivas o volcánicas (cristalización a la superficie de
la tierra). Además existe el grupo de las rocas subvolcanicas o hipabisales
(cristalización adentro de la tierra pero en sectores cercanos de la superficie y el
grupo de las rocas piroclasticas cuales se forman en conjunto de procesos
atmosféricos como el viento.
Origen de las rocas ígneas
Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos
intrusivos muy grandes se llaman batolito. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el
sector del contacto arriba a las rocas de caja. Algunas veces se caen rocas de la
caja al magma cuales no se funden. Estos trozos extraños se llaman xenolitos. Un
cuerpo intrusivo con un ancho de algunos kilómetros contiene una energía térmica
tremenda y va a afectar las rocas de caja en una zona de contacto. Las rocas de
este zona se convierten a causa de la temperatura a rocas metamórficas
(metamorfísmo de contacto).
Generalmente un magma tiene un peso especifico menor como una roca sólida,
por eso un magma puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los
gases adentro del magma y como factor muy importante por un régimen tectónico
de expansión. Sí el magma sube hacia la superficie se va a formar un volcán. Pero
algunas veces no alcanza para subir hacia la superficie por falta de presión,
entonces se van a formar diques, stocks o lacolitos cuales pertenecen a las rocas
hipabisales.
48
Diferenciación por cristalización -Cristalización de un magma de silicatos
Términos y Definiciones:
Diferenciación: formación de magmas parciales de distintas composiciones.
Fraccionamiento: separación de los minerales cristalizados del magma restante por
gravitación por ejemplo.
A partir del magma los cristales de silicatos se forman sucesivamente cuando la
temperatura del magma llega a la temperatura de fusión típica para cada tipo de
cristal. Los primeros cristales formados a altas temperaturas después pueden cambiar
su composición o pueden disolverse nuevamente. De tal modo los cristales ya
formados contribuyen con sus iones, moléculas y átomos al magma y se combinan
nuevamente formando nuevos cristales cuya temperatura de fusión es más baja que
la de los primeros cristales formados. Se dice que los nuevos cristales son estables a
las temperaturas más bajas establecidas ahora. Estos procesos de cambio se llaman
reacciones. Como ocurren varias reacciones sucesivas conforme disminuye la
temperatura del magma la serie ordenada de reacciones se llama la serie de
BOWEN en honor al científico estadounidense que formuló este concepto. Se
distingue dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción discontinua.
Por reacción continua un cristal formado a altas temperaturas como una
plagioclasa rica en el componente Ca2+ varía gradualmente su composición
reemplazando una porción de los iones de Ca2+ por los iones de Na+ y una porción
de los iones Al3+ por los iones de Si4+. Para mantener su neutralidad el reemplazo de
Ca2+ por Na+ está acoplado con el reemplazo de Al3+ por Si4+. La serie de
reacción continua parte de la plagioclasa rica en Ca2+, pasa por varias
plagioclasas de composición intermedia hacia la plagioclasa rica en Na+.
Por reacción discontinua un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona
49
con el liquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se
disuelve y sus iones constituyen juntos con otros iones del magma otro mineral más
rico en Si y estable a una temperatura más baja que la del primero mineral
cristalizado. La serie de reacción discontinua inicia con la cristalización de olivino
pasa hacia el piroxeno seguido por el anfibol seguido por la biotita.
La serie de BOWEN incluye las dos ramas convergentes de las series continua y
discontinua. La plagioclasa rica en Na+ cristaliza casi simultáneamente con la biotita.
Ambos siguen el feldespato alcalino, la moscovita y el cuarzo en el orden de la
temperatura disminuyéndose.
Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción
discontinua se observa a altas temperaturas la cristalización de las estructuras de
tetraedros de (SiO4)4 - sencillas y con la temperatura sucesivamente disminuyéndose
las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más complejos. El olivino, cuya
estructura se constituye de los tetraedros de (SiO4)4- independientes cristaliza al
primero a las temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples
de tetraedros de (SiO4)4-, seguido por el anfibol con cadenas dobles de tetraedros
de (SiO4)4 - y al final se forma la biotita con su estructura compleja de láminas de
tetraedros de (SiO4)4 -.
Se distinguen algunos pocos tipos primarios de magmas como por ejemplo el
magma basáltico.
Entre otras causas la diferenciación magmática se debe al descenso de los cristales
precipitados temprano y de mayor densidad en comparación con el magma
restante, tales minerales como olivino, piroxeno y espinela. El descenso de estos
cristales es en gran parte un efecto de la gravitación. Por esto se habla de una
diferenciación gravitativa. Los cristales precipitados temprano se acumulan en el
fondo de la cámara magmática. La acumulación de los cristales se denomina
cúmulos. Los cúmulos son ricos en los elementos Mg, Fe, Cr y Ni. El magma restante es
rico en los elementos Si, Al, Na y K. Ocasionalmente algunos minerales relativamente
livianos precipitados tempranos se separan del magma restante más denso y suben
hacia arriba. Este proceso se ha observado en la chimenea del volcán Vesuvio,
Italia, donde los cristales menos denso de leucita se precipitaron temprano, se
separaron del magma restante más denso y subieron.
Durante un enfriamiento paulatino del magma el proceso de la diferenciación
gravitativa entre el cúmulo de cristales y el magma restante puede ocurrir varias
veces supuesto que los cristales sean separados del magma restante.
Las fábricas de cúmulo están realizadas principalmente en los cuerpos plutónicos
máficos y ultramáficos y se las llaman 'layered intrusions' o es decir intrusiones
estratificadas. La 'layered intrusion' la más grande es el complejo de Bushveld, Africa
del Sur y es un cuerpo magmático de 450 x 350km2 de 9km de espesor, compuesto
de estratos de peridotita, piroxenita, gabro, norita y anortosita. En su parte inferior se
sitúan 15 bandas de cromita de espesores hasta 1m suprayacentes por 25 bandas
de magnetita. Otros cúmulos son la intrusión de Skaergard en Groenlandia y el
complejo de Stillwater en Montana, EEUU.
50
La formación de magmas parciales se explica por
- La diferenciación gravitativa
- El principio de reacción de BOWEN (izq.): Las
reacciones de los minerales cristalizados temprano
con el magma restante se puede describir
esencialmente con los dos siguientes sistemas
sencillos de modelo:
Forsterita (Mg2SiO4) - SiO2 apropiado para los
minerales máficos como olivino y piroxeno:
Cristalización del olivino -->
separación parcial del magma restante por
gravitación (acumulación del olivino en el fondo de
la cámara magmática) o por la formación de una
aureola de piroxeno alrededor del olivino, la cual
funciona como un escudo de protección
impidiendo que el olivino reaccione con el magma
-->
magma restante enriquecido en SiO2 y en Fe2+, más
pobre en MgO respecto al magma originario -->
descenso de la temperatura -->
formación de (Mg, Fe) piroxeno -->
(Mg, Fe) Ca-piroxeno --> hornblenda --> biotita. Los
minerales cristalizados relativamente tarde como
hornblenda y piroxeno incorporan grupos de OH en
su estructura.
Factores importantes de la diferenciación del magma son:
- la temperatura,
- la composición del magma restante variándose,
- la presión parcial del gas de H2O a partir de la cristalización de los minerales
caracterizados por grupos de OH.
51
El contenido mineral modal de las magmatitas varia ampliamente con los
contenidos en los óxidos.
La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación
mencionados en lo siguiente:
a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior.
b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente
hundida.
c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada.
d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la
corteza terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros
procesos.
Clasificación por el contenido de SiO2
Una clasificación simple de las magmatitas se basa en su contenido en SiO2, se
distingue:
52
magmatitas ácidas:
magmatitas intermedias:
magmatitas básicas:
magmatitas ultrabásicas:
>65% de SiO2
65 - 52% de SiO2
52 - 45% de SiO2
<45% de SiO2
El contenido mineral modal de las magmatitas varia ampliamente con los
contenidos en los óxidos.
La variabilidad de las rocas magmáticas se basa en los procesos de su formación
mencionados en lo siguiente:
a) Formación de magmas primarios diferentes en el manto superior.
b) Formación de magmas en la corteza oceánica profundamente
hundida.
c) Diferenciación de estos magmas por cristalización fraccionada.
d) Interacción de los magmas de origen profundo con las rocas de la
corteza terrestre y su evolución por medio de diferenciación y otros
procesos.
La nomenclatura siguiente se funda en las reglas de la Unión Internacional de las
Ciencias Geológicas. Dichas reglas se presenta en el triángulo doble de Streckeisen y
otros diagramas.
En el caso de las plutonitas y diques completamente cristalinos la clasificación se
basa en el contenido mineral modal. El contenido mineral modal significa la
participación cuantitativa de los minerales en porcentajes de volumen global de la
roca en cuestión y se puede determinarlo cuantitativamente.
Diagrama de STRECKEISEN (Triangulo doble de STRECKEISEN):
1. Para rocas intrusivas y hipabisales (subvolcanicas)
2. Para rocas volcánicas
53
Uso del diagrama:
54
Ejemplo del cálculo para encontrar el punto en el triangulo
Para la presentación de una roca magmática se debe conocer su contenido
mineral modal. Métodos simples para determinarlo son los siguientes :
a) Se determina el contenido cualitativo de la roca identificando todos
los minerales microscópicamente visibles y se estima la participación de
cada tipo de mineral.
b) Se determina el contenido cualitativo de la roca observando una
sección transparente de la roca en cuestión a través de un
micropolariscopio, identificando todos los minerales y contando los
diferentes tipos de minerales (por ej. por medio de un ‘point counter’),
que aparecen en un área definida, por ej. de la dimensión 10 x 10 mm2.
Los cuatro parámetros del triángulo doble de Streckeisen son :
1. Q = Cuarzo y otros minerales de SiO2.
2. A = Feldespato alcalino (feldespato potásico incluido pertita y albita
con menos de 5% del componente anortita, sanidina).
3. P = Plagioclasa (An 5 a 100), scapolita.
4. F = Feldespatoides : leucita, calsilita, nefelina, sodalita, noseana,
hauyna, cancrinita, analcima y los productos de transformación de estos
minerales.
Los porcentajes de volumen de los componentes A, P, Q o F se determina contando
los componentes A, P, Q o F o se aplica una de las normas especiales a un análisis
químico de la roca. Se convierte los porcentajes de volumen de A, P, Q o F a 100% y
55
los resultados se presenta en el triángulo doble de Streckeisen. De tal modo se puede
clasificar una roca magmática y se obtiene la denominación de la roca en cuestión.
El problema de campo 9 y 10 (Andesita-Basalto/Diorita-Gabro)
Dioritas/andesitas y gabros/basaltos caen en el mismo campo (campo10) del
triángulo doble de Streckeisen. Casi el único componente claro, de que se
constituyen, es la plagioclasa. Se distingue entre diorita y gabro con base en la
composición de la plagioclasa :
Andesita
An 30-50%
Hornblenda
Biotita
más clara
porfídica
Basalto
An 50-90%
Augita
Olivino
más oscuro
textura fina
Diorita
An 30-50%
Hornblenda
Biotita
más clara
Gabro
An 50-90%
Augita
Olivino
más oscuro
Contenido de minerales amorfos
En el caso de las vulcanitas adicionalmente se puede indicar su contenido en vidrio
como sigue: 0 - 20 % de volumen: llevando vidrio.
20 - 50 % de volumen: rico en vidrio.
50 - 100 % de volumen: vidrioso.
Vulcanitas ácidas y vidriosas con un porcentaje de volumen mayor que 80% se
llaman obsidiana o ‘Pechstein’.
Los minerales máficos
Los minerales máficos no se presentan en el triángulo doble de Streckeisen. Minerales
máficos son micas de Fe y Mg, anfiboles y piroxenos, olivino, menas, circón, apatito,
titanita, epidota, ortita, granate, melilita, monticelita y carbonatos primarios.
Según su composición la moscovita no pertenece a los minerales máficos, pero
tampoco pertenece a los componentes A, P, Q y F.
Los minerales máficos se toman en cuenta de tal modo, que se determinan su
participación en la roca magmática en cuestión. Si su participación es menor de
90% (índice de color M < 90), se utiliza el triángulo doble de Streckeisen. Si su
participación es mayor de 90% (M > 90), se trata de una roca ultrabásica, la cual se
clasifica a través de otros diagramas, que se basan en el contenido de los minerales
56
máficos.
Para todas las categorías de rocas del triángulo doble de Streckeisen se puede
utilizar una clasificación suplementaria en base de su índice de color empleando los
prefijos siguientes :
M (cant. de
Nombre
máficos)
leucoM= 0 - 35%
mesoM= 35 - 65%
melaM= 65 - 90%
ultramáfico
M= 90 - 100%.
Rocas, cuya composición se presenta al lado izquierdo del triángulo doble de
Streckeisen es decir rocas ricas en A y Q o A y F, son más pobres en minerales
máficos que las rocas, cuya composición cae al lado derecho de este triángulo o es
decir rocas ricas en P y Q o P y F.
