Libro De Geologia General 672u1l

INTRODUCCIÓN

“Geología general” es un texto de consulta para profesionales de la especialidad de ingeniería de minas, civil, ambiental; se considera como bibliografia básica para los estudiantes que llevan el curso de geología en los planes de estudio de las facultades que Forman ingenieros Mineros , Civiles y otras relacionadas con las geociencias. El presente texto se ha estructurado para el entendimiento didáctico y sistematizado del estudio de los procesos geológicos que actuan en nuestro planeta tanto internos como en la superfície de la corteza terrestre. El origen de las formaciones geológicas de composición ígneo, sedimentário y metamórfico como también la composición mineralógica de las rocas que las intengran. Para tener claridad de la presente publicación en lo que respecta al contenido se explica por capítulos. El primer capítulo es introductorio al estudio de la geologia y las ramas de esta que intervienen en la investigación. El segundo capítulo trata la ubicación del planeta tierra en el contexto del universo y relaciones com este, desde su origen desarrollo en el pasado, presente y el futuro. El tercer capítulo estudia los procesos magmáticos como procesos endógenos y la renovación de nuevos materiales en la superfície terrestre por los procesos de vulcanismo.El cuarto capítulo trata sobre los procesos de intemperismo y la degradación de las rocas en la superfície terrestre.El quinto capítulo sobre la formación de rocas metamórficas por procesos endógenos de recristalización.El capítulo sexro trata sobre el tiempo geológico de los materiales minerales y rocas que comforman las estructuras de la corteza terrestre.El septimo capítulo estudia los movimientos geodinamicos que ocurren en la superfície y estan relaciones a los agentes de erosión.El capítulo octavo trata sobre el ciclo hidrológica del agua como sustancia inorganica renovable. El capítulo noveno estudia las aguas subterráneas su origen , movimiento y usos. El capítulo décimo trata sobre la acción geológica del mar y los procesos geológicos exógenos de este. El capítulo decimoprimero estudia la acción geológica del viento y los proceso geológicos de este agente.El capítulo décimo segundo trata sobre la acción geológica de los glaciares como agentes poderosos del modelado de la superfifie de la corteza terrestre.El capítulo décimo tercero estudia la deformación de las estructura de la corteza terrestre sus causas y efectos.El capítulo décimo cuato trata sobre los movimientos sísmicos sus causa y efectos en la litosfera terrestre.El capítulo décimo quinto trata sobre la introdcción al estudio de mecánica de suelos y rocas, como materiales que tienen relación com las obras de ingeniería. Como complento de la parte teórica la aplicación práctica, del curso que consiste en el estudio de las formaciones geológicas, así como la descripción de minerales y las rocas que integran a estas unidades litológicas.

1

GEOLOGIA GENERAL CAPITULO I GENERALIDADES 1.1 INTRODUCCIÓN La geología es la ciencia de la tierra: Especialmente los procesos del interior de la tierra y las transformaciones que afectan a los minerales y las rocas en la superficie de la tierra. La geología no solamente se refiere de la actualidad - es la ciencia de la historia de la tierra; los procesos de su formación, su desarrollo, los cambios, hasta la situación actual. La geología nació por una parte del deseo del ser humano para entender su entorno - su mundo. El otro empuje era la necesidad de mejorar su entorno: La búsqueda de recursos naturales - aquí mineralógicos, geológicos - era mucho más eficiente con un buen conocimiento de los procesos de la tierra. En los últimos años la definición geología se extendió también a los otros cuerpos del sistema solar: La geología forma también parte de la planetología. Los planetas muestran un ambiente diferente a la tierra, pero la pauta general de los procesos interiores y exteriores es la misma o comparable. 1.2 CONCEPTO DE GEOLOGÍA Geología (del griego, GEO, tierra y LOGOS conocimiento, por lo tanto, tratado o conocimiento de la tierra), campo de la ciencia que se interesa por el origen del planeta tierra, su historia, la materia que lo configura y los procesos que actúan, o han actuado sobre él. Es una de las muchas materias relacionadas como ciencias de la tierra, o geociencias, y los geólogos son científicos de la tierra preocupados por las rocas y por los materiales derivados que forman la parte externa de la tierra. Para comprender estos cuerpos, se sirven de conocimientos de otros campos, por ejemplo de la física, química y biología. De esta forma, temas geológicos como la Geoquímica, la Geofísica, la Geocronología (que usa métodos de datación) y la Paleontología, ahora disciplinas importantes por derecho propio, incorporan otras ciencias, y esto permite a los geólogos comprender mejor el funcionamiento de los procesos terrestres a lo largo del tiempo. Aunque cada ciencia de la tierra tiene su enfoque particular, todas suelen superponerse con la geología. De esta forma, el estudio del agua de la tierra en relación con los procesos geológicos requiere conocimientos de Hidrología y de Oceanografía, mientras que la medición de la superficie terrestre utiliza la cartografía (mapas) y la geodesia (topografía). El estudio de los cuerpos extraterrestres, en especial la Luna, de Marte y de Venus, también aporta pistas sobre el origen de la tierra. Estos estudios, limitados en un primer momento a las observaciones telescópicas, recibieron un gran impulso con la exploración del espacio que empezó en la década de los sesenta. Del siglo pasado.

2

La Geología es la ciencia de la tierra que estudia su composición, estructura, su historia pasada, así como los fenómenos que ocurrieron y ocurren en ella. El estudio implica el conocimiento de los eventos que acontecen en el interior y el exterior de la tierra. En primera instancia la Geología comprende dos grandes campos la Geología Física y la Geología Histórica; la primera trata acerca de los materiales que la constituyen, la segunda trata acerca del desarrollo histórico de la tierra. En segunda instancia la Geología se divide en muchas ramas según el tema a tratar y sus aplicaciones en la Geología aplicada. 1.3 SEGÚN LA GEOLOGÍA APLICADA: Geomorfología.- Estudio del desarrollo de la formas terrestres (unidades geomorfológicas de la superficie terrestre). Geoquímica.- Estudio de los elementos (átomos) y su distribución en la corteza de la tierra (ppm). Se aplica en investigaciones geoquímicas. Geofísica.- Aplicación de los principios de Física a la Geología.( en investigaciones sísmicas) Mineralogía.- Estudio de los minerales que se encuentran en la corteza terrestre. (mineral es una sustancia de origen natural y de composición química definida). Paleonteología.- Estudio de los restos e impresiones de la flora y fauna que existieron en el pasado (fósiles de plantas y animales). Geología Estructural.- Estudio de las estructuras de la corteza terrestre (Formaciones geológicas, fallas,plegamientos). Sismología.- Estudio de los movimientos sísmicos y sus efectos.(la sismología aplicada estudia la corteza terrestre). Estratigrafía.- Estudio de las rocas sedimentarias y sus secuencias de deposición. Establece una cronología estratigráfica relativa (principio de la continuidad-principio de la superposición) Petrología.- Estudio de las rocas, su composición, descripción petrográfica, clasificación y su interpretación de su génesis. Geología marina.- Estudios de los océanos y sus cuencas, proceso geológicos y fenómenos ocurridos. Geotectónica.- Estudio de las fuerzas rompientes y deformantes y sus efectos. (desplazamiento de masas) Sedimentología.- Estudio de los sedimentos y su génesis.(sedimentos marinos y continentales) Hidrogeología.- Estudio de la acción geológica de las aguas subterráneas. (estudio de acuíferos) Paleogeografía.- Estudio de las condiciones geográficas existentes en épocas pasadas(reconstrucción de relieves fósiles). Paleoclimatología.- Reconstrucción de climas del pasado. 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. 3

Geología Económica: Exploración de yacimientos metálicos o no-metálicos. Evaluación de la economía de un yacimiento o producto mineralico. Exploración/Prospección: Búsqueda de yacimientos geológicos con valor económico. Por medio de la geofísica, geoquímica, mapeo, fotos aéreas y imágenes satelitales. Geología Ambiental: Búsqueda de sectores contaminados, formas y procesos de contaminación. Especialmente de agua, agua subterránea y suelos. Investigación de la calidad de agua y suelo. Según su aplicación: Geología minera: Estudios de yacimientos minerales (prospección, exploración, preparación y extracción de minerales metálicos y no metálicos, (explotación de los recursos minerales no renovables) Geología del Petróleo.- Estudio de depósitos de hidrocarburos prospección, exploración, preparación y explotación de los recursos energéticos fósiles, petróleo, gas, carbón mineral no renovables. Ing. Civil - Geotecnia.- Estudio de las propiedades físicas-mecánicas de los suelos y rocas en proyectos . (Estudios geotécnicos que se realiza en obras de edificaciones). Ing. Ambiental rama de la geología ambiental que trata del estudio de la prevención de los impactos significativos y conservación del planeta tierra. 1.4 RELACIÓN LA GEOLOGÍA CON OTRAS CIENCIAS La Geología es una ciencia independiente se apoya fundamentalmente en la Astronomía, Química, Física, Biología y está ligada con la Geografía, Antropología, Arqueología y Economía. La Astronomía permite ubicar a nuestro planeta en el espacio estelar y comprender las complejas leyes de la mecánica celeste que lo rigen. La Química se usa para el análisis de los minerales y los constituyentes de las rocas. La física que estudia la materia y el movimiento, nos permite comprender los fenómenos que actúan como agentes sobre los materiales de la corteza terrestre y la respuesta de éstos. La Biología es un gran apoyo en tanto nos permite comprender la forma, constitución y funciones de las plantas y animales antiguos. La Geografía estudia el medio físico y biológico en que se desarrolla el hombre y sus interrelaciones. El estudio del medio físico lo constituyen la Geomorfología; Oceanografía y la Climatología. La ligazón con la Arqueología utiliza técnicas para reconstruir la historia de los antiguos pueblos. La Geología evidentemente es apoyo fundamental de estas ciencias y recíprocamente recibe el aporte de éstas.

4

5

CAPITULO II LA TIERRA COMO PLANETA 2.1

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 :

H

924.000

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. Universo H

O

Ser vivo C

N

C

O

La Tierra H

N

Fe

O

Si

Mg

2.2 EL SISTEMA SOLAR Las Galaxias, llamadas universos islas, son agrupaciones de gran cantidad de estrellas; existen muchas y separadas por considerables distancias. La nuestra la Vía Láctea que está constituida por unos 30,000 millones de estrellas de brillo y tamaño variable. Una de estas estrellas, de poco brillo y tamaño mediano, situada más al borde que al centro de la galaxia, de nuestro sol. Alrededor de él giran nueve planetas uno de ellos la Tierra, con sus satélites, infinidad de asteroides y cometas; integrando todos el llamado Sistema Solar. El origen del Sistema Solar es de interés para los geólogos, aun cuando el problema pertenece 6

a la Cosmogonía, una rama de la Astronomía. Muchas hipótesis se han formulado para explicar el problema entre las que podemos citar. 2.3 TEORIAS SOBRE EL ORIGEN A pesar de sus diferencias, los del Sistema Solar forman probablemente una familia común; parece ser que se originaron al mismo tiempo. Entre los primeros intentos de explicar el origen de este sistema esta la hipótesis nebular del filosofo alemán Immanuel Kant y del astrónomo y matemático francés Pierre Simón de Laplace. De acuerdo con dicha teoría una nube de gas se fragmentó en anillos que se condensaron formando los planetas. Las dudas sobre la estabilidad de dichos anillos han llevado a algunos científicos a considerar algunas hipótesis de catástrofes como la de un encuentro violento entre el sol y otra estrella. Estos encuentros son muy raros, y los gases calientes, desorganizados por las mareas se dispersarían en lugar de condensarse para formar los planetas. Las teorías actuales conectan la formación del Sistema Solar con la formación del Sol, ocurrida hace 4,700 millones de años. La fragmentación y el colapso gravitacional de una nube interestelar de gas y polvo, provocada quizás por las explosiones de una supernova cercana, puede haber conducido a la formación de una nebulosa solar primordial. El sol se habría formado entonces en la región central, más densa. La temperatura es tan alta cerca del Sol que incluso los silicatos, relativamente densos, tienen dificultad para formarse allí, Este fenómeno puede explicar la presencia cercana al Sol de un planeta como mercurio, que tiene una envoltura de silicatos pequeña y un núcleo de hierro denso mayor de lo usual. (Es más fácil para el polvo y vapor de hierro aglutinarse cerca de la región central de una nebulosa solar, que para los silicatos más ligeros). A grandes distancias del centro de la nebulosa solar, los gases se condensan en sólidos como los que se encuentran hoy en la parte externa de Júpiter. La evidencia de una posible explosión de supernova de formación previa aparece en forma de trazas de isótopos anómalos en las pequeñas inclusiones de algunos meteoritos. Esta asociación de la formación de planetas con la formación de estrellas sugiere que miles de millones de otras estrellas de nuestra galaxia también pueden tener planetas. La abundancia de estrellas múltiples y binarias, así como de grandes sistemas de satélites alrededor de Júpiter y Saturno, atestiguan la tendencia de las nubes de gas a desintegrarse fragmentándose en sistemas de cuerpos múltiples. Véase también Exobiología.