Además se puede utilizar triángulos, que proporcionan los contenidos en minerales
máficos, feldespatos y cuarzo o feldespatoides en vez de cuarzo. Para la
presentación de los cuatro componentes se debe utilizar un tetraedro.
Reglas especiales se emplea para rocas, que llevan melilita (sorosilicato, que forma
pares de tetraedros de (SiO4)4-, (Ca,Na)2((Mg,Fe2+,Al,Si)3o7) y carbonatos
.
Diagrama de la clasificación basada en los contenidos de Olivino-Piroxenos
Para m>90 %: Contenido de minerales máficos mayor de 90 %
5. Diques y rocas subvolcánicas (hipabisales)
La nomenclatura para los diques y rocas subvolcánicas no se practica
uniformemente, pero se tiende a acercarla a la nomenclatura de las rocas
57
plutónicas. En el caso de estas rocas se elige una denominación, que también indica
propiedades especiales de su textura, por ej. se llama microgranito a un dique o una
roca subvolcánica de composición granítica o se llama microgranito porfídico a un
dique con inclusiones de feldespato y/o cuarzo en una masa densa o de grano muy
fino.
Denominación:
a) Según STRECKEISEN para rocas intrusivas:
b) Nombres especiales: Pegmatita / Aplita / Lamprófidos
Ejemplos:
granito porfidico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una
textura porfídica.
microdiorita: Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños.
pegmatita: Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m)
de minerales y elementos quimicos muy escasos.
Aplita: Dique blanco con cristales pequeños.
Lamprófidos: composición mesocrática a melanocrática.
Piroclásticos
El material no compactado se denomina tefra, independientemente de la
composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o
compactados, son llamados piroclastos.
Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y
aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las
tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales.
Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.
Clasificación de las piroclásticos :
Tamaño de los
fragmentos
> 64 mm
2 - 64 mm
Tefra (sin
compactación)
bombas
lapilli
< 2 mm
ceniza
piroclasticas
(compactadas)
piroclásticas
toba de lapilli
toba de ceniza,
ignimbrita
Nombres especiales
Piedra pómez son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de
58
espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma
ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina). Estos son
muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ej. de la riolita, y por
ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris.
Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. Se constituyen de fibras de vidrio
trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. Sus
equivalentes basálticos se denomina escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más
raras que la piedra pómez.
Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes de ceniza, son de mala selección, de
tamaño relativo de componentes irregular, de modo heterogéneo, porosas. Muchas
ignimbritas son de textura paralela debido a formaciones de vidrio, aplanadas con
diámetros de hasta 10cm.
Formacion:
Rocas Intrusivas / rocas plutonicas
-Cristalización a dentro de una camara de magma
-Cristalización muy lento (algunos millones de años)
-Ambiente de alta presión
Textura:
-Holocristalinas: Solo existen minerales con estructura cristalina: No hay vidrio!
-Cristales de tamaño mediano y grande (0,5 mm hasta 2 mm) Todos los cristales en
una muestra tienen normalmente el mismo tamaño. Excepción: Granito porfídico.
El granito porfídico es una roca intrusiva con
una textura porfídica como normalmente se
encuentra en las rocas volcanicas (Riolita,
Andesita)
-Hipidiomórfico: Cristales tienen una forma aproximadamente propia.
-Minerales son distibuidos irregularmente, homogéneas.
-Masisas sin intersticios
Textura fanerítica
Los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en una muestra
de mano. Las rocas de textura fanerítica son características para intrusiones (rocas
plutónicas) y para los núcleos de cuerpos extrusivos grandes (rocas volcánicas), que
enfrían lentamente permitiendo un crecimiento de minerales grandes.
59
Textura granular
Los minerales principales son isométricos,
macroscópicamente visibles. En la mayoría de las rocas
la fabrica es masiva, los minerales están distribuidos
irregularmente o los minerales no isométricos como las
láminas de feldespatos o las micas hojosas están
alineados. La textura es típica para las plutonitas y
también está desarrollada a menudo en las rocas
subvolcánicas y en los diques.
Textura equigranular xenomórfica
Textura muy común en una roca plutónica: Equigranular
significa que los granos tienen el mismo tamaño.
Xenomórfica significa, que los minerales (cristales) no
muestran sus contornos propios.
Este textura se encuentra entre otras en granitos.
Textura panalotriomórfica o xenomórfica
La textura xenomórfica es una textura granular. Los minerales principales son
xenomórficos, se tocan entre sí con bordes sencillos, arqueados o de otra forma.
Muchos gabros están caracterizados por una textura alotriomórfico granular.
Textura hipidiomórfica
La textura hipidiomórfica es una textura granular. Una parte de los minerales
principales es idiomórfica, la otra parte no. La textura hipidiomórfica es muy común
en los granitos, las sienitas y las dioritas.
Textura panidiomórfica o idiomórfica granular respectivamente
La mayoría de los minerales principales es idiomórfica, una proporción relativamente
pequeña de los minerales principales es xenomórfica y llena los intersticios entre los
minerales idiomórficos.
Cúmulo
El término 'cúmulo' se refiere a la acumulación de cristales precipitados de un
magma sin habiendo sido modificado por una cristalización posterior, la
acumulación se debe a la gravedad. 'Cúmulo' también es el adjetivo para la textura
de un acumulado (Kumulat). Cumulos están desarrollados especialmente en algunas
plutonitas básicas y ultrabásicas, en las intrusiones estratificadas. Los cristales cúmulos
se forman a partir del magma y se acumulan en capas o estratos especiales
llamados acumulados o en fragmentos de ellos. El material del intercúmulo (o es
decir del espacio entre los cúmulos) cristalizado del magma restante se ubica entre
los cristales cúmulos. En un acumulado el contenido en material del intercúmulo es
60
menor a 5%. Después de la acumulación a los cristales cúmulos se pueden agregar
más material proveniente del intercúmulo. Este material se denomina el
adcumulado, por ejemplo compuesto de plagioclasas. Los heteracumulados se
componen de los cristales cúmulos y de otros minerales cristalizados alrededor de los
cristales cúmulos en manera poiquilítica.
Felsita
La felsita es una roca compuesta de minerales claros tales como cuarzo y
feldespato. Su textura es de grano fino a denso, los minerales no están
caracterizados por formas específicas.
Textura gráfica
Se forma por el intercrecimiento y la penetración de un feldespato alcalino y un
cuarzo. En un corte se observa las inclusiones de cuarzo alineados según un orden
mas o menos regular en el feldespato alcalino de tal manera apareciendo como
letras. Por esto se ha llamado la roca de esa textura 'granito gráfico'. La textura está
desarrollada especialmente en algunas pegmatitas.
Textura micrográfica
Se refiere a los productos de la desvitrificación de intercrecimientos de cuarzo y
feldespato alcalino en los granofíros y en las riolitas. La textura está característica
para micropegmatitas, granofíros.
Los términos gráfico y micrográfico se aplican también a los intercrecimientos de
otros minerales por ejemplo entre cuarzo y plagioclasa.
Textura mirmequítica
La textura mirmequítica se refiere al intercrecimiento de plagioclasa y cuarzo
desarrollado en granitos y gneises. La plagioclasa es de forma convexa con respecto
al feldespato alcalino y alberga pétalos y palitos de cuarzo en alineación divergente
y en otra. Los intercrecimientos parecidos entre otros minerales se puede llamar
similar a la textura mirmequítica.
Denominación:
Según STRECKEISEN para rocas intrusivas "normales" con un contenido modal de
cuarzo, Feldespatos alcalinos y Plagioclasa.
Diagrama de piroxenos / olivino sí no hay (menor de 10%) Cuarzo+Feldespatos
Alcalinos+Plagioclasa
Las rocas intrusivas más importantes:
Granito
61
Roca leucocrática con cristales de tamaño
medio hasta grande. Principalmente contiene
como minerales claras: Feldespatos alcalinos
(microlina o ortóclasa), cuarzo y plagioclasa. El
cuarzo muestra normalmente un color gristransparente, con un fracturamiento
concoide. Los componentes máficos son
biotita, muscovita, hornblenda. Augita es muy
escaso. Cuarzo y los feldespatos muestra
contornos xenómorfos, las plagioclasas y los
máficos son generalmente hipidiomórfico o
idiomórfico.
Granodiorita:
La Granodiorita contiene una menor cantidad
de los Feldespatos Alcalinos in comparación al
granito. Con mayores cantidades de
plagioclasa tambien se aumentan las
cantidades de los componentes máficos. Los
minerales máficos más comunes son biotita,
hornblenda, raramente augita.
Diorita
62
La diorita aparece generalmente de color
"blanco-negro" o es levemente grisverde.Como componente clara se encuentra
casi solo plagioclasa (Contenidos de An 3050). Cuarzo y los feldespatos alcalinos no
superan 5%. Los máficos más comunes son
hornblenda verde, biotita y titanita. Augita es
más escasa. La textura es hipidiomórfica granular, pero los grandes cantidades de
plagioclasa (blanco-gris) esconden la
equigranualidad.
Gabro
Roca melanocrática, con la misma ubicación en el diagrama de Streckeisen como
la diorita. La plagioclasa es la componente predominante, pero con contenidos de
An entre 50-90. Piroxenos son muy frecuente.
Sienita:
La sienita tiene una textura equigranular, de
grano mediano hasta grano grueso. Su color
en general es rosado hasta gris. La
componente más común es el feldespato
alcalino, y hasta 35% la plagioclasa. Cuarzo no
es tan predominante. Además se encuentra
biotita, hornblenda y augita.
Afloramiento:
En la región Atacama se conocen una gran cantidad de rocas intrusivas. En la
mayoria afloran Dioritas, Granodioritas, Monzonitas y Granitos.
Ejemplo: Cerro de la Universidad de Atacama: Diorita
Una roca especial: Granito órbicular entre Chañaral y Caldera
Subvólcanicas (Diques)
63
Los Diques
Estructuras tabulares magmaticas con un espesor entre 0,5m hasta 200 m. En la
mayoria este cuerpos son sub-vertical.
Textura de rocas hipabisales
Las rocas de diques tienen una textura parecida como una roca íntrusiva o
volcanica:
a) Textura equigranular, grano mediano, pero el tamaño de los cristales
es mas pequeño.
b) Textura porfídica con cristales en la masa más grandes como en una
roca volcanica común.
Denominación:
a) Según STRECKEISEN para rocas intrusivas:
b) Nombres especiales: Pegmatita o Aplita
Rocas Hipabisales: Ejemplos:
granito porfidico: Dique con Cuarzo, Feldespatos Alcalinos y Plagioclasa con una
textura porfidica.
64
microdiorita: Dique con Plagioclasa, pero con cristales pequeños.
Pegmatita: Dique normalmente oscuro con cristales demasiado grandes (10 cm-1m)
de minerales y elementos quimicos muy escasos.
A diques de grano grueso a gigantesco
· con (1) feldespatos, cuarzo +/- micas o
· con (2) feldespatos, feldespatoides y otros silicatos de aluminio como componentes
principales se llama pegmatitas.
Principalmente se distingue
· pegmatitas graníticas (1) y
· pegmatitas, cuya composición es parecida a la de las sienitas nefelinas (2).
En la fase básica de cristalización de los plutones se segregan principalmente
silicatos libres de agua, tales como feldespato y cuarzo, de modo que el fundido
restante durante la separación por cristalización tiene que volverse cada vez más
rico en H2O. Además es enriquecido con otros elementos fácilmente volátiles, tales
como el flúor, el cloro y el boro. Los últimos sobre todo juegan un papel importante
en el estadio neumatolítico (T = 500 - 400ºC) de la sucesión magmática. El estadio
pegmatítico se desarrolla con temperaturas encima de 500ºC. Las pegmatitas
separan por cristalización cantidades grandes de silicatos. Sobre todo las pegmatitas
se caracterizan por su textura peculiar. La riqueza en agua de estos fundidos
restantes produce las condiciones aptas de crecimiento y, por selección de
gérmenes, un proceso que provoca que solo crezcan unos gérmenes minerales muy
determinadas. De este modo se forman pocos monocristales, pero muy grandes.
Además se produce el enriquecimiento de los fundidos residuales en elementos muy
raros, tales como el litio, el berilio, el boro, el niobio y otros.
Aplitas
Dique blanco con cristales pequeños
A diques claros de grano pequeño a fino, que según su composición corresponden
a plutonitas distintas del triángulo doble de Streckeisen se llama aplitas, por ej. aplita
de granito, de granodiorita o sienita. Generalmente las aplitas son rocas
leucocráticas (M<5).
Lamprófidos
Otro grupo de diques forman los lamprófidos, los cuales con respecto a su textura no
son equivalentes simples de plutonitas o vulcanitas comunes. Por esto se
establecieron una clasificación distinta para estos diques.
Propiedades comunes de los lamprófidos son los siguientes:
1. composición mesocrática a melanocrática
2. feldespatos si existente solo en la masa básica
3. inclusiones de biotita y anfibol o abundante en la masa básica, otros
minerales máficos son clinopiroxeno, olivino, en casos especiales
también melilita
4. contenido alto en K2O (o K2O + Na2O) respecto al contenido en SiO2
5. contenido alto en minerales primarios hidroxidos (biotita, anfibol, Feflogopita) y en productos de transformación hidrotermal (clorita,
65
actinolita, talco, sericita, zeolitas)
6. contenido alto en elementos más raros como Cr, Ni, Sr, Rb, P y otros.
Con base en su petrografía, su composición química su asociación con
otras magmatitas se distingue por lo menos 3 grupos de lamprófidos:
7. Lamprófidos en sentido estricto o lamprófidos shoshoníticos o
lamprófidos de calcio y elementos alcalinos (z.B. Minetta, Kersantita,
Vogesita, Spessartita). La composición química de los lamprófidos en
sentido estricto es SiO2 46 a 57%, Al2O3 11 a 18%, Oxidos de Fe 5 a 10%,
MgO 3,5 a 9,5%, K: (K + Na) 0,4 a 0,9 en los minettas y 0,2 a 0,7 en los
otros lamprófidos, Mg: (Mg + Fe) 0,4 a 0,8.
8. Diques anchibasálticos o lamprófidos alcalinos (z.B. Camptonita,
Monchiquita). En su quimismo y parcialmente en su contenido mineral
modal las rocas de este grupo son parecidos a los basaltos alcalinos y
sus diques.
9. Diques alcalinos y ultrabásicos (z.B. Ouachitita), lamprófidos y
carbanaceos (z.B. Alnöita, Polzenita).
Las rocas volcánicas (extrusivas)
Introducción:
Formas de solidificación de las vulcanitas estrechamente están relacionadas con su
contenido en SiO2, con el contenido gaseoso de los fundidos respectivos y con la
viscosidad de la lava. Los magmas o las lavas de alto contenido en SiO2 son de alta
viscosidad o es decir ellos son relativamente poco líquidos, los magmas o las lavas de
bajo contenido en SiO2 son de poca viscosidad o es decir son relativamente líquidos.
Las superficies de corrientes de lava basálticas, que son de poca viscosidad (muy
líquidos), muestran formas de solidificación características. Las denominaciones de
estas formas de solidificación se han derivados de las lenguas aborígenes de Hawai,
por ej. Las lavas cordadas se llaman ‘Lava de AA y Pahoehoe’. Si una corriente de
lava fluye en un lago o hacia el interior de un mar (en los lomos de mar subacuáticos
por ej.) Se forman las lavas de almohada o ‘pillows’, que son de composición
basáltica.
La lava
Propiedades de la lava son las siguientes:
a) Temperatura (T)
b) Explosividad
a) Viscosidad: el grado, en que el fluido se resiste a fluir cuando está sujeto a fuerzas
no equilibradas.
Viscosidad baja = derretido, similar a una mezcla de leche y azúcar para
hacer caramelos a baja T.
Viscosidad alta = pegajoso, similar a la misma mezcla de leche y azúcar, que
66
fue hervida varios minutos y enfriada y que se ha convertida en una mezcla
espesa.
Lava básica
Emerge con T = 1000 - 1200°C.
De baja viscosidad debido a su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Se mueve
rápidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales como laderas de
pendientes suaves, a menudo se desparrama en laminas delgadas.
De bajo contenido en volátiles.
Lava ácida
Emerge con T = 800 - 1000°C.
De alta viscosidad, por esto fluye lentamente y se solidifica relativamente cerca del
lugar de donde emerge.
De alta explosividad debido a su alto contenido en volátiles
Textura:
Recuperación:
Texture' (ingles)
Modo de construcción de la roca, describe las relaciones entre los
componentes, que construyen la roca.
'Fabric' (ingles)
Disposición espacial de los componentes de una roca. Componentes se
llama a grupos de minerales idénticos o elementos estructurales
idénticos.
Textura fanerítica (véase)
Los granos minerales son suficientemente grandes para identificarlos en
una muestra de mano. Las rocas de textura fanerítica son características
para intrusiones (rocas plutónicas) y para los núcleos de cuerpos
extrusivos grandes (rocas volcánicas), que enfrían lentamente
permitiendo un crecimiento de minerales grandes.
Ejemplos de rocas son: granito equigranular, de grano medio y
macrocristalino; monzonita de grano medio a grueso; gabro de grano
pequeño o grueso.
Textura afanítica
Los cristales son tan pequeños, que se debe observarlos con un
microscopio para identificarlos. Se forman mediante el enfriamiento
rápido y la cristalización rápida de un magma con abundantes núcleos
a partir de que crecen los cristales pequeños. Las texturas afaníticas
originan de cuerpos magmáticos pequeños emplazados en una
profundidad muy somera o en la superficie terrestre, donde el
enfriamiento pasa rápidamente. La textura afanítica también puede
67
formarse secundariamente por la desvitrificación de vidrios naturales.
Ejemplos de rocas son: basalto, la matriz afanítica de muchas rocas
volcánicas.
Textura vítrea
La roca se compone de una cantidad apreciable de vidrio volcánico
visible en una muestra de mano, cristales parcialmente también pueden
constituir la roca. La textura vítrea se forma en cuerpos magmáticos
como corrientes de lava y intrusiones emplazadas en una profundidad
muy somera. En este ambiente la temperatura inicialmente alta de los
cuerpos magmáticos desciende tan rápidamente, que los átomos no
tienen suficiente tiempo para ordenarse y formar una estructura
ordenada cristalina. El líquido silicático se solidifica formando un vidrio
completamente desordenado.
Textura porfídica
Muchas vulcanitas están caracterizados por una textura
porfídica y presentan la variación hiatal y irregular de
tamaños de granos.
La textura porfídica se caracteriza por fenocristales
relativamente grandes situados en una masa básica de
grano más fino o de vidrio. A menudo los fenocristales
son redondeados con respecto a sus aristas o corroídos
con bordes redondeados o arqueados.
Los fenocristales están aislados o agrupados. En el último caso la textura se llama textura
glomerofídica. Los fenocristales pueden ser de un solo tipo de mineral o de varios tipos de
minerales. La textura fina de la matriz de muchas rocas porfídicas a menudo es
microlítica, constituida de numerosos cristales pequeños distribuidos irregularmente o
alineados, que se ubican en una masa de cristales aún más finos o de vidrio. La textura
porfídica es típica para las rocas volcánicas, para muchas rocas subvolcánicas y para
algunos diques. Incluso las plutonitas pueden adquirir una textura similar a la textura
porfídica producida por cristales grandes similares a fenocristales
Origen de la textura porfídica:
Los primeros cristales crecidos son idiomorfos, de mayor tamaño, son las llamativas
inclusiones que crecen sin impedimentos y poco a poco y están envueltos por una masa
de grano fino de los cristales que se han formado por un cambio rápido posterior de
temperatura.
Textura clástica
Clastos, fragmentos de vidrio, rocas y minerales están unidos por una matriz. Esta
textura es típica para rocas magmáticas de formación volcánica explosiva.
68
Rocas de dos tipos dominantes de textura son los siguientes:
Una roca de textura clástica puede constituirse de fragmentos de rocas afaníticas
y/o faneríticas y de fragmentos vítreos. Si la mayoría de los clastos son vítreos, se
denomina la textura de la roca vitroclástica.
Otras texturas son:
Textura fluidal
La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales
orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o
composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y
plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el
magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición
entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo
debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el
magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que
sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del
enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la
superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna
del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento
sobre la superficie terrestre.
Textura ofítica
La textura ofítica se aprecia por cristales de plagioclasa completamente
o parcialmente encerrado por augita. La augita encierra
poiquilofíticamente las plagioclasas. Si granos o agregados de granos
de otros minerales llenan los intersticios de las plagioclasas se habla de
una textura intergranular. Si el material de los intersticios es
principalmente de vidrio se trata de una textura hialofítica.
Textura intersertal
Los intersticios de los cristales grandes y abundantes son manchas
angulares de una masa hemicristalina o vítrea o es decir las texturas
equivalentes a la textura ofítica formadas por otros minerales.
Textura traquítica
Textura característica para las traquitas. La masa básica es
principalmente holocristalina o incluye sólo una porción pequeña de
69
vidrio. En consecuencia del movimiento de la lava las láminas y listones
de feldespato están alineadas en cierto grado paralelamente. La
textura traquítica es típica para las traquitas y otras vulcanitas y
subvulcanitas ricas en feldespato.
Textura pilotáxica
Textura de rocas holocristalinas porfídicas con una masa básica
esencialmente de microlitos de forma tabular y de listón y a menudo
alineados en consecuencia del movimiento de la lava.
Textura afírica o afídica
Hablando de una textura afírica o afídica se destaca la ausencia de
una textura porfídica en una roca y se refiere a una textura afanítica sin
fenocristales.
Textura vitroporfídica
La textura de una roca principalmente vítrea con algunos fenocristales
se denomina vitroporfídica. Esta textura es una combinación de las
texturas vítrea y porfídica Muchas rocas volcánicas vítreas contienen
fenocristales euhédricos (es decir los minerales presentan algunas
señales de cristales) crecidos a condiciones de menor perdida de
energía térmica y/o de gas en comparación a las condiciones de
formación del vidrio. Los fenocristales de feldespato nadan en una
matriz de vidrio perlítico con bandas de concentraciones variables de
cristalitos diminutos. La textura vitroporfídica se genera por
efervescencia explosiva de un magma viscoso de sílice.
Textura esferulítica
La roca se caracteriza por esferulitas, las cuales son concentraciones
esféricas o elipsoidales de cristales fibrosos y radiantes, ubicadas en una
matriz vítrea o afanítica. Las esferulitas se componen generalmente de
feldespato alcalino y de polimorfos de SiO2. Sus diámetros pueden variar
de menos de 1mm a 1m. Un núcleo central comúnmente presente
actúa como u germen, que inicia la cristalización. Las esferulitas se
forman cuando la lava todavía está en movimiento o cuando ha
terminado su movimiento.
Textura pumítica o espumosa
La textura pumítica se refiere a una roca de vesículas en un enrejado de
material vítreo. Durante la descarga de presión y la extrusión de un
magma rico en gas los gases disueltos forman pequeñas burbujas
innumerables o vesículas respectivamente. Si las vesículas residan en un
magma sin o pobre en cristales subsecuentemente solidificándose y
formando material vítreo o afanítico resulta una roca de vesículas en un
enreja de vítreo o de material afanítico o sé decir una roca de textura
pumítica.
70
Denominación de las rocas extrusivas:
a) Según Streckeisen: véase STRECKEISEN Contenido de: Cuarzo / Plagioclasa /
Feldespato alcalino / Feldespatoides
b) Según la composición geoquímica: véase geoquímica
c) Nombres especiales (véase nombres especiales) como Carbonatita, Diabas
Rocas volcánicas
Andesita:
La Andesita se compone principalmente de
plagioclasa, hornblenda, biotita y augita.
Frecuentemente muestra una textura porfídica
con fenocristales de plagioclasa. La matriz es
densa y microcrisalina de color negro, gris, grisverdoso, rojizo-café. Los fenocristales son
idiomorfos hasta hipidiomorfo de tamaño
hasta un centímetro.
Basalto:
71
Textura micro/ criptocristalina casi sin
fenocristales. Plagioclasa, foides, augita,
anfíbol, olivino, magnetita y apatita.
Normalmente de color negro o negroverdoso..
Riolita:
La Riolita tiene una textura microcriptocristalina, algunas veces con textura
porfídica. Se compone de cuarzo, plagioclasa,
feldespatos alcalinos y biotita (en general
poco máficos). Vidrio volcánico y textura
fluidal son comunes.
Las rocas volcanoclásticas (o piroclásticas)
Ambiente de génesis:
En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se
fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto. Este material
expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, no compactado se denomina
72
tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los
diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos.
Las explosiones originan de magma viscoso en ebullición estando cerca de la
superficie terrestre, a veces incorporan otras rocas ya solidificadas o magma ya
solidificado situados encima del cuerpo magmático en ebullición. Otra causa para
las explosiones es el ingreso de agua en un cuerpo magmático viscoso de cualquier
contenido en gas. Por la temperatura muy elevada el agua se convierte en vapor
aumentando su volumen apreciadamente, las rocas adyacentes se fragmentan
debido a la energía generada por la deliberación del gas y se produce una
explosión del material. En el caso de una explosión friática el agua subterránea se
calienta debido a un cuerpo magmático subyacente de temperatura elevada, y al
vaporizar explota expulsando fragmentos accidentales de rocas adyacentes. En una
explosión freatomagmática se produce fragmentos juveniles y accidentales. El
material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transporte y
deposición: caer desde una nube de ceniza en alturas altas de la atmósfera, flotar
en el aire o fluir en una avalancha ardiente.