7

El sistema solar y las planetas : Nombre

Distancia del Composición sol en Densidad(g/cm3) Diámetro(km) de la millones de (Peso especifico) atmósfera km

El sol

0

1.392.000

1,41

?

Mercurio

58

4.835

5,69

no tiene

Venus

107

12.194

5,16

CO2

Tierra

149

12.756

5,52

N2, O2

Luna

-

3.476

3,34

no tiene

Marte

226

6.760

3,89

CO2, N2, Ar

Jupiter

775

141.600

1,25

H2, He

Saturn

1421

120.800

0,62

H2, He

Uranio

2861

47.100

1,60

H2, He, CH4

Neptuno

4485

44.600

2,21

H2, He, CH4

Plutón

5860

14.000

?4,2

?

2.4 LA TIERRA La Tierra es un esferoide achatado, ligeramente aplanado en los polos y abultado en el Ecuador. Tiene un diámetro polar 12,640 Km y un diámetro ecuatorial de 12,683 Km. Su circunferencia ecuatorial es aproximadamente 39, 840 Km. El área de su superficie es aproximadamente 840’000,000 de Km2. De la cual aproximadamente el 70% está cubierta por océanos. Su volumen es aproximadamente 1,024 billones de Km 3 y su masa es de 6, 500 trillones de toneladas. La tierra consta de varias envolturas externas que son. La atmósfera.- Es la capa gaseosa que envuelve a la tierra y esta constituida por nitrógeno y oxigeno, les acompañan otros gases como el anhídrido carbónico, vapor de agua, argon, etc. La atmósfera.-Por la mayoría de los estudiosos, la mitad de la masa total de la atmósfera está concentrada en una capa de cinco y medio Km de altura. La región en que producen las tempestades tiene un espesor que varía entre ocho y dieciséis Km. y es llamada Tropósfera. Sobre esta región se halla la Estratósfera en la cual se producen con intensidad tempestades y vientos, su limite exterior se encuentra a unos cincuenta y cinco Kms. de la superficie terrestre. Encima de ésta se halla otra región que se extiende por varios cientos de Kms. Constituida por gases sumamente enrarecidos, llamada Ionosfera. La atmósfera terrestre está constituida principalmente por nitrógeno (78%) y oxígeno (21%). El 1% restante lo forman el argón (0,9%), el dióxido de carbono (0,03%), distintas proporciones de vapor de agua, y trazas de hidrógeno, ozono, metano, monóxido de carbono, helio, neón, kriptón y xenón

8

La Hidrósfera.- Es la capa de agua que cubre la mayor parte de la tierra. Esta constituida por los océanos, mares, lagos y ríos; aunque también la constituyen las aguas subterráneas. La hidrosfera cubre aproximadamente el 70% de la superficie terrestre con una profundidad promedio de 3.8 Km. La Biosfera.- Es la envoltura de la tierra en la cual se desarrolla la vida. Está compuesta por todas las plantas, desde las más elementales hasta las más complejas, y por los animales, desde los microscópicos seres hasta el hombre, ultimo escalón en la evolución de la vida. La litosfera.- Es la envoltura sólida externa de la tierra. Está formada de rocas que constituyen las masas continentales y el fondo de las cuencas oceánicas y que pueden ser de tres tipos: ígneas, sedimentarias y metamórficas.

Estructura Interna de la Tierra.- Varias pruebas indican que el interior de la tierra es variable, que consiste en zonas concéntricas que difieren en su composición, densidad, elasticidad y talvez estado físico. El comportamiento de las ondas sísmicas demuestra claramente que la tierra está zonada. Según viajen de una zona a otra, las sondas sísmicas cambian de velocidad en los límites de las zonas algunas, como las S son reflejadas completamente; estos limites son llamadas “Discontinuidades”. Si dividimos la masas de la tierra entre su volumen, obtendremos la densidad: 5.515; ya que las rocas de la superficie tienen gravedades especificas entre 2.5 y 3. 0 , es evidente que las rocas ifrayacentes tienen densidades mayores.

9

2.5 MOVIMIENTO Al igual que todo el Sistema Solar, la Tierra se mueve por el espacio a razón de unos 20,1 km/s o 72,360 Km/ h hacia la constelación de Hércules. Sin embargo, la galaxia Vía Láctea como un todo, se mueve hacia la constelación Leo a unos 600 Km/s. La Tierra y su satélite, la Luna, también giran juntas en una orbita elíptica alrededor del Sol. La excentricidad de la órbita es pequeña, tanto que la orbita es prácticamente un círculo. La circunferencia aproximada de la orbita de la Tierra es de 938.900.000 Km. y nuestro planeta viaja a lo largo de ella a una velocidad de unos 106.000 km/h. La Tierra gira sobre su eje una vez cada 23 horas, 56 minutos y 41 segundos. Por lo tanto, un punto del Ecuador gira a razón de un poco más de 1,600 Km/h y un punto de la tierra a 45° de latitud N, gira a unos 1.073 Km/h. Además de estos movimientos primarios, hay otros componentes en el movimiento total de la Tierra como la presencia de los equinoccios (véase Eclíptica) y la mutación (una variación periódica en la inclinación del eje de la Tierra provocada por la atracción gravitacional del Sol y de la Luna).

10

Composición Se puede considerar que la Tierra se divide en cinco partes: la primera, la atmósfera, es gaseosa; la segunda, la hidrosfera, es liquida; la tercera, cuarta, y quinta, la litosfera, el manto y el núcleo son sólidos. La atmósfera es la cubierta gaseosa que rodea el cuerpo sólido del planeta. Aunque tiene un grosor de mas de 1.100 Km. aproximadamente la mitad de su masa se concentra en los 5,6 Km. más bajos. La litosfera compuesta sobre todo por la fría, rígida y rocosa corteza terrestre, se extiende a profundidades de 100 Km. La hidrosfera es la capa de agua que, en forma de océanos, cubre el 70,8% de la superficie de la Tierra. El manto y el núcleo son el pesado interior de la Tierra y constituyen la mayor parte de su masa. La hidrosfera se compone principalmente de océanos, pero en sentido estricto comprende todas las superficies acuáticas del mundo, como mares interiores, lagos, ríos y aguas subterráneas. La profundidad media de los océanos es de 3.794 m, más de cinco veces la altura media de los continentes. La masa de los océanos es de 1.350.000.000.000.000.000 (1,35 x 1018) toneladas, o el ¼.400 de la masa total de la tierra. Las rocas de la litosfera tienen una densidad media de 2.7 veces la del agua y se componen casi por completo de 11 elementos, que juntos forman el 99,5% de su masa. El más abundante es del oxigeno (46,60% del total), seguido por el silicio (27,72%), aluminio (8,13%), hierro (5,0%), calcio (3,63%), sodio (2,83%) potasio (2,59%) magnesio (2,09%) y titanio, hidrógeno y fósforo (totalizando menos del 1%. Además, aparecen otros 11 elementos en cantidades del 0.1 al 0,02%. Estos elementos, por orden de abundancia, son: carbón, azufre, bario, cloro, cromo, fluor, circonio, níquel, estroncio y vanadio. Los elementos están presentes en la litosfera casi por completo en forma de compuestos más que en su estado libre.

11

La litosfera comprende dos capas (la corteza y el manto superior) que se dividen en una doce placas tectónicas rígidas (véase tectónica de placas). La corteza misma se divide en dos partes. La corteza sialica o superior, de la que forman parte los continentes, esta constituida por rocas cuya composición química media es similar a la del granito y cuya densidad relativa es de 2,7. La corteza simatica o inferior, que forma la base de las cuencas oceánicas, está compuesta por rocas ígneas más oscuras y más pesadas como el gabro y el basalto, con una densidad relativa media aproximada de 3. La litosfera también incluye el manto superior. Las rocas a estas profundidades tienen una densidad de 3,3. El manto superior esta separado de la corteza por una discontinuidad sísmica, la discontinuidad de Mohorovicic, y del manto inferior por una zona débil conocida como astenosfera. Las rocas plásticas y parcialmente fundidas de la astenosfera, de 1000 Km. de grosor, permiten a los continentes trasladarse por la superficie terrestre y a los océanos abrirse y cerrarse. El denso y pesado interior de la Tierra se divide en una capa gruesa, el manto, que rodea un núcleo esférico más profundo. El manto se extiende desde la base de la corteza hasta una profundidad de unos 2,900Km. Excepto en la zona conocida como astenosfera, es sólido y su densidad, que aumenta con la profundidad, oscila de 3,3 a 6. El manto superior se compone de hierro y silicatos de magnesio como el olivino y la parte inferior de una mezcla de óxidos de magnesio, hierro, y silicio. La investigación sismológica ha demostrado que el núcleo tiene una capa exterior de unos 2.225 Km. de grosor con una densidad relativa media de 10. Esta capa es probablemente rígida y los estudios demuestran que su superficie exterior tiene depresiones y picos, y estos últimos se forman donde surge la materia caliente. Por el contrario, el núcleo interior, cuyo radio es de un 1.275 Km, es sólido. Se cree que ambas capas del núcleo se componen en gran parte de hierro con un pequeño porcentaje de níquel y de otros elementos. Las temperaturas del núcleo interior pueden llegar a los 6.650° C y se considera que su densidad media es de 13. Fluido térmico interno El núcleo interno irradia continuamente un calor intenso hacia fuera, a través de las diversas capas concéntricas que forman la porción sólida del planeta. Se cree que la fuente de este calor es la energía liberada por la desintegración del uranio y otros elementos radiactivos. Las corrientes de conveccion dentro del manto trasladan la mayor parte de su energía térmica desde la profundidad de la Tierra a la superficie y son la fuerza conductora de la deriva de los continentes. El flujo de conveccion proporciona las rocas calientes y fundidas al sistema mundial de cadenas montañosas oceánicas (véase Océanos y Oceanografía) y suministra la lava que sale de los volcanes. 2.6 EDAD Y ORIGEN DE LA TIERRA La datación radio métrica ha permitido a los científicos calcular la edad de la Tierra en 4.650 millones de años. Aunque las piedras más antiguas de la Tierra datadas de esta forma, no tienen mas de 4, 000 millones de años, los meteoritos, que se corresponden geológicamente con el núcleo de la Tierra, dan fechas de unos 4,500 millones de años, y la cristalización del núcleo y de los cuerpos precursores de los meteoritos, se cree que han 12

ocurrido al mismo tiempo, unos 150 millones de años después de formarse la tierra y el Sistema Solar (véase Sistema Solar: Teorías sobre el origen) Después de condensarse a partir del polvo cósmico y del gas mediante la atracción gravitacional, la Tierra habría sido casi homogénea y relativamente fría. Pero la continuada contracción de estos materiales hizo que se calentara, calentamiento al que contribuyó la radiactividad de algunos de los elementos más pesados. En la etapa siguiente de su formación, cuando la Tierra se hizo mas caliente, comenzó a fundirse bajo la influencia de la gravedad. Esto produjo la diferenciación entre la corteza, el manto y el núcleo, con los silicatos más ligeros moviéndose hacia arriba para formar la corteza y el manto y los elementos mas pesados, sobre todo el hierro y el níquel, sumergiéndose hacia el centro de la tierra para formar el núcleo. Al mismo tiempo, la erupción volcánica, provocó la salida de vapores y gases volátiles y ligeros de manto y corteza. Algunos eran atrapados por la gravedad de la Tierra y formaron la atmósfera primitiva, mientras que el vapor de agua condensado forma los primeros océanos del mundo. 2.7 MAGNETISMO TERRESTRE El fenómeno del magnetismo terrestre es el resultado del hecho de que toda la tierra se comporta como un enorme imán. El físico y filósofo natural inglés William Gilbert fue el primero que señalo esta similitud en 1600, aunque los efectos del magnetismo terrestre se habían utilizado mucho antes en las brújulas primitivas. Polos magnéticos Los polos magnéticos de la Tierra no coinciden con los polos geográficos de su eje. El polo norte magnético se sitúa hoy cerca de la costa oeste de la isla Bathurst en los Territorios del Noroeste en Canadá, casi a 1,290 Km. al noroeste de la bahía de Hudson. El polo sur magnético se sitúa hoy en el extremo del continente antártico en Tierra Adelia, a unos 1,930 Km. al noreste de Little América (Pequeña América). Las posiciones de los polos magnéticos no son constantes y muestran notables cambios de año en año. Las variaciones en el campo magnético de la tierra incluyen una variación secular, el cambio en la dirección del campo provocado por el desplazamiento de los polos. Esta es una variación periódica que se repite después de 960 años. También existe una variación anual más pequeña, al igual que se da una variación diurna, o diaria que solo es detectable con instrumentos especiales. Teoría de la dinamo Las mediciones de la variación muestran que todo el campo magnético tiene tendencia a trasladarse hacia el oeste a razón de 19 a 24 Km. por año. El magnetismo de la tierra es el resultado de una dinámica más que una condición pasiva, que seria el caso si el núcleo de hierro de la tierra estuviera compuesto por materia sólida magnetizada. El hierro no retiene un magnetismo permanente a temperaturas por encima de los 540° C, y la temperatura en el centro de la tierra puede ascender a los 6,650° C. La teoría de la dinamo sugiere que el núcleo de hierro es liquido (excepto en el mismo centro de la tierra, donde la presión solidifica el núcleo), y que las corrientes de conveccion dentro del núcleo liquido se comportan como las láminas individuales en una dinamo, creando de este modo un gigantesco campo magnético. El núcleo sólido interno gira más despacio que el núcleo 13

exterior, explicándose así el traslado secular hacia el Oeste. La superficie irregular del núcleo exterior puede ayudar a explicar algunos de los cambios más irregulares en el campo. Intensidad del campo El estudio de la intensidad del campo magnético de la tierra es valioso desde el punto de vista de la ciencia pura y de la ingeniería y también para la prospección geológica de minerales y de fuentes de energía. Las mediciones de intensidad se hacen con instrumentos llamados magnetómetros, que determinan la intensidad total del campo y las intensidades en dirección horizontal y vertical. La intensidad del campo magnético de la tierra varía en diferentes puntos de su superficie. En las zonas templadas asciende a unos 48 amperios / metro, de los cuales un tercio se da en dirección horizontal. Paloemagnetismo Estudios de antiguas rocas volcánicas muestran que al enfriarse se congelaban con sus minerales orientados en el campo magnético existente en aquel tiempo. Mediciones mundiales de estos depósitos minerales muestran que a través del tiempo geológico la orientación del campo magnético se ha desplazado con respecto a los continentes. Aunque se cree que el eje sobre el que gira la tierra ha sido siempre el mismo. Por ejemplo, el polo norte magnético hace 500 millones de años estaba al sur de Hawai y durante los siguientes 300 millones de años el Ecuador magnético atravesaba los Estados Unidos. Para explicar esto, los geólogos creen que diferentes partes de la corteza exterior de la Tierra se han desplazado poco a poco en distintas direcciones. Si esto fuera así, los cinturones climáticos habrían seguido siendo los mismos, pero los continentes se habrían desplazado lentamente por diferentes paleo latitudes. Modificaciones Magnéticas Recientes estudios de magnetismo remanente (residual) en rocas y de las anomalías magnéticas de la cuenca de los océanos han demostrado que el campo magnético de la tierra ha invertido su polaridad por lo menos 170 veces en los pasados 100 millones de años. El conocimiento de estas modificaciones, detalles a partir de los isótopos radiactivos de las rocas, ha tenido gran influencia en las teorías de la deriva continental y la extensión de las cuencas oceánicas.

14

2.8 ELECTRICIDAD TERRESTRE Se conocen tres sistemas eléctricos generados en la tierra y en la atmósfera por procesos geofísicos naturales. Uno de ellos esta en la atmósfera y otro esta dentro de la tierra, fluyendo paralelo a la superficie. El tercero, que traslada carga eléctrica entre la atmósfera y la tierra, fluye en vertical, véase electricidad. La electricidad atmosférica, excepto aquella que se asocia con cargas dentro de una nube y ocasiona el relámpago, es el resultado de la ionización de la atmósfera por la radiación solar y a partir del movimiento de nubes de iones conducidas por mareas atmosféricas. Las mareas atmosféricas se producen por la atracción gravitacional del Sol y la Luna sobre la atmósfera de la tierra (véase Gravitación) y, al igual que las mareas oceánicas, suben y bajan a diario. La ionización, y, por consiguiente, la conductividad eléctrica de la atmósfera cercana a la superficie de la tierra es baja pero crece con rapidez al aumentar la altura. Entre los 40 y el 400 Km por encima de la tierra, la ionosfera constituye una capa esférica casi perfectamente conductora. La capa refleja las señales de radio de ciertas longitudes de onda, ya se originen en la tierra o lleguen a la tierra desde del espacio. La ionización de la atmósfera varia mucho, no solo con la altura sino también con la hora del día y la latitud. Corrientes de la tierra

15

Las corrientes de la tierra constituyen un sistema mundial de ocho circuitos cerrados de corriente eléctrica distribuidos de una forma bastante uniforme a ambos lados del ecuador, además de una serie de circuitos más pequeños cerca de los polos. Aunque se ha argumentado que este sistema está ocasionado por los cambios en la electricidad atmosférica (y esto puede ser cierto para variaciones de periodo corto), es probable que los orígenes del sistema sean más complejos. El núcleo de la tierra, que está compuesto por hierro fundido y níquel, puede conducir electricidad y es comparable con el armazón de un generador eléctrico gigantesco. Se considera que las corrientes de conveccion mueven el metal fundido en circuitos relacionados con el campo magnético de la tierra y se ven reflejados en el sistema de las corrientes de la tierra que producen. La carga de la superficie de la tierra La superficie de la tierra tiene una carga eléctrica negativa. Aunque la conductividad del aire cerca de la tierra es pequeña, el aire no es un aislante perfecto y la carga negativa se consumiría con rapidez si no se repusiera de alguna forma. Cuando se han realizado mediciones con buen tiempo, se ha observado que un flujo de electricidad positiva se mueve hacia abajo desde la atmósfera hacia la tierra. La causa es la carga negativa de la tierra, que atrae iones positivos de la atmósfera. Aunque se ha sugerido que este flujo descendente puede ser contrarrestado por flujos positivos ascendentes en las regiones polares, la hipótesis preferida hoy es la que la carga negativa se traslada a la tierra durante las tormentas y que el flujo descendente de corriente positiva durante el buen tiempo se contrarresta con un flujo de regreso de la corriente positiva desde zonas de la tierra que experimentan tiempo tormentoso. Se ha comprobado que la carga negativa se traslada a la tierra desde nubes de tormenta y la relación en la que las tormentas desarrollan energía eléctrica es suficiente para reponer la carga de la superficie. Además, la frecuencia de tormentas parece ser mayor durante el día, cuando la carga negativa aumenta con mayor rapidez. 2.9 CORTEZA TERRESTRE Continentes.- Son bloques pétreos constituidos por rocas ácidas siendo el granito el de mayor proporción (capa granítica SIAL). Su espesor de 10-15 Kms, su relieve variado presenta elevaciones y depresiones (Everst 8,900 msnm.) en la zona inferior las ondas viajan a mayor velocidad (substrato basáltico SIMA). Cuencas Oceánicas.- Está constituidas por basaltos el granito está ausente, presentan relieve variado, mesetas cordilleras, picos, cañones, etc. 2.10 ISOSTASIA.- Proviene del griego Isos: Igual, Stasis: Estabilidad puede definirse como el equilibrio gravitatorio ideal. Existe un nivel de equilibrio llamado nivel de compensación, en la cual los cuerpos de roca pesan igual. Vale decir a sección de igual área corresponde una determinada longitud de columna; esto es las columnas ligeras serán más largas y las más pesadas más cortas. Ecología, estudio de la relación entre los organismos y su medio ambiente físico y biológico. El medio ambiente físico incluye la luz y el calor o radiación solar, la humedad, el viento, el oxígeno, el dióxido de carbono y los nutrientes del suelo, el agua y la 16

atmósfera. El medio ambiente biológico está formado por los organismos vivos, principalmente plantas y animales. CAPITULO III MAGMATISMO 3.1 CONCEPTO DE MAGMATISMO.- Conjuntos de procesos complejos relacionados a la energía interna terrestre y que se manifiesta por medio de vulcanismo o magmatismo y pueden tener dimensiones regionales o continentales. Concepto de magma.- Es la materia de las rocas al estado de fusión, es la solución madre de las rocas ígneas, compuestos de silicatos complejos, vapor de agua, gases, cristales en suspensión de formación primaria o minerales de alta temperatura a medida que la gradiente lo permite. La temperatura del magma puede oscilar entre 500° a 1400° C, las diferentes fusiones de rocas dan origen a un magma de solución homogénea de composición química heterogénea, que por diferenciación magmática y solidificación dan origen a los diferentes tipos de rocas ígneas o rocas eruptivas. Generación del Magma y Calor Terrestre.- La fuente del calor suficiente para fundir las rocas es un tema de mucha discusión (presión suprayacente), presión litostática impide la fusión. El grado geotérmico se calcula aproximadamente que aumenta 3° cada 100m. De profundidad. Teorías explican las fuentes generadoras del calor y dan lugar a la generación del magma, siendo las siguientes: Teoría del calor residual supone que el planeta en sus orígenes fue una bola de fuego o una esfera sólida caliente, debe conservar algo de ese calor, se considera que las rocas son malas conductoras del calor. Teoría de la compactación y contracción.- sostiene que la compactación y concentración de la tierra por enfriamiento, habría aumentado la presión interna lo que haría posible mantener o aumentar el calor de la misma. Teoría de la radiactividad.- Se considera que existen ciertos elementos inestables que se desintegran liberando gran cantidad de energía calorífica como tal la concentración del calor y la fusión de otros elementos para formar nuevos compuestos inestables. Teoría de Tectónica de Placas, la litosfera esta fragmentada en doce placas que se mueven y generan energía. Zonas de Consolidación del magma.- El magma tiende a elevarse por la corteza terrestre desde receptáculos profundos llamados “cámaras magmáticas” cuando llegan a profundidades someras donde pueden existir fracturas den las rocas suprayacientes, el magma se mueve con mayor facilidad. Irrumpe como lava cuando llega a la superficie, pero también puede enfriarse y consolidarse a cualquier profundidad. De esta manera se tiene magma consolidado, en profundidad somera forman las rocas hipabisales y magmas que alcanzan y consolidan en la superficie o muy cerca de ella constituyen las rocas volcánicas. 3.2 MAGMATISMO EXTRUSIVO.- Es un proceso por el cual el magma es expulsado hacia la superficie terrestre por medio de chiminea volcánica, fracturas, en forma de lava, material piroclástico y material proyectado.

17

Volcán.- son acumulaciones de material volcánico alrededor de una estructura central y que toma la forma de un cono (montaña o elevación) se distingue: cráter, chiminea volcánica, cono, cuello, cámara magmática.

Erupciones volcánicas.- Aun cuando la actividad volcánica es continua desde el inicio hasta la extinción, sus efectos aparecen intermitentes, en un momento explosivo. Fumarolico, tranquilo y hasta tornarse tranquilo cíclico. En la primera etapa terremotos, fracturamiento, aguas calientes, desagüe de lagos, diques y final lluvias torrenciales. Clasificación de erupciones volcánicas.1.-Hawaiano de régimen tranquilo composición del magma básico, temperatura 1200° C, Mauma Loa 2.- Estromboliano de régimen explosivo, composición de magma básico, temperatura 1000° C. Estromboli. 3.- Etna Vesubio explosiones violentas, gases piroclastos, composición intermedio, acida viscosa y escasa movilidad, Etna-Vesubio, Krakatoa. 4.- Pleano grandes explosiones abundante material piroclastos, composición viscosa ácida nubes arcientes, Monte pele. 5.- Pliniano explosiones violentas expulsión de gases a gran altura, sabancaya. Materiales proyectados Las erupciones volcánicas pueden proyectar material sólido, líquido y gaseosos. Material sólido: bloques y brechas mayor de 32 mmd La pilli 32-4 mmd Cenizas 4-1/400 mmd Polvo < 1/400 mmd. Por consolidación de estos materiales volcánicos forma rocas como: brechas, aglomerados, tufos, tobas, cenizas volcánicas. Material líquido (lava) Lava ácida, lava básica, lava intermedia, Material gaseoso 18

Vapor de agua, (60-90%), CO2, N, HS, H, CO, S y compuestos de F Y B. Corriente de Lava.- Las coladas de lava que fluyen a manera de corrientes de río se llaman corrientes de lava, dependiendo de su viscosidad pendiente, erupciones de fisura (volcán pueden ocurrir en la superficie de los continentes o fondo marino. Se clasifican las corrientes de lava por la estructura que presentan así: lavas en bloque (ahah), lavas cordadas o pahohoe. Calderas.- Son aberturas circulares o ligeramente elíptica, son engendradas sea por las explosiones violentas por colapsos (hundimientos) de un cono volcánico, varían entre 10 Km. de diámetro. Cinturones volcánicos.- Gran parte del vulcanismo ocurre en las cuencas oceánicas en la actualidad la posición de los volcanes ocupan los bordes de los continentes y archipiélagos adyacentes esta agrupación toma el nombre “cinturones” estos tienen los alineamientos.