Depósitos de tefra transportada en una nube de ceniza en altura alta de la atmósfera
En las erupciones muy explosivas la tefra de tamaño de grano lapilli y ceniza son
expulsados hacia alturas altas de la atmósfera, transportada en estas alturas
distancias muy largas por medio de corrientes de aire de la nube eruptiva o por el
viento antes de caer a la superficie terrestre bajo la influencia de la gravedad. La
erupción de un volcán ubicado en Oregon en los Estados Unidos 6600 años atrás ha
producido una capa de ceniza volcánica de 30 cm de potencia y hasta una
distancia de 130km alrededor del cráter volcánico. La tefra acumulada de esta
manera forma puede formar estratos delgados de 1mm o menos de potencia, pero
muy persistentes con respecto a su extensión lateral y la composición de cristales y
de partículas vítreas de un estrato de tefra puede ser uniforme. Ambas
características (alta extensión, composición uniforma) favorecen el empleo de los
estratos de tefra transportada por el aire en la atmósfera alta como horizontes
estratigráficos en la geocronología. Además la tefra puede alterarse produciendo
depósitos de arcillas y zeolitas económicamente valerosos.
Depósitos de una nube de forma anular
La nube se constituye de gotas de agua y en menor cantidad de partículas sólidas
moviéndose lateralmente con velocidades de un huracán partiendo de la base de
una pila de erupción vertical. Estas nubes anulares están iniciadas por erupciones
freatomagmáticas caracterizadas por la participación de una alta cantidad de
agua y vapor. Los depósitos se extienden hasta algunos pocos kilómetros alrededor
del cráter y pueden alcanzar potencias hasta 1m.
Depósitos de corrientes piroclásticas
Una corriente piroclástica o de ceniza o una avalancha (Lawine) ardiente es una
mezcla móvil y muy caliente de gas y tefra (eyecciones), que se mueve a lo largo de
la superficie terrestre alejándose del centro de erupción y manteniendo su aspecto
de corriente. Los depósitos de este tipo son las ignimbritas.
73
Las rocas volcanoclásticas y piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las
rocas magmáticas y las rocas sedimentarias. El aspecto de su origen de una
erupción volcánica es un argumento para considerar los piroclásticos como
magmatitas, en el aspecto, que son transportados antes de su sedimentación los
piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias.
Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y
aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las
tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales.
Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.
Textura:
Las rocas volcanoclásticas son aquellas con textura clástica causada por procesos
volcánicos. Las erupciones volcánicas explosivas por ejemplo producen volúmenes
grandes de material detrítico (de detritus) volcanoclástico.
Bloques se llaman los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas
sólidas. Las bombas se originan de pedazos de magma (normalmente de
composición básica o intermedia) expulsados, transportados por el viento y
modelados mediante su solidificación en el aire resultando en cuerpos
aerodinámicos.
Adicionalmente a la clasificación según su tamaño se pueden distinguir los
fragmentos volcánicos con base en su composición:
a) Vítreo
b) Cristalino
c) Lítico, es decir de fragmentos de rocas poligranulares (de "litos" = roca)
Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos o cristalinos, bloques
comúnmente son líticos y ocasionalmente vítreos.
Los clastos volcánicos pueden ser cementados por minerales precipitados
secundariamente como en las rocas sedimentarias o si están calientes todavía
pueden ser soldados con fragmentos vítreos diminutos.
La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de los clastos.
Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclásticas
constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios
entre los lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcánica) respectivamente se
llenan usualmente con partículas de grano más fino. Más comunes son las mezclas
consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha
volcánica tobácea). A veces se emplean el término aglomerado para depósitos no
sorteados de bombas acumulados cerca del viento volcánico
Denominación:
a) Por medio del tamaño de los piroclastos (Bombas, Lapilli)
Tamaño de los
Tefra (sin
piroclásticas
74
fragmentos
> 64 mm
2 - 64 mm
compactación)
bombas
lapilli
< 2 mm
ceniza
(compactadas)
piroclásticas
toba de lapilli
toba de ceniza,
ignimbrita
b) Nombres especiales como Ignimbrita, Liparita, Piedra Pómez
c) Una tercera clasificación se funda en la herencia de los fragmentos volcánicos.
Los clastos involucrados y provenientes del evento volcánico se llaman clastos
juveniles. Los clastos formados por fragmentación de rocas preexistentes y
incorporados en los depósitos volcanoclásticos son clastos accidentales.
Ejemplos de rocas:
Pumitas (alemán: Bimsstein) son piroclásticos porosos, pumíticas, con brillo sedoso,
que nadan en la superficie de agua. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas
subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. De tal modo la
roca semeja a espuma. Se forman durante un enfriamiento muy rápido de un
magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina
característica para las erupciones iniciales). El material expulsado es muy rico en gas
y solidifica durante su vuelo por el aire. Estos son muy característicos de las vulcanitas
claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco
grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Pumitas frescas son de
brillo sedoso. Sus equivalentes basálticos se denominan escorias ricas en burbujas.
Ellas son mucho más raras que la pumita. La pumita se usan como roca de
construcción ligera y como termoaislador.
Piedra pómez son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de
espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma
ascendiente de alta viscosidad. Estos son muy característicos de las vulcanitas claras
y ácidas, como por ej. de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta
amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo
sedoso. La palabra piedra pómez incluye todos las rocas piroclásticas porosas.
Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes del material expulsado del volcán
(avalanchas ardientes). Se constituyen de ceniza, lapilli y bloques. Las componentes
están soldadas entre sí. Se puede denominarlas brechas tufíticas de material
volcánico de todos los tamaños de grano (ceniza, lapilli, bloques). Las ignimbritas son
de mala selección o es decir de distribución irregular de los tamaños de granos,
heterogéneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a
componentes vítreas, aplanadas con diámetros de hasta 10cm.
Sedimentología
75
Definiciones:
Sedimentología: Estudio de los sedimentos y su formación. Sedimentos
son los depósitos que se forman a la superficie de la tierra y en el fondo
del mar. La formación de sedimentos en grandes partes depende de
acciones físicas y químicas presentes en la transición roca -atmósfera y
roca - agua. Los procesos sedimentológicos ocurren sin la acción de
altas presiones y temperaturas. La Sedimentología empieza con el
desgaste de una roca sólida, su transporte y termina con su deposición y
diagénesis como roca nueva sedimentaria.
Rocas sedimentarias, sedimentos: Material que ha sido depositado en el
agua, por hielo, por el viento o químicamente precipado en el agua.
Los procesos
sedimentarios son
fenómenos de la
superficie terrestre y
del agua. Empieza
con la destrucción
de rocas sólidas
por la
meteorización, la
erosión y el
transporte por un
medio (agua,
viento, hielo), la
deposición o
precipitación y
como ultimo la
diagénesis, la
formación de rocas
sólidas. Los
procesos
sedimentarios
generalmente son
muy complejos y
dependen de
muchos factores.
Meteorización
Definición: Destrucción de rocas sólidas a causa de fuerzas químicas, físicas o
biológicas
76
Tipos de meteorización:
Generalmente se conoce tres tipos de meteorización. La meteorización mecánica,
meteorización química y la meteorización biológica -orgánica. Cada tipo de la
meteorización tiene sus subtipos cuales dependen de los factores físicos, químicos o
biológicos.
Meteorización mecánica
La meteorización mecánica depende fuertemente a fuerzas que
pueden destruir las rocas en una forma mecánica. Los más importantes
serían:
cambio de la temperatura
meteorización por helada
meteorización por hidratación y/o cristalización de sales
Cambio de la temperatura: Los minerales aumenten su volumen en
temperaturas altas. Los minerales tienen diferentes propiedades a
respeto de la dilatación. Entonces durante día y noche los minerales en
una roca cambian su volumen in diferentes magnitudes. Eso al final
provoca un rompimiento de los contornos entre los minerales. Los
factores de este proceso son: Temperatura mínima, temperatura
máxima, tipos (color!) de los minerales juntos.
Meteorización por helada: Agua que se ubica adentro de una roca (en
grietas o poros) aumenta su volumen durante en el momento de
congelarse. Las fuerzas desarrolladas durante de este proceso podrían
romper una roca. Los factores son: sector con muchos traspasos entre
temperaturas positivas y temperaturas bajo cero. Rocas fracturadas o
con alta porosidad, presencia de agua. Por ejemplo en la Cordillera de
los Andes en 4000m de altura cada noche las temperaturas bajan hacia
bajo cero, al día por el sol las rocas se calientan.
77
1. 2. Meteorización química (corrosión)
La meteorización química incluye todos los procesos con apoyo
químico. Lo más conocido es la oxidación, que no solamente destruye
autos y rejas, también rocas y minerales. Los factores más importantes
de la meteorización química son la presencia de agua, el oxígeno y la
temperatura (reacciones químicos corren mejor en temperaturas
elevadas). Lo más importantes de la meteorización química son:
oxidación
reducción
hidrólisis
Meteorización orgánica-biológica
La meteorización orgánica biológica no es tan importante en la
naturaleza. Pero también cumple su función. Especialmente los ácidos
producidos por plantas podrían afectar las rocas. El rol de algunas
bacterias también podría ser importante.
raíces de plantas
bacterias
Factores del tipo y cantidad de la meteorización:
a) El clima:
Las temperaturas máximas y mínimas (no la temperatura mediana!)
Temperaturas bajo cero (-0ºC)
Cantidad de precipitaciones
b) La roca:
La dureza/ resistencia contra la meteorización
Composición mineralógica
Porosidad
Desgaste estructural (fracturamiento)
78
Durante la meteorización en una roca se cambia el contenido modal de los
minerales: La meteorización afecta al primero las plagioclasas, después los
feldespatos. Cuarzo se ve como un mineral muy estable. Durante la meteorización se
forman minerales nuevos como caolín.
Figura: Meteorización y transformación de los minerales
En este ejemplo se aplicó la
meteorización a una muestra
de un gneis granítico (roca
metamórfica). Al principio la
muestra contiene más de 40
% de plagioclasa, 30 % de
feldespatos y 30 % de
cuarzo. Durante la
meteorización al primero la
plagioclasa se descompuso,
después desapareció el
feldespato. Durante todo el
proceso se formó un mineral
nuevo: el caolín. Entonces la
meteorización destruye
minerales, pero también se
forman minerales nuevos.
GOLDICH, S. (1938): Journal
of Geology; vol. 46)
Listado de la resistencia de los minerales contra la meteorización: Cada mineral tiene
su resistencia relativa contra la meteorización en comparación de otros minerales.
79
Los suelos (Edafología)
Definición: Material producido por los efectos de meteorización y la acción de
plantas y animales sobre las rocas de la superficie de la tierra.
Normalmente se divide un suelo en tres estratos (horizontes):
Horizonte A: Capa superior del suelo. Descomposición de materia orgánica con
liberación de ácidos. Este ácidos disuelven el aluminio, hierro, calcio y otros
elementos químicos para moverse hacia abajo, hacia horizonte B.
Horizonte B: Zona de acumulación. Generalmente con arcillas y óxidos de hierro.
Horizonte C: Capa inferior del suelo, sobre la roca sólida no meteorizada. Se
compone de trozos de rocas sueltas, ligeramente meteorizados.
Existen varios tipos de suelos en el mundo. Los más conocidos son el Podsol y el
Tschernoziem. Los factores más importantes de la formación de un suelo son:
a) El clima
b) Temperatura
c) cantidad de precipitaciones
d) Tipo de vegetación
e) El tiempo (en años)
80
El tipo Podsol:
El tipo Tschernoziem:
Erosión
Definición: El comienzo del Transporte
La erosión existe principalmente en el agua (Río y mar). Pero también el viento o
glaciares provocan erosión.
Erosión del agua:
Figura: La erosión, la sedimentación y el transporte pertenecen principalmente a dos
factores:
1) Velocidad del agua (velocidad del flujo)
2) Tamaño de las partículas
81
Sedimentación: Generalmente las
partículas pequeñas necesitan
velocidades pequeñas para
sedimentarse. Limo por ejemplo se
decanta entre 0,001 cm/ seg. hasta 0,1
cm/seg., gravas se sedimentan con
velocidades menores de 10 cm/seg.
La erosión: Partículas pequeñas y
partículas grandes necesitan
velocidades relativamente altas. Es decir
una grava entra a la erosión en flujos de
agua alrededores de 100 cm/seg.
Partículas pequeñas como Limo
fino(0,002 mm) también necesitan
velocidades altas (también alrededor de
100 cm / seg.). Esta energía
relativamente alta de erosión resulta por
la alta fricción entre las partículas muy
pequeñas. Pero sí flotan una vez en el
agua, solo velocidades muy bajas
permiten una sedimentación. La arena
se erosiona con las velocidades más
bajas (entre 10 cm/ seg. hasta 30 cm
/seg.)