Circulo del fuego del pacifico que se inicia en la antartida, América del sur, Alaska, costa siberianas, japonesa, Nueva Zelandia. Alpino Himalaya, parte del sur de Europa pasa por el mediterráneo, sur de Asia y llega a las Indias Orientales. Atlántico, se extiende desde el ártico hasta las islas del Cabo Verde en África. Palestina Madagascar. Fumarolas Sulfataras.- Se denominan fumarolas a las oqueadas en superficie terrestre por la cual hay escape de vapor de agua y otros gases, generalmente en terrenos volcánicos y decadencia volcánica. Se conoce como sulfataras a aquellas que son formadas por expulsión de material gaseoso y sólidos finos como: HS +02 H20 +S

19

3.3 MAGMATISMO INTRUSIVO Las rocas ígneas que ocurren en forma de plutones se han formado por enfriamiento de la materia magmática lento debajo o cerca de la superficie terrestre, se pueden considerar dos tipos de estructuras concordantes y discordantes. Estructuras discordantes: Batolito.- Son afloramientos de rocas intrusivas o plutónicas de extensiones considerables mayor de 100 km2 por ejemplos batolito de la costa (12000 x 70 Km.) batolito de la cordillera blanca (300 x 20 Km.) Stocks.- Son afloramientos de rocas intrusivas con extensiones menores de 100 Km2. Diques.- Son cuerpos de rocas filonianas-tabulares de espesor que va desde el orden de los centímetros hasta metros, están conectados a una cámara magmática y puede adoptar diferentes formas de estructuras así se tiene diques paralelos, enrejado, anular, radial, cónico. Cuellos volcánicos.- Representan las chimineas volcánicas que hacen exposición en superficie.

20

Estructuras Concordantes: Sill o dique capa son estructuras ígneas de composición intermedia-ácida que se presentan paralelamente a las estructuras estratificadas de rocas sedimentarias Lacolito.- Son estructuras ígneas de composición intermedia- ácida que adoptan la forma de un hongo es decir en la parte central más potente y en los extremos se adelgaza. Lopolito.- Son estructuras plutónicas de composición intermedia-ácida, se asocian a una cuenca estructura, generalmente son de grandes dimensiones. Facolitos.- Son intrusivos concordantes de forma de media luna que se emplazan en las crestas de los pliegues anticlinares y senos de los sinclinales. Diferenciación magmática.- El magma primario homogéneo puede clasificarse en fracciones por diferentes procesos como son: migración de moléculas por del descenso de temperaturas. Transferencia gaseosa por la gradiente térmica hay escape de gases y vapores; cristalización fraccionada es decir la aparición de las fases cristalinas y formación de los primeros minerales hasta consumir la ultima gota de materia liquida, se tiene dos series de cristalización: serie discontinua y serie continua, la primera tiene el orden siguiente: olivino, piroxeno, anfíboles, biotita, la segunda anortita, bitowmita, labradorita, andesina, oligoclasa, albita, ortosa moscuvita cuarzo. 3.4 ROCAS IGNEAS REPRESENTANTES Rocas intrusivas: granito, cuarzo, monzonita, granodiorita, tonalita, sienita, monzonita, diorita, gabro, sienita feldespatoidea y peridotia. Rocas volcánicas: riolita, riodacita, cuarzolatita, dacita, traquita, andesita, latita, basalto, fonolita y material piroclástico.

21

CAPITULO IV INTEMPERISMO Y SUELOS Las alteraciones que ha sufrido la tierra a través de su historia fueron producidas por los mismos factores que operan en la actualidad, estos pueden ser externos e internos, los primeros como los que actúan mediante procesos mecánicos y químicos son: el viento, las corrientes de agua superficial y subterráneas, las olas, los glaciales, el agua intersticial, el calor solar, etc. Los internos son el tectonismo, magmatismo, vulcanismo. Estos agentes geológicos externos se han repetido y seguirán repitiéndose en un numero indefinido de veces en orden: gliptogenesis, litogenesis, orogenesis. Gliptogenesis.- Las rocas son erosionadas por los agentes geológicos que actúan mediante procesos mecánicos y químicos. Consta de dos fases: intemperismo y transporte. Litogenesis.- Consta de dos fases: depositacion, consolidación y diagénesis. Orogénesis.- El peso de los sedimentos actuando conjuntamente con otros factores en estructuras llamadas geosinclinales producen plegamientos y diastrofismo en la corteza terrestre y la presión eleva temperatura y se especula que genera intenso magmatismo. 4.1 INTEMPERISMO Es una serie de procesos que ocasionan cambios físicos y químicos en las rocas y sus minerales constituyentes, dando como resultado una desintegración y/o descomposición de las rocas pre-existentes. Es importante diferenciar el intemperismo y erosión que es un fenómeno que destruye las rocas por medio de agentes que al mismo tiempo transportan el material, en tanto que intemperismo destruye las rocas con escaso o ningún transporte de material. Tipos de intemperismo a) Intemperismo Físico.- Conocido como desintegración porque actúa reduciendo la roca o fragmentos cada vez más pequeños sin cambio en la composición química. En el intemperismo físico intervienen como factores determinantes: Los cambios de temperatura, la acción de las heladas, la acción de las sales que cristalizan y la actividad orgánica. Cambios de temperatura.- Los cambios de temperatura entre el día y la noche dilatan y contraen el material rocoso originando esfuerzos de diferente coeficientes que dará lugar a grietas que terminan por fragmentar las rocas. Acción de las heladas .- El agua que se infiltra por las grietas y porosidades de las rocas, al cambiar de estado (congelarse) aumentan de volumen creando esfuerzospresiones de cientos kilogramos por centímetro cuadrado fragmentando las rocas. Sales que cristalizan.- El agua cargada de sales disueltas se infiltra por grietas de las rocas, que fluyen por la superficie por un aumento de temperatura se evapora dejando las sales que al cristalizar aumenta de volumen generando presión en las paredes de las grietas y finalmente fragmentando las rocas. Actividad orgánica.- Las plantas, animales incluyendo al hombre intervienen en la desintegración de las rocas. Los procesos del intemperismo mecánico:

22

Descarga mecánica, carga mecánica, carga térmica, humedad y aridez, cristalización, carga neumática. b) Intemperismo químico.- Llamado descomposición producen una modificación completa en las propiedades físicas y químicas de las rocas, hay aumento de volumen por el cambio de densidad de los nuevos componentes y su mayor porosidad. Los procesos químicos que intervienen en el fenómeno de la descomposición son: hidratación, oxidación, carbonatacion y disolución. Hidratación.- consiste en la adición de agua a las rocas que producen óxidos y silicatos hidratados de los minerales constituyentes. Oxidación.- Es la combinación del oxigeno con otros elementos, es ayudado por la presencia del agua, vapor de agua en la atmósfera, produciendo cambios en la coloración de las rocas. Carbonatación.- el bióxido de carbono al entrar en o con el agua produce ácido carbónico, que es más efectivo que el agua para atacar a los feldespatos calco sódicos y de potasico. Disolución.- es la descomposición de una sustancia por acción del agua y puede disolver con facilidad a las sales cuyas moléculas están compuestas por iones; esta facilidad esta en función de su PH. Algunos procesos que a menudo ocurren en el intemperismo: Solución, oxidación, reducción, hidratación, hidrólisis, lixiviación, cambio de cationes. Estabilidad de los minerales frente al intemperismo químico. Olivino plagioclasa calcica Hiperstena plagioclasa calco- alcalina Augita plagioclasa alcalina-calcica Horblenda plagioclasa alcalina Biotita Feldespato potásico Muscovita Cuarzo 4.2

PROCESOS DE METEORIZACIÓN La meteorización es el proceso por el cual las estructuras sólidas cambian de estructura por acción de procesos físicos y químicos. Por ejemplo, la metamorfosis de las rocas en suelo 1) Meteorización física 2) Meteorización química Disolución Oxidación Hidrólisis Hidrólisis ácida 3) Mecanismo de meteorización de los silicatos 23

Está caracterizada por la disolución de silicatos simples de los suelos, produciendo soluciones alcalinas y neutralizando el ácido contaminante. Mg2SiO4(s) + 4H+HCO3-  2Mg2+(aq) + 4 HCO3- + H4SiO4 (aq) Forsterita También produce disgregación al nivel de la superficie de la red tridimensional de las cadenas de silicatos complejos simples y dobles. Primero se produce una neutralización de la carga negativa y un desplazamiento de los cationes Na + por H+, formando un retículo cubierto de protones, ello conduce a la protonación completa del tetraedro de ese extremo que lo conduce a la disolución por hidrólisis de un mol de H4SiO4 Una forma resumida de escribir la meteorización anterior es : O O O O-H + Silicato Si Na (s) + 2H+  Silicato Si ....O O O O-H O Silicato .... O

O - H+ Si - + O H

+ Na+

+ 2H2O  Silicato deficiente cationes(s) + H4SiO4 + 2OH-

Esta meteorización es directamente proporcional con la temperatura, siendo más rápida en el trópico (50% más rápida que en zona templada), aumenta también con el flujo de agua. Cuando mayor es el flujo de agua entonces mayor es la meteorización, es el caso de la meteorización de rocas de feldespato en arcillas de caolinita. 2NaAlSi3O8(s) + 9H2O(l) + 2H2CO3

Al2Si2O5(OH)4(s) + 2Na+(aq) + 2HCO3-(aq) + 4H4SiO4 (aq)

(aq)

La energía libre para este proceso es positiva, ello quiere decir que la reacción está muy desplazada a la izquierda, pero el flujo de agua, puede limpiar los componentes de la derecha , cuando el ataque de realiza solo con agua la reacción se desplaza hacia la derecha, hasta la formación de HCO3- y Na+ los cuales hacen reversible la reacción, es así que de manera natural se controla la reacción. Ello explica porque en las zonas húmedas hay una casi completa eliminación de silicatos y acumulación de arcillas (silicatos aluminatos) o de óxidos de Fe y Al y en las zonas áridas una acumulación de sales solubles Cloruros y sulfatos y rocas de silicatos. La meteorización de las rocas conduce a los suelos

24

4.3 INTEMPERISMO DE ROCAS REPRESENTADAS Rocas Ígneas Familia de los granitos.- Son fuertemente atacados por el agua y atmósferas, que son favorecidos por las fisuras y diaclasas. Entre los minerales finales productos de la alteración tenemos: Mineral original Plagioclasa Ortosa Biotita Cuarzo Rocas básicas Olivinos Feldespatos Piroxenos sílice coloidal

feldespatos claco sódicos feldespato de potasio mica negra grano de cuarzo

alteración sericita caolín clorita arena de cuarzo

silicatos Mg., Fe feldespatos calsosodicos augita

limonita indinsita sericita óxidos, compuestos de calcio,

Rocas Sedimentarias Areniscas.- Se intemperizan mecánicamente para formar arena de grano fino y en caso de contener feldespatos se originan arenas arcillosas. Lutitas.- Principalmente por acción del intemperismo se disgregan produciendo material suelto (arcillas). Calizas.- El agua cargada de bióxido de carbono, que en parte forma ácido carbónico, las ataca fuertemente originando bicarbonato de calcio que es muy soluble e inestable. La erosión típica de las calizas es la llamada areolar-hoquedades, así como el carstacanaladuras. Rocas Metamórficas Cuarcitas.- Generalmente por acción mecánica del intemperismo se originan cantos, gravas y arenas, por ser el cuarzo muy resistente al intemperismo. Mármol.- Al igual que las calizas son atacadas por el agua cargada de ácido carbónico.

25

4.4 INTEMPERISMO DIFERENCIAL Y ESFEROIDAL Intemperismo diferencial.- Se conoce así al proceso mediante el cual porciones diferentes de una misma masa rocosa son materializadas-intemperizadas, con diferentes velocidades que depende de: las variaciones en la composición de la misma roca y las variaciones en la intensidad del intemperismo de una porción a otra de la roca. Intemperismo Esferoidal.- es la separación de capas concéntricas en una roca atacada por el intemperismo químico. Estas se producen debido a que los minerales constituyentes, alterados, aumentan de volumen ejerciendo por consiguiente fuertes presiones que desprenden las referidas capas. Las rocas ígneas presentan este tipo de intemperismo.