Figura
a) Las sedimentitas detríticas o clásticas
b) Las rocas de sedimentación químicas
c) Las sedimentitas organógenas
A menudo sedimentitas clásticas en parte se constituyen de componentes
precipitados químicamente y las rocas de sedimentación química en parte llevan
componentes clásticos.
Las sedimentitas detríticas o clásticas
Las sedimentitas detríticas o clásticas se componen de fragmentos de rocas y
minerales, que se han formados a partir de rocas anteriores a causa de su erosión,
han sido transportados por agua, viento o hielo y finalmente almacenadas
mecánicamente. Las rocas clásticas entonces se puede definir como un conjunto de
fragmentos. En el caso que los fragmentos son petrográficamente iguales se habla
de una roca clástica monomicta, sí son diferentes se habla de una roca polimicta. El
82
cemento y la matriz es el pegamento que junta los clastos.
Texturas de rocas sedimentarias clásticas:
1. Componentes formadores de las rocas sedimentarias son los siguientes:
· Clastos, fragmentos, detritus, minerales.
· Matriz es el detritus o es decir los fragmentos minerales y de rocas pequeñas, por
ejemplo granos de cuarzo, de feldespato y de otros minerales y frecuentemente
arcillas.
· Cemento se compone de los componentes formados por precipitación química
mediante la solidificación de la roca sedimentaria y de los minerales arcillosos
cristalizados mediante la solidificación de la roca como por ejemplo los grupos
minerales de caolinita, de montmorillonita, la illita y los carbonatos.
Matriz-Cemento-Clastos
Matriz= Cemento + detritus fino
Clastos se llama las partículas que forman la
roca sedimentaria clástica. La matriz es el
cemento y el detritus fino. El cemento se
forma químicamente y es el pegamento de
los clastos.
Clastos son trozos de rocas que provienen un
otro sector (área de fuente, sector de
origen). Generalmente todas las rocas y
minerales pueden aparecer como clasto:
Cuarzo, feldespatos, carbonatos, arenisca,
eclogita, esquistos y muchos más. El conjunto
de clastos representa él (o los) sector(es) de
origen. Solo el transporte destruye los
componentes más débiles. Entonces la
magnitud del transporte se manifiesta por el
contenido de clastos.
Propiedades de los clastos:
Muy importante en la sedimentología es la descripción de los clastos. Las
propiedades de los clastos reflejan una gran cantidad de la historia, del ambiente de
la roca. Generalmente se observa el tamaño, redondez, clasificación (distribución),
relación entre los clastos, tipos de clastos y la orientación.
Tamaño
83
La clasificación de las sedimentitas clásticas se basa en el tamaño de los granos de
sus componentes y refleja las condiciones de sedimentación. La grava de diámetro
de grano > 2 mm o su equivalente solidificado, el conglomerado requiere corrientes
fuertes como aquellos de ríos fluyentes con alta velocidad en las montañas o las
altas orillas en una playa rocosa para su transporte. La arena de diámetro de grano
= 2 - 0,02 mm o su equivalente solidificado, la arenisca puede ser transportada por
vientos fuertes formando dunas o por corrientes moderados como aquellos de ríos o
aquellos cercanos de la costa. El barro de diámetro de grano < 0,02 mm o su
equivalente solidificado, la roca arcillosa indica áreas de sedimentación de aguas
tranquilas.
El área de sedimentación puede evidenciarse en las texturas superficiales de los
granos como fracturas, hoyos y sectores superficiales suaves visibles por medio de un
microscopio electrónico explorativo (scanning electron microscop).
En grandes rasgos se distingue:
Psefitas diámetro de grano > 2 mm
Psamitas diámetro de grano = 2 - 0,02 mm
Pelitas diámetro de grano < 0,02 mm.
Psefita, psamita, pelita son los términos griegos para bloque, arena y barro.
Las clasificaciones según Wentworth y DIN* 4022 son más detalladas:
Redondez de los granos:
La redondez de los clastos es representa la magnitud y el tipo del transporte. Un
transporte gravitacional - coluvial corto (sin agua) produce clastos angulares. Con la
entrada de los clastos al sistema fluvial empieza el desgaste y las partículas pierden
su angularidad. Pero la rapidez para redondear los cantos depende de algunos
84
factores: Tamaño del clasto y petrología del clasto. Clastos pequeños generalmente
demoran más tiempo para redondearse como clastos grandes. Clastos de cuarzo
son más resistentes como clastos de caliza.
Forma de los
componentes:
En el caso de as rocas
sedimentarias clásticas se
determina el grado de
redondez de los
componentes clásticos:
redondeado,
subredondeado,
subangular, angular.
En el caso de los
componentes de las
rocas sedimentarias
químicas a partir de la
forma de los
componentes se puede
distinguir los componentes
ortoquímicos, que son
cristales formados por
precipitación en el lugar
de la deposición y los
componentes
aloquímicos, que fueron
transportados al lugar de
la deposición de la roca
como los intraclastos, los
oolites, los fósiles y los
pelets.
Buena/mala clasificación:
En el caso de las rocas clásticas se habla de muy bien, bien, moderadamente, mal
o muy mal distribuidas ( KLEIN & HURLBUT).
85
La palabra "clasificación" se refiere a la variación
a respeto del tamaño de los clastos. Una roca con
clastos de un tamaño único se llama "muy bien
clasificados". Una roca que contiene todos los
tamaños de clastos es mal clasificada.
La clasificación es un producto de las fuerzas del
transporte. Fuerzas de energía poco variable
producen una buena clasificación.
Ejemplo: La fuerza del agua en el ambiente "río
abajo".
Relación de los clastos entre sí
La relación de los clastos entre sí: Los clastos están
juntos (se tocan) o los clastos flotan en la matriz.
Clastos que están juntos se llama clast supported
(soportadas por clastos), la textura de clastos que
flotan completamente en la matriz se llama mud
supported (soportadas por matriz). Los últimos están
completamente rodeados por la matriz.
Ejemplos: El ripio es clast suported como la mayoría de
los depósitos fluviales. Depósitos del hielo morenas por
ejemplo muestran una textura de mud suported.
Precaución: Un conjunto de clastos redondos siempre
tiene más de 30% espacio vacío. La superficie de la
roca (el corte) no siempre coincide con el punto
donde se tocan los clastos. Los clastos en rocas del
tipo clast supported tal vez no aparecen juntos.
Orientación de los componentes
La alineación de cuerpos cónicos con sus ejes longitudinales paralelos puede indicar
la dirección de la corriente de agua. La alineación se aprecia sobre todo con
cuerpos cónicos o alargados en una dirección como por ej. con clastos alargados,
caparazones de caracolas cónicas o restos vegetales alargados. Los movimientos
del medio de transporte (agua, sedimento, aire, hielo) se transfieren a los cuerpos
86
incluidos en este medio o situados a la superficie de separación de este medio al
otro. El movimiento dirigido del medio causa la alineación de los cuerpos.
Tipos de clastos
Rocas sedimentarias con solo un tipo de clastos (puro cuarzo por ejemplo) se llaman
monomicto. Polimicto significa una variedad petrográfica de los clastos (conjunto de
clastos diferentes como cuarzo, andesita, eclogita por ejemplo). Rocas
sedimentarias monomictos se forman sí el sector de origen es muy homogéneo. La
otra posibilidad es, que por selección solo se quedó un tipo como clasto (en la
mayoría cuarzo).
El contenido de clastos se puede usar en reconstruir (o determinar) el sector de
origen. También se puede diferenciar diferentes tipos de conglomerados por su
contenido en clastos.
Al otro lado los clastos reflejan la historia del transporte. Trozos de rocas o minerales
blandas no soportan grandes distancias en el transporte fluvial. La ausencia de
minerales y rocas blandas entonces es un indicador de la distancia del transporte.
Estratificación
La estratificación surge por el depósito alternado de
rocas de diferentes tamaños de grano, por ej. De
areniscas de grano fino y de grano grueso o por el
depósito alternado de sedimentos de diferente
composición, por ej. de capas de hulla, de pizarra
combustible y de sedimentos clásticos.
La estratificación oblicua o cruzada puede formarse
por ej. en los declives de aguas profundas de un
delta, que se va introduciendo en el mar, en dunas,
en sedimentos fluviales o en forma diminuta en
‘rippelmarcs’.
Estratificación gradada; fining up (inglés):
Disminución del tamaño de los granos de abajo
hacia arriba (disminución de la energía durante el
tiempo). El " fining up" es un tipo de estratificación
frecuentemente observado.
Origen:
1.Disminución de la energía del agua en un río.
2. A causa de una corriente de turbidez
En ambientes con variaciones moderadas de
energía (agua) es muy común. Ejemplos: Ríos con
87
influencia de estaciones (cambios de las cantidades
de agua). Pero también en el mar por la acción de
corrientes de turbidez.
Estructuras sedimentarias
· Bioturbación se refiere a una estructura irregular, que corta o perturba la
estratificación y que se debe a la acción de organismos excavadores
· Trazas de organismos conservadas en el sedimento, por ej. trazas de trilobites en un
sedimento arcilloso cubierto por un sedimento de silt.
· ‘Rippelmarcs’ o ondulaciones se forman cuando la superficie de los estratos
depositados en un río o en las orillas de la costa reproduce las ondas de agua, que
la cubren. En una sección por un ‘rippelmarc’ se ve una estratificación oblicua en
escala mínima. Si la roca se parte a lo largo de la superficie originaria de los estratos
se puede encontrar los ‘rippelmarcs’.
· Grietas de resecamiento se forman, si la superficie de sedimentación se sitúa
temporalmente por encima del agua y se las mantienen incluidas en la roca a causa
del depósito rápido de una nueva capa de sedimentos.
Clasificación por tipo de clastos del tamaño arena: menor de 2mm de
diámetro (Arenisca-Arcosa-Grauvaca)
88
Clasificación por tipo de clastos
para fragmentos entre 0,002mm
hasta 2mm ("tamaño arena")
Una roca clásica con
predominancia de feldespato y
cuarzo como clasto se llama
Arcosa. Fragmentos de rocas y
cuarzo como clastos forman una
Grauvaca. La predominancia de
granos de cuarzo es una Arenisca
(de cuarzo).
Precaución: La palabra arena tiene
dos sentidos: 1º: se entiende como
"tamaño de arena" por su
diámetro. 2º: se entiende por su
composición de granos de cuarzo
del tamaño arena.
véase:
>>Arcosa /
>>Grauvaca /
>>Arenisca de cuarzo
Texturas comunes de rocas clásticas (ejemplos):
Brecha sedimentaria:
Clastos angulares, bloques, mala clasificación, todos
los tipos de clastos
Ambientes: Aluviones, coluvial, cono aluvial, morenas
MV: Foto de una brecha
Conglomerado:
Clastos subredondeados - redondeados, bloques y
matriz, mala clasificación, todos tipos de clastos
Ambientes: Río tipo braided, costa oceánica
MV: Foto de un Conglomerado
89
Arenisca:
Clastos redondos, mejor clasificación, tamaño arena
gruesa o psamitica, predominancia de cuarzo como
clasto
Ambientes: Río, fluvial, playa, hemipelágico, dunas
(eólica)
MV: Foto de una Arenisca
Arenisca:
Clastos redondos, buena clasificación, tamaño de
clastos Arena media, casi solo cuarzo como clastos
MV: Foto de una Arenisca
Rocas sedimentarias clásticas
Rocas clásticas:
Psefitas o rocas sedimentarias psefíticas
Las rocas sedimentarias, que llevan más de 50% de componentes arrastrados de un
diámetro mayor que 2mm se llama psefitas o rocas sedimentarias psefíticas.
A estos pertenecen:
a) los bloques y las gravas según Wentworth como sedimentos sueltos
b) las brechas
c) los conglomerados
Los conglomerados se constituyen de una cantidad mayor de 50% de componentes
de un diámetro mayor de 2mm. Los componentes o fragmentos son redondeados.
Los tipos de los fragmentos pueden variar mucho según cual fuese la composición
de la zona de erosión suministradora, por ej. conglomerados ricos en guijarros de
cuarzo, conglomerados de componentes magmáticos y/o metamórficos,
conglomerados de componentes de serpentinita o conglomerados de
componentes de caliza. La masa básica amalgamadora igualmente puede variar,
puede constituirse de componentes clásticos, pelíticos y arenosos (matriz) y de
material de enlace carbonático o silícico (cemento) que es sustituido posteriormente
por la roca al solidificares. Los componentes de los conglomerados son transportados
por ríos y/o por el mar. Según la variación de los tipos de componentes se distingue:
90
1) conglomerados monomictos de un solo tipo de componentes por ej.
de caliza, de serpentinita
2) conglomerados oligomictos de unos pocos tipos de componentes
3) conglomerados polimictos de varios tipos de componentes.
Conglomerado: Clastos
subredondeados, bloques y
matriz, mala clasificación, todo
tipo de clastos.