4.5 SUELO El suelo se puede definir como el almacén constituido por rocas disgregadas y descompuestas en que se depositan las sustancias, cambia lentamente con el transcurso del tiempo como respuesta a los factores que sobre él actúan: clima, vegetación, etc. Él termino suelo en la extensión lo usamos comúnmente para denominar a la zona superior. suelo de la superficie y a la que infrayace de inmediato, subsuelo. Todo el conjunto suelo y subsuelo es llamado Solum y el basamento es llamado Substratum. Convencionalmente el Solum se divide en tres capas u horizontes, que constituyen el perfil: Horizonte A.- Suelo de la cima, zona de lixiviación deslavado. Horizonte B.- Zona de acumulación del material lixiviado. Horizonte C.- Roca madre alterada en forma gradacional. Esta secuencia no siempre existe. Los suelos transportados aloctonos no presentan horizontes bien definidos ni completos mientras que los suelos residuales formados en situ si.

26

El espesor de los horizontes puede variar de unos cuantos centímetros hasta cientos de metros; ello depende de las características e intensidad de los factores que han intervenido en su formación. 4.6 FORMACIÓN DE SUELOS Han sido reconocidos tres procesos formadores de suelos, dos ajustados a zonas templadas y una a los trópicos. La Podzolizacion.- Es el proceso en los climas templados y húmedos con una cubierta de bosques. Este proceso concentra el fierro o sus compuestos, y el aluminio en el horizonte B. El calcio, el sodio y el magnesio son deslavadas completamente y la sílice puede ser separada en forma coloidal. Los minerales arcillosos caolinicos son el producto final normal de este proceso. “Pedalfer” La Calcificación.- Ocurre en los climas con vegetación consistente en arbustos o herbáceos. Este proceso concentra los carbonatos de Calcio y Magnesio en el horizonte B. Una característica es la zona blanquecina de “caliche” asociado comúnmente con el perfil. Raras veces es completa el intemperismo químico y el mineral arcilloso asociado con el proceso es la Montmorillonita. “Pedocal” es el nombre con que es conocido el suelo. La Laterizacion.- Es el proceso normal formador de suelos en los trópicos. Este proceso concentra los óxidos de Fierro o de Aluminio, o ambos en el horizonte B a expensas de la sílice que es separada por lixiviación (lavado). El intemperismo químico es rapido. Los minerales arcillosos caolínicos son los productos finales en algunas circunstancias pero en otras, los minerales arcillosos no son estables. Donde ocurre la descomposición de la arcilla, se separa la Sílice y el Aluminio permanece en forma de hidrato. “laterita” es el nombre con que se denomina el suelo formado por este proceso.

27

4.7 CLASIFICACION DE SUELOS Una clasificación muy difundida divide a los suelos en tres ordenes: Zonales, Intrazonales, y azonales. Suelos Zonales.- Reflejan la acción del clima y la vegetación. Suelos Intrazonales.- Reflejan la acción de factores locales, como son: las características del material original, tipo drenaje etc. Suelos Azonales.- No reflejan la acción de los factores y se caracterizan por una poquísima diferenciación del material. Estos ordenes a su vez se dividen en “Grandes Grupos”, Familias y por ultimo en “Tipo de Suelo”. TIPO

FERTILIDAD DISTRIBUCIÓN HORIZONTES, RASGOS CARACTERÍSTICOS

Entisol

Ninguno o rudimentario; se forma en Buena tierras de aluvión húmedas

Valles fluviales, como por ejemplo el Nilo, el Yangtzé, el Huang He (Amarillo)

Vertisol

Ninguno; alto hinchable

Pastizales de regiones estacionalmente secas, como por ejemplo India, Sudán, Texas

contenido

de

arcilla Buena

Inceptisol Incipiente; se forma en superficies de Variable tierras jóvenes

En todo el mundo, aunque común en regiones montañosas

Aridisol

Diferenciado, especialmente horizonte de arcilla

En regiones desérticas de todo el mundo

Molisol

Diferenciado, con horizonte de gruesa Excelente, superficie orgánica oscura especialmente cereales

el Buena con riego

Espodoso Diferenciado, con concentraciones de Buena, l materias orgánicas, aluminio y hierro especialmente trigo

Grandes praderas, para argentinas, estepas rusas

más

pampas

Bosques septentrionales de Europa y para Norteamérica

Alfisol

Diferenciado, especialmente horizonte de arcilla

el Deficiente, requiere Regiones húmedas y templadas de fertilizantes Norteamérica y Europa

Ultisol

Diferenciado, altamente lixiviado con Deficiente, requiere Subtrópicos húmedos, como por horizonte de arcilla ácida fertilizantes ejemplo: el sureste de EEUU, India, orgánicos regiones medias de Perú y Brasil

Oxisol

No diferenciado, con brillantes rojos y Deficiente, requiere Trópicos húmedos, en especial las amarillos debido a los minerales fertilizantes cuencas del Amazonas y del Congo ferrosos

Histosol

No diferenciado, drenaje deficiente, el Variable más alto contenido de carbono orgánico que todos los demás suelos

28

Regiones húmedas, tanto frías (turberas) como cálidas (pantanos) de todo el mundo

CAPITULO V METAMORFISMO 5.1 CONCEPTO DE METAMORFISMO Metamorfismo es un proceso mediante el cual las rocas pre-existentes sufren cambios texturales y mineralógicos en estado sólido, sin pasar por el estado liquido. Cuando el proceso de metamorfismo hay reemplazamiento, por intercambio o adición de elementos químicos, el proceso es denominado “metamorfismo”. 5.2 FORMACIÓN DE LAS ROCAS METAMORFICAS Por acción de los agentes especiales y bajo condiciones apropiadas las rocas preexistentes de todo tipo pueden ser transformadas en estado sólido a un nuevo grupo, el grupo de las rocas metamórficas, con características diferentes de las que presentan las rocas sedimentarias o ígneas; incluso, las rocas metamórficas. Preexistentes pueden ser llevadas por este proceso a un metamorfismo de mayor grado. El proceso del metamorfismo que da lugar a la formación de las rocas metamórficas, ocurre en el interior de la corteza terrestre. Agentes del metamorfismo.- Los cambios producidos durante el metamorfismo, son producidos por el calor, la presión, y los fluidos químicamente activos, estos actúan generalmente simultáneamente. El calor tiene como fuente los flujos de magma, calor generado por la presión. La presión puede ser resultado del sepultamiento de la roca, presión litoestática, que opera por igual en todas las direcciones o de los movimientos de la corteza terrestre, presión dirigida que opera en una dirección particular, la que es más efectiva para alterar texturas. La presión litostatica producida por la sobrecarga de 6 a 9 Km. de espesor, no es suficiente para producir metamorfismo en al mayoría de los casos, a una profundidad mayor 10 y 12 Km. se producen presiones del orden de los 3000 y 4000 Kgrs/cm2 que permiten que las

29

rocas fluyan en forma plástica. Los movimientos orogénicos producen deslizamientos ínter granulares, cambio de texturas, reorientación y crecimiento de los cristales. El gas y el agua son los fluidos que proporcionan la movilidad para los cambios, son fundamentales en el metsomatismo, donde se verifican cambios, aportes o intercambios químicos. El agua es el más importante de los fluidos químicamente activos y es ayudada por el bióxido de carbono y los ácidos, puede proceder del magma, agua juvenil, agua meteórica o agua de combinación.

5.3 TIPOS DE METAMORFISMO Metamorfismo de o.- es un metamorfismo que tiene alcance local (de poca extensión) y que se desarrolla en las cercanías o en o de las rocas, con un cuerpo de magma, en especial de composición ácida con los cuales está relacionada. El magma es el que aporta la temperatura y fluidos causantes del metamorfismo. Se presenta rodeado a los cuerpos intrusivos, en aureolas o halos que generalmente están zonados, ya que el efecto del metamorfismo disminuye desde el o, hacia fuera. Rara vez excede los cien metros de espesor y son de profundidades relativamente someras. Entre los minerales característicos del metamorfismo de o tenemos silicatos de Calcio, Fierro, Aluminio. Metamorfismo Regional.- Se presenta en regiones donde son observadas las raíces de viejas montañas plegadas o en los terrenos precámbianos, en áreas de enorme extensión, las que pueden abarcar varios miles de km2. resulta del profundo sepultamiento de las rocas, donde la presión litostatica y el calor generado producen el metamorfismo. No se excluye la

30

participación de magmas. Los minerales característicos de este metamorfismo son: la clorita, biotita, almandino (granate), estaurolita, cianita y sillaminita. Metamorfismo cinético.- (dinamo metamorfismo) esta asociado a zonas de intensa deformación producida por el tectonismo; tal es el caso de las zonas de falla. Produce alteraciones en la textura de las rocas, destruyendo las primitivas; origina nuevas estructuras con una orientación bien definida de los minerales (esquistocidad). Metamorfismo térmico.- (prirometamorfismo) resulta de la acción del calor generado por un magma sobre las rocas preexistentes con las cuales entra en o. Produce una recristalizacion y una reacción secundaria de recombinación de minerales. Metamorfismo cataclástico.- Produce una deformación de las rocas por acción mecánica, sin recristalizacion o reacción química. Metamorfismo metasomático.- (metasomatismo) Implica un cambio sustancial en la composición química como consecuencia del intercambio de elementos químicos acarreados por los fluidos calientes. Se puede subdividir en: a) Metamorfismo Hidrotermal.- Son transformaciones de las rocas originadas por fluidos acuosos calientes de origen magmático. El reemplazamiento y la deposición de minerales son sus características. b) Metamorfismo neumatolitico.- Es aquel metamorfismo, donde el reemplazamiento o deposición de minerales se produce por reacción de vapores y gases.

5.4 TEXTURA Textura foliada.- Las rocas metamórficas foliadas, tienen un arreglo interno de sus granos minerales en planos paralelos, como consecuencia de haber sido sometidos a una presión dirigida durante el metamorfismo. 31

La foliación sugiere que estas rocas han estado sometidas a grandes presiones, por lo que se supone son producidas durante las orogenias; además por presentarse en grandes extensiones se infiere que el metamorfismo que las genera es del tipo regional. Los tipos más comunes de foliación son: Pizarroso.- El clivaje se presenta a o largo de planos partiéndose fácilmente en tablas regulares. No presenta bandeamientos. Pizarroso.-.- Clivaje en laminas, algo rugoso y perfectamente visible. Filitico.-Hojuelas algo más gruesas que el pizarroso Gneisitico.- Clivaje imperfecto y grueso. Textura no foliada.- No presenta clivaje y los granos no se distinguen a simple vista. Clivaje es la facilidad con que un mineral se fractura a lo largo de planos paralelos.

5.5

I

CLASIFICACION DE ROCAS METAMORFICAS ROCA CLIVAJE GRANO MINERALES Pizarra Tabular Muy fino Arcillas, mica, cuarzo Filita Hojoso fino Mediano Abundante mica, transición de esquisto a pizarra. Esquisto Hojosos Grueso Feldespato calco-sodicos y potasicos, poco cuarzo Gneiss Imperfecto Grueso Cuarzo, feldespatos, anfigol y micas.

A

Granulita

F O L

DA

Imperfecto

Grueso

Irregular

Grueso

Anfibolita NO Cuarcita FO Mármol LIA Corneana (horfels) DA Eclogita

Feldespatos, cuarzo, hiperstena, granates. Horblenda y plagioclasa.

Grueso Variable Fino

Cuarzo Carbonatos de calcio y/o Mg. Cuarzo, feldespatos, micas, piroxenos, granates, calcita Piroxenos y granates

Grueso

ZONAS DE METAMORFISMO ZONA TEMPERATURA METAMORFISMO Epizona 300° C Cinético Mesozona 300-500°C de o Catazona

500-700° C

y

Regional

32

ROCA Pizarras, filitas, esquistos Cuarcitas, esquistos, micaceos, mármoles. Gneises, anfibolitas, eclogitas.

CAPITULO VI EL TIEMPO GEOLÓGICO 6.1 GEOLOGÍA HISTORICA La Geología Histórica reconstruye el desarrollo de la corteza terrestre estudiando el orden de acontecimientos dentro de un sistema especifico de tiempo y ubicación. La secuencia de los eventos ocurridos en un área cualquiera está determinada por la Geocronología Relativa. Esta a su vez está determinada por los cambios evolutivos en la vida, revelados por los fósiles Biocronologia. 6.2 ESTRATIGRAFIA La evolución de la tierra en el correspondiente tiempo, es reconstruida por la Geología Histórica al estudiar las rocas sedimentarias y los fósiles. La estratigrafía es el estudio de las rocas sedimentarias estratificadas y la unidad estratigráfica fundamental es la formación. Una formación es una secuencia litológica homogénea, de forma generalmente tabular y que puede ser representada en un mapa geológico, vale decir, debe ser cartografiable. Una formación puede ser dividida en , que son partes de ella establecidos cuando resulta ventajoso distinguirlos del resto de la formación. Un miembro está compuesto a su vez por estratos, que son unidades estratigráficas más pequeñas que se pueden reconocer. Dos o más formaciones asociadas por rasgos comunes reciben el nombre de Grupo. La sucesión de formaciones de un determinado lugar, cuando se muestra en corte vertical toma el nombre de Columna Estratigráfica. 6.3 FOSILES Un fósil es cualquier resto, molde interno o externo, huella o impresión de origen animal o vegetal, conservado generalmente en las rocas sedimentarias. Varían en tamaño desde estructuras microscópicas como foraminiferos, hasta esqueletos colosales de dinosaurios y mamíferos. Un ambiente favorable de desarrollo y la posterior conservación de los organismos es necesario para la fosilización; aparte debe reunirse dos condiciones.

33

Posesión de partes duras, caparazón, esqueleto, dientes, etc. Los animales que carecen de estas partes, como gusanos y medusas han dejado escaso registro. Un rápido sepultamiento del organismo que lo protege del intemperismo y la acción de los necrófagos. Los ambientes que favorecen la conservación son aquellos carentes de oxigeno, vale decir reductores; y los materiales más favorables son: sedimentos marinos como fangos, arcillas, arenas, etc.; y sedimentos de zonas continentales como cenizas, arenas, etc., así como Asfaltos. La Paleontología utiliza la taxonomia para clasificar a las plantas y animales de acuerdo a sus relaciones naturales. Las categorías de clasificación mayor a menor son: Reyno-Phylum-clase-Orden-Familia-Genero-Especie. 6.4

PRINCIPIOS GEOLÓGICOS

PRINCIPIO DEL UNIFORMISMO Este principio afirme que los procesos geológicos que ocurrieron en el pasado, ocurren en el presente operando en la misma forma y con la misma velocidad. “El presente es la clave del pasado.” PRINCIPIO DE LA SUPERPOSICIÓN Los sedimentos se acumulan en tal forma que los que encontramos en la base han sido los primeros en depositarse más antiguos y los de la parte superior los últimos más modernos. Cuando las rocas no han sido perturbadas por movimientos tectónicos, pueden conocerse con facilidad sus edades relativas, pero en el caso de rocas que han sido volcadas por el plegamiento o desplazadas por fallamiento, es bastante difícil determinar la secuencia original. PRINCIPIO DE LA SUCESIÓN FAUNISTICA Las faunas fósiles asociaciones de animales que coexistieron en un tiempo y lugar específicos se suceden en un orden definido y determinable. Evidentemente estas faunas son distintas para cada época y lugar, a la par que las rocas antiguas proporcionan fósiles de organismo primitivos mientras que las más modernas presentan fósiles de organismo complejos y evolucionados. DISCORDANCIAS Una discordancia es una interrupción en el registro geológico que se manifiesta por una superficie de erosión o de no-deposición que separa estratos antiguos de estratos jóvenes. Hay muchos tipos de discordancias, pero las más importantes son: Discordancia angular, Disconformidad y no Concordancia. FOSILES GUIAS Son fósiles que se caracterizan por tener una amplia distribución en sentido horizontal y una corta existencia en la escala del tiempo geológico así como por ser relativamente abundante. Son utilizados para identificar la edad relativa de las secuencias litológicas. Ejemplos de fósiles guías para el Perú. Foraminífero Lepidocyclinas guía para Terciario Cefalópodos Arietites guía para Jurasico Bivalvos Entomonotis Ochotica guía para triásico 34

Plantas

Lepidoddendrum

guía para carbonífero

6.5 EL TIEMPO ABSOLUTO Y RELATIVO Tiempo relativo consiste en dividir de acuerdo a sus edades a los estratos de rocas sedimentarias, para así establecer una sucesión cronológica secuencia de los eventos geológicos y estructurar una escala del Tiempo Geológico. Esta metodología implica la utilización del principio de superposición y la descripción y utilización de los fósiles para determinar la edad relativa es una disciplina llamada Biocronologia. Se ha estructurado una escala del tiempo Geológico unidades geocronologicas que consta de dos grandes Eones: Eón Kriptozoico vida oculta o no visible y Eon Fanerozoico vida visible. El Eon Fanerozoico ha sido dividido en tres grandes eras, que a su vez están divididas en periodos. Cada periodo esta dividida en épocas y estas se subdividen en edades. Se ha estructurado también una escala de las unidades Cronoestratigráficas. Unidades Gecronologicas: Eón-Era-Periodo-Época-Edad Unidades Cronoestratigraficas: Eón-Era-Sistema- Serie- Piso Tiempo absoluto vale decir el tiempo en años. Actualmente para estas estimaciones de la edad de los minerales y las rocas, se aplica principios de radioactividad; determinados elementos como el Uranio, se desintegra espontánea y el periodo de semidesintegracion es particular para cada elemento radioactivo. De esta manera el Uranio se desintegra liberando átomos de helio, hasta obtener como producto final Pb207. Calculando el numero de átomos de Pb en una cantidad de Uranio es posible determinar el lapso que ha transcurrido desde el inicio de la transformación; en otras palabras, el tiempo que ha transcurrido desde que se formo el material investigado “edad absoluta”. Ejemplos granito rojo de la cadena costanera 460 millones de años, Batolito de la costa 60 y 110 millones de años. Aplicando métodos de Aragón-potasio, Rubidio-Estroncio cuyas medidas pueden alcanzar cifras del orden de los 3500 millones de años. Para fechas mas recientes que 40,000 años, el método conocido como Radiocarbono, en el que se mide la cantidad del isótopo Carbono 14.

35

6.6 CORRELACIONES GEOLÓGICAS Para reconstruir la Historia Geológica de cualquier lugar del planeta, es necesario definir la secuencia de todos los eventos geológicos allí ocurridos. Definida esta secuencia, las formaciones determinadas deben ser relacionadas en función del tiempo con los eventos y formaciones de otros lugares. Correlacionar, es pues, establecer estas equivalencias del tiempo geológico en las formaciones geológicas. Es necesario especificar en cada caso la clase de correlación que interviene: Correlación litológica, bioestratigrafica, etc.

6.7 LA-ESCALA-DE-TIEMPOS-GEOLÓGICOS Se obtienen registros de la geología de la Tierra de cuatro clases principales de roca, cada una producida en un tipo distinto de actividad cortical: 1) erosión y sedimentación producen capas sucesivas de rocas sedimentarias; 2) expulsión, por cámaras profundas de magma, de roca fundida que se enfría en la superficie de la corteza terrestre (rocas ígneas) y suministra información sobre la actividad volcánica; 3) estructuras geológicas formadas en rocas preexistentes que sufrieron deformaciones; y 4) registros de actividad plutónica o magmática en el interior de la Tierra suministrados por estudios de las rocas metamórficas o rocas graníticas profundas. Se establece un esquema con los sucesos geológicos al datar estos episodios usando diversos métodos radiométricos y relativistas. Las divisiones de la escala de tiempos geológicos resultante se basan, en primer lugar, en las variaciones de las formas fósiles encontradas en los estratos sucesivos. Sin embargo, los primeros 4.000 a 6.000 millones de años de la corteza terrestre están registrados en rocas que no contienen casi ningún fósil; sólo existen fósiles adecuados para correlaciones estratigráficas de los últimos 600 millones de años,

36

desde el cámbrico inferior. Por esta razón, los científicos dividen la extensa existencia de la Tierra en dos grandes divisiones de tiempo: el precámbrico y el fanerozoico, que comienza en el cámbrico y llega a las divisiones de tiempo más recientes. Diferencias fundamentales en los agregados fósiles del fanerozoico primitivo, medio y tardío han dado lugar a la designación de tres grandes eras: el paleozoico (vida antigua), el mesozoico (vida intermedia) y el cenozoico (vida reciente). Las principales divisiones de cada una de estas eras son los periodos geológicos, durante los cuales las rocas de los sistemas correspondientes fueron depositadas en todo el mundo. Los periodos tienen denominaciones que derivan en general de las regiones donde sus rocas características están bien expuestas; por ejemplo, el pérmico se llama así por la provincia de Perm, en Rusia. Algunos periodos, por el contrario, tienen el nombre de depósitos típicos, como el carbonífero por sus lechos de carbón, o de pueblos primitivos, como el ordovícico y el silúrico por los ordovices y los siluros de las antiguas Gran Bretaña y Gales. Los periodos terciario y cuaternario de la era cenozoica se dividen en épocas y edades, desde el paleoceno al holoceno (o tiempo más reciente). Además de estos periodos, los geólogos también usan divisiones para el tiempo de las rocas, llamados sistemas, que de forma similar se dividen en series y algunas veces en unidades aún más pequeñas llamadas fases. Véase Eón. El descubrimiento de la radiactividad permitió a los geólogos del siglo XX idear métodos de datación nuevos, pudiendo así asignar edades absolutas, en millones de años, a las divisiones de la escala de tiempos. A continuación se expone una descripción general de estas divisiones y de las formas de vida en las que se basan. Los registros fósiles más escasos de los tiempos precámbricos, como hemos dicho, no permiten divisiones tan claras. Periodo cámbrico (570 a 510 millones de años) Una explosión de vida pobló los mares, pero la tierra firme permaneció estéril. Toda la vida animal era invertebrada, y los animales más comunes eran los artrópodos llamados trilobites (extintos en la actualidad) con miles de especies diferentes. Colisiones múltiples entre las placas de la corteza terrestre crearon el primer supercontinente, llamado Gondwana. Periodo ordovícico (510 a 439 millones de años) El predecesor del océano Atlántico actual empezó a contraerse mientras que los continentes de esa época se acercaban unos a otros. Los trilobites seguían siendo abundantes; importantes grupos hicieron su primera aparición, entre ellos estaban los corales, los crinoideos, los briozoos y los pelecípodos. Surgieron también peces con escudo óseo externo y

37

sin mandíbula, que son los primeros vertebrados conocidos; sus fósiles se encuentran en lechos de antiguos estuarios de América del Norte. Periodo silúrico (439 a 408,5 millones de años) La vida se aventuró en tierra bajo la forma de plantas simples llamadas psilofitas, que tenían un sistema vascular para la circulación de agua, y de animales parecidos a los escorpiones, parientes de los artrópodos marinos, extintos en la actualidad, llamados euriptéridos. La cantidad y la variedad de trilobites disminuyeron, pero los mares abundaban en corales, en cefalópodos y en peces mandibulados. Periodo devónico (408,5 a 362,5 millones de años) Este periodo se conoce también como la edad de los peces, por la abundancia de sus fósiles entre las rocas de este periodo. Los peces se adaptaron tanto al agua dulce como al agua salada. Entre ellos había algunos con escudo óseo externo, con o sin mandíbula, tiburones primitivos (aún existe una subespecie de los tiburones de esta época) y peces óseos a partir de los cuales evolucionaron los anfibios. En las zonas de tierra, se hallaban muchos helechos gigantes. Periodo carbonífero (362,5 a 290 millones de años) Los trilobites estaban casi extinguidos, pero los corales, los crinoideos y los braquiópodos eran abundantes, así como todos los grupos de moluscos. Los climas húmedos y cálidos fomentaron la aparición de bosques exuberantes en los pantanales, que dieron lugar a los principales yacimientos de carbón que existen en la actualidad. Las plantas dominantes eran los licopodios con forma de árbol, los equisetos, los helechos y unas plantas extintas llamadas pteridospermas o semillas de helecho. Los anfibios se extendieron y dieron nacimiento a los reptiles, primeros vertebrados que vivían sólo en tierra. Aparecieron también insectos alados como las libélulas. Periodo pérmico (290 a 245 millones de años) Las zonas de tierra se unieron en un único continente llamado Pangea, y en la región que correspondía con América del Norte se formaron los Apalaches. En el hemisferio norte aparecieron plantas semejantes a las palmeras y coníferas que sustituyeron a los bosques formadores de carbón. Los cambios en el medio, resultado de la redistribución de tierra y agua, provocaron la mayor extinción de todos los tiempos. Los trilobites y muchos peces y corales desaparecieron cuando terminó el paleozoico. Periodo triásico (245 a 208 millones de años) El principio de la era mesozoica quedó marcado por la reaparición de Gondwana cuando Pangea se dividió en los supercontinentes del Norte (Laurasia) y del Sur (Gondwana). Las formas de vida cambiaron considerablemente en esta era, conocida como la edad de los reptiles. Aparecieron nuevas familias de pteridospermas, y las coníferas y los cicadofitos se convirtieron en los mayores grupos florales, junto a los ginkgos y a otros géneros.