Las brechas se distinguen de los conglomerados en la forma de los componentes de
un diámetro mayor de 2mm. En las brechas los componentes son angulares a
subangulares. Sus demás aspectos son iguales a los de los conglomerados.
Teniendo en cuenta el aspecto genético se puede distinguir los tipos de brechas
siguientes:
1) brechas sedimentarias
2) brechas piroclásticas, que pertenecen a las rocas piroclásticas y que
se constituyen en gran parte de componentes piroclásticos.
3) brechas tectónicas, que se forman en zonas de fallas.
Brecha sedimentaria: Clastos
angulares, bloques, mala
clasificación, todo tipo de clastos
Psamitas o rocas sedimentarias psamíticas
Las psamitas se constituyen esencialmente de componentes de diámetro desde 0,02
a 2mm. Las rocas psamíticas se clasifica según su contenido en cuarzo, feldespato y
fragmentos de rocas/matriz arcillosa. Además se puede distinguir las psamitas bien
clasificadas, que se constituyen en su mayoría de granos con diámetros cerca del
diámetro de grano medio de la roca, (por ej. las arenas de dunas o de playas), y las
psamitas mal clasificadas con un contenido alto en granos, cuyos diámetros varían
altamente con respecto al diámetro de grano medio de la roca (por ej. una
grauvaca). La forma de los granos también contiene informaciones acerca del
91
origen de la roca. Los granos de arena sufren abrasión, si se tocan entre sí mediante
el transporte en los corrientes, se pierden sus canteras destacadas y su aspecto
angular, y se vuelven redondos. Simultáneamente tienden a formas más esféricas.
Los granos de estas características fueron transportados largas distancias. Los granos
angulares de varias formas indican distancias de transporte cortas.
Grauvaca
La grauvaca de color gris hasta verde es una roca fuertemente compactada. La
grauvaca contiene principalmente granos de diámetros entre 0,02 y 2mm. Se
constituye de cantidades considerables de feldespato, fragmentos de cuarzo y
fragmentos de roca de diferentes tipos como por ej. de vulcanitas básicas, de
pizarra arcillosa o silícica o de filita. La matriz se forma por minerales arcillosos, de
mica y de clorita. Los granos son mal redondeados. La grauvaca es una roca
sedimentaria mal clasificada, es decir el tamaño de los granos de los distintos
fragmentos puede ser muy variable, y la roca contiene una variedad grande de
componentes minerales y rocosos.
La mala clasificación de los tamaños de granos, su bajo grado de redondez y la
variedad grande de sus componentes indican, que el camino de transporte de sus
componentes clásticos es corto. El alto contenido en clorita, un filosilicato de Mg y Fe
indica, que el campo de suministro y de erosión se compone principalmente de
rocas intermedias a básicas, como por ej. de andesitas y basaltos. A partir de estas
características muchas grauvacas se considera como sedimentación de corrientes
de turbidez. Estas son mezclas de agua, limo, arena y arcilla, que se van deslizando
desde los bordes continentales hacia las aguas profundas. Los corrientes de turbidez
muy probablemente son iniciados por la actividad tectónica en el margen
continental.
Arcosa
En principio la arcosa es una roca arenisca rica en feldespatos normalmente frescas,
es una roca débilmente compactada, de color rojizo, rosáceo o gris. Su composición
mineralógica es parecida a la de un granito Los granos son mal redondeados y de
diámetro de 0,02 y 2mm. La roca se constituye de cuarzo, mas de 25% de los
fragmentos de feldespato potásico de cantos vivos, de mica y de plagioclasa y en
poca cantidad de matriz de grano fino y de cemento de cuarzo o de calcita.
Los granos mal redondeados, la relativamente mala clasificación de los tamaños de
granos y el contenido en fragmentos de rocas indican un camino de transporte
corto de los componentes que constituyen la arcosa. Los feldespatos frescos son
productos de la meteorización mecánica de la roca de partida, puesto que los
feldespatos resisten poco a la meteorización química. La mayoría de las arcosas se
forman a partir de rocas de composición granítica (magmatitas o gneises). En
general los componentes de la arcosa fueron transportados brevemente por ríos. El
color rojizo se debe a pieles delgadas de hematita alrededor de los granos y puede
indicar una sedimentación continental.
92
Arenisca
En las areniscas los tamaños granulares de sus componentes varían entre 0,02 y 2mm.
La arenisca se constituye en mas de 75% de granos de cuarzo. Otros componentes
son los feldespatos y la mica clara. El cemento puede constituirse de minerales
arcillosos y de granos de cuarzo de diámetro de grano entre 0,002 - 0,063mm (limo) o
de cuarzo de formación nueva o de calcita. El cemento se sitúa en los intersticios
entre los granos de cuarzo uniéndolos. A menudo las areniscas contienen minerales
pesados de d > 2,85 g/cm3 como por ej. circón, rutilo, turmalina, epidota, estaurolita,
sillimanita, cianita, andalucita, apatito, granate, anfibol, piroxeno y olivino. El estudio
del espectro de los minerales pesados puede resultar en la reconstrucción del área
fuente de los componentes de la arenisca. Cuanto más larga es la distancia de
transporte de los granos, cuanto más madura es la arenisca. El predominio de cuarzo
en las areniscas puede reflejar la composición de la roca de partida erosionada y la
resistencia alta del cuarzo con respecto a la erosión (+ estable - cuarzo - chert - ,
mica clara - feldespato potásico - biotita - plagioclasa rica en Ab - hornblenda augita - plagioclasa rica en An - olivino - inestable+).
Arenisca:
Clastos redondos, muy
buena clasificación, tamaño
arena gruesa o psamitica,
predominancia de cuarzo
como clasto.
Arenisca:
Clastos redondos, buena
clasificación, tamaño de
clastos Arena media, casi
solo cuarzo como clastos
Rocas de limo o de silt
Piedra de silt / roca de silt
Roca de silt se constituye de partículas clásticas con tamaño de granos entre 0,002 y
0,063mm. A estas partículas se llama silt o limo. Las piedras de silt ocupan una
posición intermedia entre las rocas areniscas de grano más grueso y las rocas
arcillosas de grano más fino. En general la piedra de silt se incorpora al grupo de las
rocas arcillosas.
Componentes principales de la roca de silt son por ej. minerales arcillosos y cuarzo.
93
Otros componentes adicionales, que pueden ser de significado local son micas,
zeolitas, calcita, dolomita y yeso.
Las rocas de silt son de color amarillo pálido, café, anaranjado, amarillento, gris o
verdoso. Son estratificadas.
Su formación es similar a la de las areniscas. Además, los granos de este tamaño
(0,002 a 0,063mm) pueden ser transportados por el viento. Granos de tamaño mayor
son demasiado pesados para el transporte por el viento y los granos de tamaño
menor, las pelitas generalmente no son transportados por el viento a causa de sus
propiedades desfavorables para poder volar como su forma de laminitas y de
plaquitas de su propiedad electrostática, y de su alta cohesión en una roca.
Loess
Loess es un sedimento clástico no compactado (compactado = loessita) que se
compone principalmente de granos de limo 0,002mm a 0,063mm) y
preponderamente de granos de diámetros entre 0,02 y 0,05mm. Componente
principal es cuarzo acompañado por feldespato, calcita y mica. El teñido típico café
hasta amarillo se debe a los hidratos de óxido de hierro (limonita por ej.). El loess es
un producto del soplo del viento en las áreas con depósitos glaciáricos, que se
forman después del retiro del glaciar.
Pelitas o rocas sedimentarias pelíticas o rocas arcillosas
Las rocas sedimentarias pelíticas se constituyen principalmente de granos de
tamaño menor de 0,002mm.
Las rocas arcillosas ocupan el 45-55% de todas las rocas sedimentarias. Pueden
formarse prácticamente en cualquier zona de sedimentación, en ríos, lagos, deltas
grandes y océanos (en las pendientes continentales y las fosas oceánicas).
Lutita (Tonstein)
Lutita se constituye de granos de tamaños menores de 0,002mm (barro).
Principalmente se compone de minerales arcillosos (grupo de la caolinita, grupo de
la montmorillonita, illita), que se forman en el campo sedimentario (de
neoformación) y de restos de cuarzo, feldespato y mica. Componentes adicionales
son hematita, limonita, calcita, dolomita, yeso y los sulfuros.
Son de colores muy variables: gris, verde, rojo, café, negra. Las variedades negras
son particularmente ricas en sustancias orgánicas. La lutita es una roca masiva,
terrosa, normalmente bien compactada, a menudo porta fósiles, p.ej. foraminíferos,
ostrácodos, graptolitos y trilobitos. Muchas lutitas muestran bioturbación es decir una
estructura sedimentaria irregular producida por la acción de organismos
excavadores al fondo del mar.
Arcilla esquistosa
La arcilla esquistosa es una roca arcillosa con textura de planchas finas, que se
remite a la regulación de los minerales arcillosos formados como láminas o agujas. La
regulación de los minerales arcillosos casi siempre es paralela a la estratificación
94
sedimentaria. Muy probablemente esta regulación de los minerales arcillosos
durante su formación es un producto de una sucesión de sobrecargas, cuando la
roca está enterrada bajo una carga de sedimentos que aumenta continuamente.
El esquisto arcilloso muestra esquistosidad producida por el metamorfismo y a
menudo esta esquistosidad metamórfica de formación nueva corta la estratificación
sedimentaria en cualquier ángulo.
Arcilla varvada
Se forma debida a una sedimentación arcillosa estratificada rítmicamente,
procedente de los grandes lagos durante las eras glaciares.
Marga
La marga se compone de arcillas y carbonatos. Según las relaciones cuantitativas se
distingue marga arcillosa, marga y marga calcárea. Normalmente el carbonato es
presentado por calcita, a veces por dolomita. Componentes adicionales pueden ser
cuarzo, mica y compuestos carbonosos. La marga frecuentemente lleva nódulos de
yeso, calcita y pirita, es de color gris claro hasta oscuro, café o verdoso,
frecuentemente contiene microfósiles y restos de hojas. El tamaño de los granos es
igual al de la arcilla (< 0,02mm). Estratificación es difícil de reconocer, pero la marga
muestra una exfoliación buena. Se forma en agua dulce, en el mar. Las morrenas de
fondo se constituyen de una roca cálcica y arcillosa molida y mezclada por las
actividades del hielo y de los glaciares.
Metamorfismo
Definición "metamorfosis":
Cambio de las rocas por la acción de temperatura y/o presión.
En el momento rocas sedimentarias, ígneas o metamórficas sufren temperaturas
mayores de 200°C y/o presiones altas se transforman a rocas metamórficas:
>cambio de la textura
>cambio de los minerales
95
Introducción
Rocas metamórficas son productos del metamorfismo o es decir de la
transformación de una roca por recristalización y por cristalización de nuevos
minerales estables bajo las condiciones metamórficas manteniendo el estado sólido.
La transformación es causada por un aumento de la temperatura y/o por
deformación (deformación puede producir calor de fricción).
Meteorización y diagénesis o es decir la solidificación de una roca sedimentaria no
pertenece al metamorfismo.
Generalmente los procesos metamórficos actúan en profundidades relativamente
altas con respecto a la superficie.
Casos especiales del metamorfismo con respecto a su posición son el metamorfismo
por ondas de choque (catáclasis) causadas por el choque de grandes meteoritos
con la superficie terrestre y el efecto calorífico de una corriente de lava a la roca
encajante.
Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos
básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos.
El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en
una roca. Generalmente el grado metamórfico nombra la temperatura o la presión
máxima del metamorfismo.
Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un
grupo de minerales. Por ej. la zona de granate se caracteriza por la apariencia de
granate y la zona de sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita.
Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de minerales, que se
observan en rocas de composición basáltica.
Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los
grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos
minerales metamórficos, que se puede analizar por una microsonda, y la textura
pueden indicar las condiciones de temperatura y presión características para el
grado metamórfico.
96
El grado metamórfico (por ej. los grados metamórficos según WINKLER) nombra las
condiciones de temperatura y presión máximas, que han influidas en la roca. Pero
metamorfismo no es estático, más bien es caracterizado por condiciones de
temperatura, presión y estress (esfuerzo elástico) cambiándose. La historia de las
condiciones de temperatura y presión, que han actuado en la roca durante un
evento metamórfico, se llama en ingles 'metamorphic p-T-path'. Este puede indicar
varios parámetros como las fuentes de calor, que causan las variaciones de
temperatura, la posición estructural local de la roca y el gradiente del transporte
tectónico.
Los factores, que contribuyen al metamorfismo
Los factores principales son las variaciones en la temperatura y en la presión, el
esfuerzo elástico (de compresión, ‘deviatoric stress’) y la migración de los fluidos.
Estos factores son factores externos y pueden efectuar cambios en la mineralogía,
en el quimismo de los minerales y en el quimismo total de la roca. Un otro factor
importante es el quimismo total de la roca. Puesto que la misma combinación de
factores externos causará distintos cambios en rocas de diferente composición
química.