38

Surgieron reptiles, como los dinosaurios y las tortugas, además de los mamíferos. Periodo jurásico (208 a 145,6 millones de años) Al desplazarse Gondwana, el norte del océano Atlántico se ensanchaba y nacía el Atlántico sur. Los dinosaurios dominaban en tierra, mientras crecía el número de reptiles marinos, como los ictiosaurios y los plesiosaurios. Aparecieron los pájaros primitivos y los corales formadores de arrecifes crecían en las aguas poco profundas de las costas. Entre los artrópodos evolucionaron animales semejantes a los cangrejos y a las langostas. Periodo cretácico (145,6 a 65 millones de años) Los dinosaurios prosperaron y evolucionaron hacia formas más especializadas, para desaparecer de forma brusca al final de este periodo, junto a muchas otras formas de vida. Las teorías para explicar esta extinción masiva tienen en la actualidad un gran interés científico. Los cambios florales de este periodo fueron los más notables de los ocurridos en la historia terrestre. Las gimnospermas estaban extendidas, pero al final del periodo aparecieron las angiospermas (plantas con flores). Periodo terciario (65 a 1,64 millones de años) En el terciario se rompió el enlace de tierra entre América del Norte y Europa y, al final del periodo, se fraguó el que une América del Norte y América del Sur. Durante el cenozoico, las formas de vida de la tierra y del mar se hicieron más parecidas a las existentes en la actualidad. Se termina de formar la Patagonia y el levantamiento de la cordillera de los Andes. La hierba era más prominente, y esto provocó cambios en la dentición de los animales herbívoros. Al haber desaparecido la mayoría de los reptiles dominantes al final del cretácico, el cenozoico fue la edad de los mamíferos. De esta forma, en la época del eoceno se desarrollaron nuevos grupos de mamíferos, como ciertos animales pequeños parecidos a los caballos actuales, rinocerontes, tapires, rumiantes, ballenas y ancestros de los elefantes. En el oligoceno aparecieron de las familias de los gatos y de los perros, así como algunas especies de monos. En el mioceno los marsupiales eran numerosos, y surgieron los antropoides (semejantes a los humanos). En el plioceno, los mamíferos con placenta alcanzaron su apogeo, en número y diversidad de especies, extendiéndose hasta el periodo cuaternario. Periodo cuaternario (desde hace 1,64 millones de años hasta la actualidad) Capas de hielo continentales intermitentes cubrieron gran parte del hemisferio norte. Los restos fósiles ponen de manifiesto que hubo muchos tipos de prehumanos primitivos en el centro y sur de África, en China y en Java, en el pleistoceno bajo y medio; pero los seres humanos modernos (Homo sapiens) no surgieron hasta el final del pleistoceno. Más tarde, en este periodo, los humanos cruzaron al Nuevo Mundo a través del estrecho de Bering. Las capas de hielo retrocedieron al final y empezó la época reciente, el holoceno. Se inició el descenso y 39

el retroceso continental desde el estrecho de Magallanes hasta las Antillas y se formaron ríos y lagunas.

6.8 ROCAS SEDIMENTARIAS REPRESENTATIVAS Conglomerado,brechas,areniscas,limilta,arcillas,caliza,dolomia,marga,yeso,travertino, halita,diatomita,pedernal,rocas ferruginosas,rocas fosfatadas,rocas orgânicas.

40

CAPITULO VII MOVIMIENTO DE MASA DE MATERIAL SUPERFICIAL 7.1 MOVIMIENTOS GEODINAMICOS Concepto.- Movimiento superficial a favor de la pendiente, el principal factor es la pendiente, las rocas que han sufrido procesos de meteorización son susceptibles a un proceso de transportación o movimiento geodinámico en masa. Estos movimientos pueden ocurrir en materiales secos o en presencia de agua; la velocidad de los movimientos en masa puede ser lentos y rápidos. Los factores que intervienen en los movimientos en masa son pendientes del terreno, naturaleza del terreno, clima de la zona. 7.2 MOVIMIENTOS RAPIDOS Movimientos rápidos.- Son los movimientos geodinámicos más críticos de la superficie del terreno entre ellos se tiene: deslizamiento de tierras o avalanchas esos se subdividen: deslizamiento de rocas, desplomes, deslizamiento de escombros, flujos de lodo y flujos de tierra. Deslizamiento de rocas.- Es el resbalamiento de una capa rocosa a lo largo de los planos de debilidad. Ocurren repentinamente y son catrastróficos. Desplomes.- Es un hundimiento hacia abajo y adelante del material sin consolidar, se desplaza como una unidad o una serie de unidades a lo largo de superficies cóncavas de una pendiente inclinada. Desplazamiento de escombros.- Es un movimiento rápido de pequeñas proporciones de material detrítico, que se mueve hacia abajo por acción de la gravedad. Estos movimientos son frecuentes en laderas con pastos y a lo largo de pendiente abrupta de los bancos de río y acantilados de la línea de costa. Flujos de lodo.- Son movimientos pendientes debajo de material suelto (masas de roca, tierra y agua mezclada) que se comporta como una masa fluida. Se origina en las quebradas donde las laderas están constituidas por materiales de consistencia variable; las lluvias repentinas al empaparla producen un movimiento del material hacia el cauce de la corriente, iniciando su recorrido valle abajo. En nuestra región de la sierra se conoce como huaycos durante la temporada de precipitaciones. Flujos de tierra.- Llamados también “corrientes de tierra” son una combinación de desplome y movimiento plástico de material detrítico y se mueve lentamente, requiriendo menos agua que los flujos de lodo. Frecuentemente se presenta en áreas donde el material sin consolidar se halla sobre roca sólida. 41

7.3 MOVIEMIENTOS LENTOS Son movimientos que actúan en largos periodos pero transportan mayor cantidad de material que los movimientos rápidos, se tiene los siguientes. Resbalamiento.- Es un movimiento lento en forma de flujo plástico, impulsado por la gravedad y engendrado por la humedad y otros factores. Actúa en pendientes suaves aun protegida por vegetación. Solifluxión.- Es un movimiento lento, pendiente abajo; típico de los suelos saturados con agua y sujetos a congelamiento y deshielo alternantes. El suelo suprayace a una zona permanentemente congelada y se deshiela temporalmente de la superficie hacia abajo. Como el agua no puede penetrar en el terreno de abajo, aun congelado, el suelo saturado se mueve lentamente pendiente abajo. Glaciar de rocas.- Son enormes lenguas de material detrítico formados en los valles de algunas regiones montañosas. Aun cuando su composición es casi totalmente roca detrítica se parece mucho a los glaciares de hielo. Los fragmentos son angulosos y permiten la formación de espacios intersticiales apreciables en los que se forma el hielo. El movimiento en este tipo de glaciares es del orden de los 0.5 metros por año. 7.4 PROCESOS GEOLÓGICOS Los procesos geológicos pueden dividirse en los que se originan en el interior de la Tierra (procesos endógenos) y los que lo hacen en su parte externa (procesos exógenos). 7.5 PROCESOS-ENDÓGENOS La separación de las grandes placas litosféricas, la deriva continental y la expansión de la corteza oceánica ponen en acción fuerzas dinámicas asentadas a grandes profundidades. El diastrofismo es un término general que alude a los movimientos de la corteza producidos por fuerzas terrestres endogénicas que producen las cuencas de los océanos, los continentes, las mesetas y las montañas. El llamado ciclo geotectónico relaciona estas grandes estructuras con los movimientos principales de la corteza y con los tipos de rocas en distintos pasos de su desarrollo. La orogénesis, o creación de montañas, tiende a ser un proceso localizado que distorsiona los estratos preexistentes. La epirogénesis afecta a partes grandes de los continentes y de los océanos, sobre todo por movimientos verticales, y produce mesetas y cuencas. Los desplazamientos corticales lentos y graduales actúan en particular sobre los cratones, regiones estables de la corteza. Las fracturas y desplazamientos de rocas, que pueden medir desde unos pocos centímetros hasta muchos kilómetros, se llaman fallas. Su aparición está asociada con los bordes entre placas que se deslizan unas sobre otras —por ejemplo, la falla de San Andrés— y con lugares donde los continentes se separan, como el valle del Rift, en África occidental. Los

42

géiseres y los manantiales calientes se encuentran, como los volcanes, en áreas tectónicas inestables. Los volcanes se producen por la efusión de lava desde las profundidades de la Tierra. La meseta de Columbia, en el oeste de Estados Unidos, está cubierta por una capa de basalto volcánico con más de 3.000 m de espesor y un área de unos 52.000 km2. Estas mesetas basálticas han sido creadas por volcanes. Los volcanes de la cordillera de los Andes (sur) arrojaban, ya en el cenozoico, gran cantidad de cenizas, las cuales, desparramadas, dieron origen a la región Santacruceña (Argentina), en la que los mantos de basalto cubren la meseta patagónica. Otros tipos de volcanes incluyen los de escudo, con perfil ancho y convexo, como los que forman las islas Hawai, y los estratovolcanes, como el Fuji Yama y el monte Saint Helens (Estados Unidos), compuestos de capas yuxtapuestas de diferentes materiales. Los sismos están causados por la descarga abrupta de tensiones acumuladas de forma muy lenta por la actividad de las fallas, de los volcanes o de ambos. El movimiento súbito de la superficie terrestre es una manifestación de procesos endógenos que pueden provocar olas sísmicas (tsunamis), aludes, colapso de superficies o subsidencia y fenómenos relacionados. 7.6 PROCESOS EXÓGENOS.- Cualquier medio natural capaz de mover la materia terrestre se llama agente geomorfológico. Los ríos, las aguas subterráneas, los glaciares, el viento y los movimientos de las masas de agua (mareas, olas y corrientes) son agentes geomorfológicos primarios. Puesto que se originan en el exterior de la corteza, estos procesos se llaman epígenos o exógenos. La meteorización es un término que designa un grupo de procesos responsables de la desintegración y de la descomposición de rocas sobre el terreno. Puede ser física, química o biológica y es un prerrequisito para la erosión. La caída de masas ladera abajo (transferencia de material hacia abajo por la acción de su propio peso) comprende deslizamientos y procesos como los flujos y corrimientos de tierra y las avalanchas de escombros. La acción hidráulica es el arrastre por el agua de materia en suspensión o suelta de mayor tamaño; el proceso similar llevado a cabo por el viento se conoce como deflación. La acción de hielo en movimiento se llama a veces burilado; y los glaciares provocan arranques y transportes de rocas. La sedimentación fluvial contribuye al nivelado general de la superficie terrestre como resultado de depósitos, que se forman cuando el medio que los transporta pierde fuerza. Erosión Erosión, proceso natural de naturaleza física y química que desgastan y destruyen continuamente los suelos y rocas de la corteza terrestre; 43

incluyen el transporte de material pero no la meteorización estática. La mayoría de los procesos erosivos son resultado de la acción combinada de varios factores, como el calor, el frío, los gases, el agua, el viento, la gravedad y la vida vegetal y animal. En algunas regiones predomina alguno de estos factores, como el viento en las zonas áridas. En función del principal agente causante de la erosión y del tiempo que sus efectos sobre la superficie terrestres tardan en manifestarse, se habla de erosión geológica o natural y de erosión acelerada. La primera es debida a la acción de agentes y procesos naturales que actúan a lo largo de millones de años; mientras que la erosión acelerada es el resultado de la acción antrópica y sus efectos se dejan sentir en un periodo de tiempo mucho menor. EROSIÓN-GEOLÓGICA Los fenómenos climáticos inician la erosión de los suelos y causan alteraciones en la superficie de sus estratos. En climas secos, el estrato superior de la roca se expande debido al calor del sol y acaba resquebrajándose, ya que si la roca está compuesta por varios minerales, éstos sufren diferentes grados de expansión y la tensión que se genera conduce a su fragmentación. El viento puede arrastrar diversos fragmentos y acumularlos en otro lugar, formando dunas o estratos de arena. El material perdido por la roca también puede ser arrastrado por la arroyada en fenómenos de escorrentía. En climas húmedos, la lluvia actúa tanto química como mecánicamente en la erosión de las rocas. El vapor de agua contenido en la atmósfera absorbe dióxido de carbono y lo transforma en ácido carbónico; al precipitar, en forma de lluvia (lluvia ácida), disuelve algunos minerales y descompone otros. El duro feldespato del granito se transforma en arcilla; y determinados minerales del basalto, combinados con oxígeno y agua, forman óxidos de hierro como la limonita. Las altas temperaturas intensifican este tipo de erosión. En climas fríos, el hielo rompe las rocas debido al agua que se introduce por sus fisuras y poros y se expande con las heladas. Las rocas también se agrietan por la acción de las raíces de las plantas. El agua de los arroyos y de los ríos es un poderoso agente erosivo; disuelve determinados minerales y los cantos que transporta la corriente desgastan y arrastran los depósitos y lechos fluviales. Los ríos helados también erosionan sus valles; el lento movimiento del glaciar remueve gradualmente todo el material suelto de la superficie por la que se desliza, dejando algunas partes de roca desnuda cuando el hielo se derrite. Además de movilizar los materiales sueltos, los glaciares erosionan activamente la roca por la que se desplazan; los fragmentos de roca inmersos en el fondo y en los lados de la masa de