La temperatura es el factor más importante en procesos metamórficos, puesto que la
mayoría de las reacciones metamórficas se debe a variaciones de la temperatura.
Las variaciones de temperatura hacen necesario un aporte calorífero a la roca. La
fuente calorífera puede ser un cuerpo intrusivo cercano, un arco magmático
relacionado con una zona de subducción o una fuente calorífera regional profunda
como el calor derivado del manto por ejemplo. Además la descomposición
radioactiva de elementos influye la estructura térmica de la Tierra.
La presión de carga es el segundo factor importante, es causado por la masa de las
rocas sobreyacentes y depende de la profundidad y de la densidad de las rocas
sobreyacentes.
Por ejemplo una pila rocosa de 1km de potencia de
- granito ejerce una presión de carga de 264bar,
- basalto ejerce una presión de carga de 294bar,
- peridotita (ultramáfica, de olivino, típica para el manto superior) ejerce una
presión de carga de 323bar,
- agua ejerce una presión de carga de 98bar.
El desarrollo de la temperatura y presión (factores p-t)
Metamorfismo progrado.
Si una roca de partida es llevada desde condiciones inferiores de ºT y p típicas
para su formación a condiciones elevadas de ºT y p típicas para el
metamorfismo, se habla de un metamorfismo progrado. El metamorfismo
progrado está acompañado por la liberación de los constituyentes volátiles de
la roca como de H2O, CO2, O2 y S expresándose en reacciones de
dehidratación y decarbonatización. Por ej. el metamorfismo de un basalto
formado en la superficie terrestre, que mediante de la formación de la
cordillera haya sido transportado a grandes profundidades terrestres. A partir
de 12km de profundidad y a T = 300°C se transforma en una pizarra verde y
con un descenso mayor hasta más de 35km de profundidad se convierte en
97
una eclogita, que se compone principalmente de omfacita (piroxeno mixto de
jadeita y augita) y granate.
Metamorfismo retrogrado
Si una roca de partida es llevada desde condiciones superiores de T y p típicas
para su formación a condiciones metamórficas inferiores de T y p, se habla de
un metamorfismo retrogrado. Por ej. la transformación de una peridotita de
olivino y piroxeno formada en el manto superior bajo condiciones de
formación elevadas en una serpentinita principalmente de diferentes
minerales del grupo de la serpentina como el crisolito y la antigorita, cuya
temperatura de formación es limitada a T = 500 a 600°C por la descomposición
térmica de la serpentina.
Metamorphic p-T-path
El grado metamórfico (por ej. los grados metamórficos según WINKLER)
nombra las condiciones de temperatura y presión máximas, que han influidas
en la roca. Pero metamorfismo no es estático, más bien es caracterizado por
condiciones de temperatura, presión y estrés (esfuerzo elástico) cambiándose.
La historia de las condiciones de temperatura y presión, que han actuado en
la roca durante un evento metamórfico, se llama en ingles ‘metamorphic p-Tpath’. Este puede indicar varios parámetros como las fuentes de calor, que
causan las variaciones de temperatura, la posición estructural local de la roca
y el gradiente del transporte tectónico.
La fuerza elástica (esfuerzo elástico o ‘deviatoric stress’) se refiere al componente de
presión dirigido, que no es del mismo valor en todas las direcciones. Normalmente el
esfuerzo elástico tiene valores pequeños de 5-10bar hasta 100bar. El esfuerzo elástico
puede deformar la roca, en que actúa: puede alinear los minerales, formar la
foliación o la esquistosidad de la roca metamórfica o causar rotaciones de
minerales. Por consiguiente el esfuerzo elástico produce las texturas dirigidas
(‘fabric’) de una roca metamórfica como de un esquisto, de un gneis o de una
milonita.
Además los fluidos, que pasan por la roca, la presión, que ejercen estos fluidos y la
interacción de los fluidos con los minerales o con la roca son factores importantes.
El quimismo total o la composición química de la roca expresado por los contenidos
en óxidos de elementos también es de importancia. Puesto que en rocas de
diferente composición química cristalizarán distintos minerales metamórficos bajo las
mismas condiciones de temperatura y presión. Por ejemplo con una temperatura T =
550°C y una presión p = 5 kbar (+/- 15km de profundidad) una roca arcillosa se
convertirá en un esquisto micáceo, mientras que una caliza se convertirá en un
mármol.
La cuarcita compuesta de SiO2 puro puede derivarse de una arenisca de puro
cuarzo, como puede encontrárselo en la playa o puede derivársela de un sílex, lo
que es una roca sedimentaria de precipitación de sílice.
Los esquistos de cuarzo y feldespato o el gneis se componen principalmente de SiO2
- Al2O3 - CaO - K2O - Na2O - H2O. La roca de partida puede ser una arenisca con
feldespato, una arcosa, una grauvaca o una roca magmática ácida, es decir de
composición granítica o granodiorítica.
98
Las pelitas son de composición SiO2 - Al2O3 - FeO - MgO - K2O - Na2O - H2O. A
grado metamórfico medio se convierten en esquistos micáceos, a grado
metamórfico alto se convierten en gneises.
En pelitas calcáreas y en margas cristalizan minerales metamórficos ricos en calcio
como coisita, lawsonita y margarita.
1.2 Límites del metamorfismo
Él limite inferior del metamorfismo o es decir él limite entre diagénesis y el
metamorfismo (de soterramiento) se pone a T = 200°C. Los cambios mineralógicos y
de textura en una roca, que ocurren a T<200°C se incorporan a la diagénesis.
Según una otra definición del limite inferior se consideran la reacción ‘caolinita +
cuarzo --> pirofilita’ como significativa para distinguir entre diagénesis y
metamorfismo. Tampoco para él limite superior existe una sola definición. En este
caso se consideran la temperatura, que corresponde al inicio de la fundición de una
roca como determinante para él limite superior del metamorfismo. La temperatura
de fundición de una roca depende entre otros factores de su composición. Un
granito empieza a fundirse a T = 625-650°C, mientras que un basalto se funde
inicialmente a T = 850-900°C con p = 2-3kbar. Como limite superior se podría elegir la
temperatura máxima de T = 900-1000°C.
Tipos del metamorfismo
Tipos de metamorfismo
Conceptos básicos de clasificación
Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas son los conceptos
básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos.
El concepto del grado metamórfico fue introducido por WINKLER, H.G.F. y
desarrollado a partir de magmatitas básicas (basaltos). El grado metamórfico se
99
refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en una roca. Generalmente
el grado metamórfico nombra la temperatura o la presión máxima del
metamorfismo.
Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un
grupo de minerales. Por ej. la zona de granate se caracteriza por la apariencia de
granate y la zona de sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita, (véase
la fig) de las zonas metamórficas desarrolladas alrededor del plutón Fanad, Irlanda.
El concepto de las facies metamórficas fue introducido por ESKOLA, Pentii (geólogo
de Finlandia) en 1920. Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de
minerales, que se observan en rocas de composición basáltica, (véase la fig. en de
las facies).
Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los
grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos
minerales metamórficos, que se puede analizar por una microsonda, y la textura
pueden indicar las condiciones de temperatura y presión características para el
grado metamórfico, por ejemplo la apariencia simultánea de ortopiroxeno y granate
indica condiciones de T y p elevadas.
Hay varios esquemas para distinguir diferentes tipos de metamorfismo:
Basándose en los parámetros metamórficos principales se distinguen los
metamorfismos térmico, dinámico y termo-dinámico. Con respecto a la posición
geológica del metamorfismo se diferencian entre metamorfismo de contacto,
catáclasis y metamorfismo regional. Según su posición con respecto al orogeno se
hace una distinción entre los metamorfismos orogénico y anorogénico. Con base en
su posición tectónica se distinguen el metamorfismo, que se sitúa en un borde de
una placa o el metamorfismo, que se ubica a dentro de una placa.
Clasificación, que se basa en los parámetros metamórficos principales
Temperatura y presión son los factores principales, que afectan el metamorfismo.
Según estos factores se distinguen:
(1) Para el metamorfismo térmico la temperatura es el factor predominante, por ej.
metamorfismo de contacto.
(2) Para el metamorfismo dinámico la presión es el factor predominante, puede
tratarse de la presión litostática, que se debe al peso de las rocas superiores o a la
carga sobreyacente o del esfuerzo elástico (estress) por ej. catáclasis o es decir
rotura mecánica de una roca por metamorfismo dinámico, que se produce
localmente en zonas de fallas. El metamorfismo por soterramiento (o hundimiento)
resulta de una carga sobreyacente en un ambiente relativamente estático.
(3) El metamorfismo termo-dinámico se basa en efectos térmicos y de presión. En
general los efectos de presión se constituyen de la presión litostática y del esfuerzo
elástico. Generalmente el metamorfismo termo-dinámico ocurre en cinturones
orogénicos a lo largo de los bordes de placas convergentes.
Clasificación, que se basa en la posición geológica
Se distinguen 4 tipos generales:
100
A) El metamorfismo de contacto: ocurre en la vecindad de un intrusivo ígneo y
resulta de efectos térmicos y de vez en cuando metasomáticos del magma caliente.
En el caso clásico un cuerpo ígneo intrusiona una serie sedimentaria o ya
metamórfica produciendo una aureola de contacto. La distancia y el gradiente de
la temperatura (variación de la temperatura con respecto a la distancia de la
fuente calorífera = cuerpo ígneo) dependen (1) de la dimensión del cuerpo intrusivo
y (2) de la diferencia de temperatura entre el cuerpo intrusivo y las rocas encajantes.
Por ej. un dique de 10m de potencia enfría en unos diez años y produce un efecto
de contacto pequeño, mientras que un batolito grande enfría en unos 10 millones de
años y produce una aureola de contacto extensiva. El metamorfismo de contacto es
caracterizado por una distribución de los grupos de minerales formados
simultáneamente concéntrica con respecto al cuerpo intrusivo y por un aumento de
la intensidad de recristalización y del grado metamórfico dirigido hacia al cuerpo
intrusivo. Al cristalizar el magma acumula los componentes volátiles. La ultima fase
de cristalización a menudo es acompañado por la separación de una fase rica en
componentes volátiles, que puede salir del cuerpo intrusivo y infiltrar las rocas
encajantes a lo largo de fracturas o a lo largo de los bordes de granos. Por ej. en el
caso de infiltración y metasomatismo de una roca encajante de caliza se produce
un 'skarn', que es caracterizado por una mineralogía de silicatos de calcio formada
por la introducción de componentes como SiO2, Al2O3 y H2O al cuerpo intrusivo a la
caliza. Metamorfismo de contacto ocurre en varios ambientes tectónicos, en
ambientes orogénicos y anorogénicos, en el interior de una placa tectónica o en los
bordes de placas tectónicas. Las aureolas de contacto bien desarrolladas se forman
en ambientes anorogénicos o en el interior de placas tectónicas, donde batolitos
graníticos intrusionan rocas sedimentarias, ejemplos claros para la distribución
concéntrica por zonas de los grupos de minerales metamórficos formados
simultáneamente se ubican en los niveles medios y someros de la corteza terrestre,
donde puede desarrollarse un gradiente de temperatura marcado.
101
Existen tres tipos principales de
metamorfismo a respeto de
temperatura y presión:
Metamorfismo de contacto:
Presión baja
Metamorfismo regional:
Temperatura mediana, presión
mediana
Metamorfismo de subducción:
Alta presión con temperaturas
relativamente bajas
B) El metamorfismo de contacto regional ocurre en los cinturones orogénicos activos.
En los cinturones orogénicos activos las aureolas de contacto de numerosos cuerpos
intrusivos, que se ubican en distancias cortas entre sí y que se forman en un corto
intervalo de tiempo, se solapan. De esta manera la temperatura de la región entera
sube por el aporte (advección = Zufuhr) de calor en la corteza terrestre debido al
magma.
C) El metamorfismo por ondas de choque es caracterizado por condiciones de
temperatura y presión extremadamente altas (por ej. p = unos 10 a 100 kbar) y es
producido por ondas de choques por un impacto de meteoritos. En la superficie
terrestre se observan los efectos del metamorfismo de ondas de choque alrededor
de los cráteres de impacto. En la superficie lunar el metamorfismo de ondas de
choque es un fenómeno más común. En parte el metamorfismo de ondas de
choque produce formas de cuarzo de alta presión como coesita y stishovita y
estructuras de deformación típicas como 'shatter cones' o es decir fracturas cónicas
en las rocas.
D) La catáclasis ('high strain metamorphism') es caracterizado por la deformación de
la roca sin influencia grande de efectos térmicos. Catáclasis se produce, cuando los
esfuerzos deformadores sobrepasan la capacidad de la roca de deformarse
plásticamente. Los parámetros más importantes de la catáclasis son el esfuerzo
elástico (=deviatoric stress), el 'strain rate' y la temperatura. La denominación común
para una roca cataclástica es la milonita. La catáclasis se produce en las zonas de
102
fallas y de cizallamiento en el nivel superior de la corteza terrestre, que se sitúan
principalmente en las zonas orogénicas y en los bordes de placas tectónicas.
E) Se distinguen tres tipos del metamorfismo regional (1) el metamorfismo por
soterramiento (2) el metamorfismo típico para los lomos oceánicos (3) el
metamorfismo orogénico.
· El metamorfismo por soterramiento (1) ocurre en las cuencas sedimentarias en
consecuencia de la solidificación de los sedimentos debido al soterramiento por los
sedimentos sobreyacentes. La temperatura y la presión contribuyen al
metamorfismo, la temperatura, puesto que la temperatura sube con la profundidad.
Las rocas correspondientes son caracterizados por temperaturas de recristalización
bajas y por la ausencia de deformaciones. La transición entre la diagénesis y el
metamorfismo por soterramiento es continua. El metamorfismo de soterramiento es
anorogénico y ocurre en la mayoría de las cuencas sedimentarias de los océanos y
en las grandes cuencas sedimentarias en el interior de placas tectónicas,
actualmente por ej. en el Golfo de México.
· El metamorfismo de los lomos oceánicos (2) se ubica en los bordes de placas
tectónicas divergentes. A lo largo de los lomos oceánicos continuamente se
produce corteza oceánica de composición basáltica. Los basaltos oceánicos son
acompañados con pizarras verdes y anfibolitas, las cuales son los equivalentes
metamórficos de los basaltos. Al metamorfismo de los lomos oceánicos contribuyen
el flujo de calor alto y la circulación de los fluidos como parámetros típicos.
· El metamorfismo orogénico o metamorfismo regional (3) es típico para los
cinturones orogénicos y es muy común en los arcos oceánicos y en los continentes.
Se sitúa en los bordes de placas tectónicas convergentes como en el borde entre
una placa oceánica y un arco oceánico, en el borde entre placas oceánica y
continental o en el borde entre dos placas continentales. Los factores importantes
del metamorfismo regional son las perturbaciones tectónicas, las variaciones de
presión y los esfuerzos elásticos ('deviatoric stress'). Debido a los varios tipos de bordes
de placas tectónicas convergentes las características del metamorfismo
correspondiente difieren de un cinturón orogénico al otro.
Según la clasificación, que se basa en la posición de las placas tectónicas se
distinguen:
(1) El interior de las placas tectónicas, donde pueden ocurrir los metamorfismos de
contacto, de soterramiento y regional.
(2) Los bordes de placas divergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos de los
lomos oceánicos y de contacto.
(3) Los bordes de placas caracterizados por un movimiento transformativo, donde
pueden ocurrir la catáclasis y posiblemente el metamorfismo de los lomos oceánicos.
(4) Los bordes de placas convergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos
orogénico, dinamo-térmico, regional, de contacto regional y la catáclasis.
3. Facies metamórficas
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Las facies metamórficas se entiende mejor en los diagramas de temperatura y
presión. Bajo 200º C se encuentra la diagénesis o este sector no está realizado en la
naturaleza.
Texturas de rocas metamórficas
Las rocas metamórficas son rocas cristalinas, es decir las rocas metamórficas se
constituyen exclusivamente de cristales, a veces llamados cristaloblastos. A los
cristales de diámetro de grano sobresaliente con respecto al diámetro de grano de
los demás cristales se les llama porfiroblastos.
Textura granoblástica
Todos los cristales son aproximadamente del mismo diámetro de grano, por ej.
ortogneis de feldespato alcalino, cuarzo y biotita.
Textura lepidoblástica
La textura lepidoblástica es típica para rocas con un alto contenido en filosilicatos
como las micas o la clorita por ej. Los filosilicatos y los demás cristales de la roca
pueden ser alineados paralelamente, por ej. mica, cuarzo y feldespato de una
micacita o los filosilicatos pueden formar estructuras radiales como por ej.
estilpnomelano en una micacita (en este caso el estilpnomelano creció después la
deformación de la micacita).
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Textura nematoblástica
La roca metamórfica es caracterizada por la presencia de cristales columnares
prismáticos, por ej. por anfíboles prismáticos en un esquisto de antigorita o por
sillimanitas prismáticas en un gneis.
Textura fibroblástica
La roca es caracterizada por la presencia de cristales fibrosos, por ej. de sillimanitas
fibrosas de un gneis.
Textura poiquiloblástica
La textura poiquiloblástica es caracterizada por minerales metamórficos, que
incluyen numerosos minerales más pequeños o relictos minerales. Se debe al
crecimiento nuevo de minerales metamórficos alrededor de numerosos relictos de
minerales originarios, por ej. ortoclasas, que incluyen minerales diminutos de
plagioclasa, cuarzo y biotita de un gneis.
Rocas típicas del metamorfismo regional
Prehnita y Pumpellita
Rocas de prehnita y pumpellita, que se forman bajo el grado metamórfico bajo de
WINKLER. Prehnita Ca2Al[(OH)2/AlSi3O10] y pumpellita
Ca2[(Mg,Fe2+)Al2(OH)2/SiO4/Si2O7] ´ H2O. Las rocas de partida son plutonitas y
vulcanitas básicas y grauvacas ricas en material piroclástico.
Pizarras
Pizarras verdes son típicas para el grado metamórfico bajo según WINKLER, son
principalmente de albita, clorita, epidota y actinolita. Las rocas de partida son
plutonitas y vulcanitas básicas, sobre todo gabros y basaltos.
Esquistos micáceos son típicos para el grado metamórfico bajo a medio según
WINKLER, son principalmente de cuarzo, mica clara y biotita. Las rocas de partida
son pelitas, sedimentos arcillosos.
Gneis
Gneis es típico para el grado metamórfico medio a alto según WINKLER, se
constituye principalmente de feldespatos, cuarzo, micas clara y oscura. Rocas de
partida son las magmatitas ácidas o intermedias, es decir de composición granítica
o granodiorítica como granitos, granodioritas y arcosas por ej. Paragneis se
denomina un gneis derivado de sedimentos clásticos, ortogneis se denomina un
gneis derivado de magmatitas ácidas a intermedias.
105
Anfibolita
Anfibolita es del grado metamórfico medio a alto según WINKLER y se constituye
principalmente de anfibol. Las rocas de partida son plutonitas y vulcanitas básicas,
sobre todo los gabros y los basaltos.
Granulita de grado metamórfico alto según WINKLER, de rocas de partida ácidas.
Migmatita se forma por anatexia parcial o es decir por la fundición parcial, por
consiguiente sobrepasa él limite superior del metamorfismo.
Rocas cataclásticas
Las rocas cataclásticas se caracterizan por una disminuición de los tamaños de
grano de los eductos por rotura mecánica.
La brecha de falla es una roca no cohesiva, que se constituye en más de 30% de
fragmentos de rocas visibles distribuidas irregularmente.
La pseudotachilita es una roca no cohesiva, que se constituye de componentes
vítreas distribuidas irregularmente.
La milonita es una roca cohesiva, que se compone en 50 - 90% de matriz de granos
recristalizados y de formación nueva y que es foliada (muestra de mano) La milonita
del Cerro Imán es una roca cataclástica. Por deformación plástica se movilizan los
cuarzos y de los feldespatos de tal manera, que los ejes de los cuarzos y de los
feldespatos se alinean paralelamente y forman un bandeamiento junto con los
filosilicatos.
Deriva Continental
Introducción
Desde 1912 existe la teoría de deriva continental (ALFRED WEGENER), pero no fui
aceptada en esta época. En los años ´60 nuevas investigaciones del fondo del mar y
de regiones montañosas como los Andes permitieron la postulación de una nueva
teoría global geotectónica. Con la teoría nueva de la tectónica de placas
desaparecieron las teorías antiguas como de los geosinclinales o la expansión o
contracción de la tierra.
La teoría de deriva continental contiene varios puntos nuevos:
1. Los continentes no son estables, se mueven.
2. Existen dos tipos de corteza: corteza continental y corteza oceánica.
3. La fuerza para mover los continentes viene de flujos de convección y de la
rotación de la tierra.
4. En los lomos (cordilleras) centrales oceánicas se forma corteza oceánica
nueva.
5. En algunos partes del mundo las placas se choquen y ese puede producir la
formación de montañas.
6. La placa oceánica como corteza de mayor densidad algunas veces se
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hunde abajo de la placa continental (= subducción).
7. Algunas veces un continente se separa, para formar dos continentes
(ejemplo: África y América del sur)
8. La configuración de los continentes estaba en los tiempos pasados
totalmente diferente: como un continente grande de Antártica-América de
sur-Australia- África-India ( = GONDWANA).
9. Las rocas del fondo marino son relativamente jóvenes (no más como
jurásico). Las rocas más antiguas se encuentran en los continentes.
La teoría de la deriva
continental está cambiando
varias especialidades de la
geología. El movimiento de
los continentes provoca
algunos cambios en la vista
científica de algunas áreas:
Las corrientes del mar y el
clima global dependen de la
configuración de los
continentes. La evolución y el
desarrollo de la vida
dependen de la separación
de los continentes. Los
modelos geológicos de la
geología estructural, de la
formación de montañas, de
la formación de depósitos
minerales y de la sismología
no funcionan con la deriva
continental.
Los modelos geotectónicos antiguos
Expansión de la tierra
Una idea muy temprana para explicar los contornos parecidos de los continentes se
manifestó en la teoría de la expansión. Idea principal era que la tierra se expandió,
la corteza continental se rompió y los océanos ocuparon el espacio entre los
continentes.
Problema: El enfriamiento del globo terrestre físicamente no permite una expansión,
en contrario una contracción será más probable. La teoría no puede explicar fuerzas
compresionales en la corteza terrestre
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Contracción de la tierra:
La teoría de la contracción tomó en cuenta que los materiales en enfriamiento
disminuyen su volumen. Pero para explicar las fuerzas tectónicas en la corteza
terrestre la magnitud no es suficiente. Además no era posible para explicar fuerzas
expansivas de grandes dimensiones como grabenes. Hoy sabemos que la tierra está
en contracción pero con un valor mucho menor como antes pensado, y no alcance
las magnitudes para jugar un papel importante en la generación de fuerzas
tectónicas.
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Teoría de geosinclinales
La teoría de los geosinclinales existió entre 1873 hasta 1960. J. DANA, el fundador de
esta teoría explico la formación de montañas por procesos largos y no como otros
científicos de esta época con procesos catastróficos. La teoría de geosinclinales
trató para explicar la formación de montañas en una forma por fuerzas verticales. En
cuencas (geosinclinales) se acumularon grandes cantidades de sedimentos, las
cuencas por el peso se hunden hasta una contra – fuerza levanta todo el material
acumulado a montañas (como un colchón de resortes que expulsa un peso). Esta
teoría funcionó bastante bien en las montañas que marcan una simetría hasta
ambos lados.
Las dificultades principales de esta teoría son:
a) Muchas montañas no son simétricas (por ejemplo los Andes) como postula la
teoría.
b) La parecida biofacies jurásica y cretácica de África, América de Sur, Australia, la
India y Antártica la teoría de geosinclinales explicó con conexiones (“puentes”)
continentales. Geográficamente (y geológicamente) es muy difícil explicar al fondo
marino una elevación que conecta La India - África - América del sur, sin conectar
Asia y América de Norte.
c) El fondo marino es geológicamente completamente diferente como un
continente. Será muy difícil explicar como los geosinclinales se cambian de una
cuenca marina a una parte de la corteza continental
Hoy existe evidencia que los continentes se mueven horizontalmente, se sabe que el
fondo marino es generalmente más joven como un continente, y que las regiones
cerca del lomo central oceánico es más joven como los sectores más lejanos. La
subducción hoy es un fenómeno conocido y explicable. Las investigaciones del
fondo marino de los años sesenta llegaron a la conclusión que la teoría más
favorable sería la deriva continental del año 1912. Entonces a partir de los años
sesenta la mayoría de los científicos aceptó la nueva teoría.
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Mapa geotectónico del mundo:
El mapa geotectónico del mundo muestra la distribución actual de los continentes y
su configuración a respeto de los fenómenos más importantes de la deriva
continental. Las placas continentales principales son América de sur, América de
Norte, África, Australia, Antártica y Europa-Asia-India. Las placas oceánicas más
importantes son la placa Nazca, placa Cocos y placa pacífica. Además se puede
observar las regiones donde actualmente existe subducción (Chile, Perú, Marianas,
Aleutas y Tonga. Los lomos centrales oceánicas, donde se forma actualmente la
corteza oceánica se conocen en el centro del Atlántico, pacifico y indico. Los
choques entre continentes más recientes son África-Europa y la India –Asia. También
Europa chocó con Asia (Montañas Ural en Rusia) pero en tiempos más antiguos.
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Movimiento de los continentes
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