44

hielo en movimiento actúan como un abrasivo, al arañar y pulir el lecho rocoso de los lados y del fondo de los valles. En la costa, la erosión de acantilados rocosos y playas de arena es el resultado de la acción del mar, las olas y las corrientes. Ésta es especialmente fuerte durante las tormentas. En muchos lugares del mundo, la pérdida de terreno debido a la erosión costera representa un serio problema; de cualquier modo, la acción de las olas es superficial, por lo que la erosión marina tiende a modelar una característica plataforma plana sobre las rocas de la costa. El agua tiene un papel aún más importante en lo que se refiere al transporte de material erosionado. Desde el momento en el que cualquier lugar reciba más agua (en forma de lluvia, nieve derretida o hielo) de la que el terreno pueda absorber, el excedente fluirá hacia niveles más bajos arrastrando el material suelto. Las laderas suaves sufren una erosión laminar y abarrancamientos, durante los cuales la denominada escorrentía arrastra la fina capa superior del suelo sin dejar rastros visibles de haber erosionado esa superficie. Este tipo de erosión puede compensarse con la formación de nuevos suelos. A menudo, especialmente en zonas áridas con escasa vegetación, los arroyos dejan un rastro de cárcavas. Parte de los detritos y de los suelos que arrastran los arroyos se depositan en los valles, pero una gran parte llega hasta el mar a través de los cursos de agua. El río Mississippi deposita todos los años unos 300 millones de m 3 de sedimentos en el golfo de México. La erosión esculpe constantemente nuevos relieves en la superficie de la tierra. La forma de los continentes cambia continuamente, a medida que las olas y las mareas invaden tierra firme y el limo de los ríos gana terreno al mar. De igual modo que los arroyos y ríos ahondan sus cauces, las cárcavas se convierten en barrancos y éstos en valles. El Gran Cañón, en Estados Unidos, con más de 2 km de profundidad, es el máximo ejemplo de un cañón producido por la erosión a lo largo de un millón de años, no sólo por la acción del viento y las temperaturas extremas, sino también por la del río Colorado, cortando grandes espesores de roca. El efecto conjunto del desgaste de montañas y mesetas tiende a nivelar el terreno; existe una propensión a la reducción del relieve al nivel del mar (nivel de base). Por ejemplo, cada 7.000 ó 9.000 años, la cuenca del Mississippi pierde un promedio de 30 cm de altitud. La tendencia contraria la representan las erupciones volcánicas y movimientos de la corteza terrestre, que levantan montañas, mesetas y nuevas islas. Gran parte de la geología y de la geografía (en

45

particular la geomorfología) se ocupa de las fuerzas y resultados de las formas de erosión sobre la tierra. EROSIÓN-ACELERADA Sin la intervención humana, las pérdidas de suelo debidas a la erosión probablemente se verían compensadas por la formación de nuevos suelos en la mayor parte de la Tierra. En terreno sin alterar, los suelos están protegidos por el manto vegetal. Cuando la lluvia cae sobre una superficie cubierta por hierba u hojas, parte de la humedad se evapora antes de que el agua llegue a introducirse en la tierra. Los árboles y la hierba hacen de cortavientos y el entramado de las raíces ayuda a mantener los suelos en el lugar, frente a la acción de la lluvia y el viento. La agricultura y la explotación forestal, la urbanización, la instalación de industrias y la construcción de carreteras destruyen parcial o totalmente el dosel protector de la vegetación, acelerando la erosión de determinados tipos de suelos. Ésta es menos intensa en zonas con cultivos como el trigo, que cubren uniformemente el terreno, que en zonas con cultivos como el maíz o el tabaco, que crecen en surcos. El exceso de pastoreo, que a la larga puede transformar la pradera en desierto, y las prácticas agrícolas poco cuidadosas, han tenido efectos desastrosos en determinadas regiones del mundo. Algunos historiadores piensan que la erosión del suelo ha sido un factor determinante en el conjunto de causas que han provocado algunos desplazamientos de población, debidos a la sequía, y en la decadencia de algunas civilizaciones. Las ruinas de pueblos y ciudades encontradas en regiones áridas, como los desiertos de Mesopotamia, indican que hubo un momento en el que la agricultura fue una actividad generalizada por toda la zona.1

1

46

CAPITULO VIII EL CICLO HIDROLOGICO 8.1 DEFINICIÓN DE CICLO HIDROLÓGICO Se define como un proceso de circulación que se repite indefinidamente en el tiempo (evaporación- condensación y precipitación). - Evaporación.- cambio de estado del agua de los océanos, mares, lagos, ríos así como el suelo saturado por acción de la temperatura el agua se evapora. - Condensación.- El vapor de agua asciende a la atmósfera donde se distribuye en forma de nubes. - Precipitación.- Las nubes al llegar a zonas de baja presión y corrientes de aire frío, se produce la precipitación en forma de lluvia, nieve, granizo. Estas son las que proporcionan las aguas de las corrientes, otra parte regresa a la atmósfera, otra parte se infiltra constituyendo las aguas subterráneas. 8.2 ACCION GEOLÓGICA DE LAS CORRIENTES DE AGUA La fuerza de una corriente es la capacidad de realizar un trabajo consistente en la remoción de rocas, sedimentos y material en solución. 8.3 EROSION Las rocas se destruyen por medio de agentes y transporta el material por una combinación de varios procesos. - Erosión laminar.- al desplazarse el agua en forma laminar por las pendientes, arranca gran cantidad de sedimentos.

47

-

-

Arranque hidráulico.- Al presionar contra las grietas de las rocas, el agua comprime el aire que contienen y las rompe en grandes bloques. Abrasión-Corrasión.- El poder erosivo de una corriente depende de la carga de los sedimentos. Las partículas y fragmentos que arrastra una corriente son las herramientas para deteriorar y desgastar las rocas y estas a su vez son desgastadas. Corrosión o Disolución.- La acción disolvente de las aguas depende del tipo de roca por la que atraviesa la corriente y de las sustancias que contienen en solución. Las calizas y dolomías son susceptibles de corrosión por aguas cargadas de CO2, que al reaccionar forma el ácido carbónico que ataca al Ca CO3 de las rocas formando el bicarbonato de calcio, que es inestable y soluble en el agua.

8.4 TRANSPORTE Las corrientes transportan su carga por tracción, solución y suspensión. - Tracción.- Los fragmentos grandes y angulosos o subangulosos se deslizan por el empuje de la corriente, reptación y los de menor tamaño son rodados. Los fragmentos más pequeños pueden moverse dando saltos saltación. - Suspensión.- La carga suspendida es llevada por la corriente fuera del o con el lecho, esta constituida por sedimentos, arenas finas, limos y arcillas. - Solución.- El material es transportado por el agua en forma de disolución y representa una importante carga.

48

-

8.5 DEPOSITACION Cuando las condiciones de una corriente de transportar su carga se revierten, se produce la depositacion de los materiales. Eso ocurre por declinación de la pendiente, reducción de la corriente, por disminución del caudal o por una combinación de éstas. La depositación de los materiales se da en: abanicos aluviales, dentro del mismo valle y en cuerpos de agua.

8.6 FORMACIÓN DE VALLES Los torrentes forman su propio cause realizando un trabajo de profundización inicialmente y posteriormente de ensanche. En el ensanchamiento intervienen muchos procesos: erosión y socavamiento de las orillas y los flancos con derrumbes y deslizamientos, descomposición química y transporte de los materiales etc. La formación de un valle depende del caudal, del tipo de roca que atraviesa y del tiempo que transcurre.

49

8.7 CICLOS Y TIPOS DE EROSION Los rasgos morfológicos que se desarrollan en un paisaje dependen de tres factores: - La estructura y composición de las rocas. - Los procesos geológicos que actúan sobre éstas. - El desarrollo de los agentes de erosión. Una corriente nueva pasa durante su desarrollo por una secuencia continua de cambios morfológicos que constituyen su ciclo erosivo o ciclo geomorfológico. Sus etapas son tres: Juventud, Madurez y Senectud. Trae como consecuencia la modificación del paisaje regional, que no avanza con la misma velocidad que el ciclo fluvial. - Juventud fluvial.- Una corriente joven erosiona activamente, corta hacia abajo dejando cañones con márgenes acantiladas. El perfil típico es en forma de “V”. El agua llena parcial o totalmente el angosto cause, son característicos la formación de rápidos cascadas, el perfil es irregular con fuertes pendientes. Se caracteriza por estar interceptado por pequeños afluentes y en numero escaso. - Madurez Fluvial.- Esta etapa se caracteriza por un aumento de la erosión lateral, acumulaciones de planicie de inundación en un valle bien definido y amplio. La pendiente es moderada eliminando los rápidos y cascadas. Se produce un equilibrio entre la erosión y la depositacion de sedimentos y las irregularidades desvían la corriente de una lado para el otro, originando los meandros y la despositacion de sedimentos en la llanura de inundación. El paisaje de madurez regional se caracteriza por un gran desarrollo de tributarios y una topografía escabrosa. - Senectud Fluvial.- A medida que la corriente se reduce la pendiente pierde gran parte de su poder erosivo en profundidad, mas no así en la lateral, produciéndose deposición. El tipo de corriente se caracteriza por el gran desarrollo de meandros y una amplia llanura de inundación en un valle también amplio y poco profundo. El paisaje señil se caracteriza por tener pocos tributarios y una topografía somera y no-existencia de colinas altas (Penillanura). -

50

8.8 PERTURBACIONES EN EL CICLO DE EROSION El ciclo normal de erosión puede ser perturbado en cualquier etapa al intervenir diversos fenómenos: diastrofismo, vulcanismo, glaciación, acción eólica, drenaje subterráneo y en general los cambios climáticos que pueden acelerar el ciclo o repetir parte de el. El diastrofismo al producirse levantamiento del terreno, aumenta la pendiente, proporciona mayor energía a la corriente. A este proceso se le denomina Rejuvenecimiento y se caracteriza por el inicio de un nuevo ciclo de erosión. 8.9 ACCIDENTES EN EL CURSO DE UN RIO Los accidentes en el curso de un río son: cañones, pongos, cascadas, rápidos, cataratas, meandros y marmitas.

51

8.10 CORRIENTES CONSECUENTES Y SUBSECUENTES. Las corrientes consecuentes cuya trayectoria es visible original está determinada por una nueva superficie de terreno. Las corrientes subsecuentes proporcionan pendientes secundarias por las que corren tributarios. 8.11 CUENCAS DE DRENAJE Las cuencas de drenaje es toda superficie en la cual una corriente principal y sus tributarios reciben aporte de agua. Su forma está condicionada a la estructura geológica. Los tipos de drenaje son: dendrítico, paralelo, rectangular, anular, y radial.

CAPITULO IX AGUAS SUBTERRÁNEA 9.1

CONCEPTO DE AGUAS SUBTERRÁNEA

Son aquellas aguas que se encuentran en los poros, grietas, conductos y cavidades del material consolidado o sin consolidar ubicado bajo la superficie terrestre. Atendiendo a su origen se tiene los siguientes tipos: - Aguas de infiltración.- Se originan por la penetración a profundidad de las aguas meteóricas, las que se infiltran por el grado de permeabilidad del terreno, es la fuente más importante de aguas subterráneas. - Aguas Fósiles.- (congénitas-connatas) Son aquellas captadas por los sedimentos en el momento en que estos se depositan, se conservan aun después de que éstos se han transformado en rocas por efecto de la díagénesis. Provienen de cuencas marinas y continentales. - Aguas Juveniles.- Son aquellas que bajo la forma de vapor o líquido son liberadas durante la actividad ígnea. Transporta compuestos y gases, se presenta en zonas de vulcanismo activo. 9.2 DISTRIBUCIÓN DE AGUAS SUBTERRÁNEAS.Las aguas subterráneas se distribuyen en zonas verticales: como zona de aereacion y la zona de saturación. - Zona de aereacion.- Conocida como zona vadosa, es aquella por donde se infiltra las precipitaciones atmosféricas, los suelos y las rocas nunca se saturan completamente, puede existir lentes de agua suspendidas por existir material impermeable. - Zona de Saturación.- Es aquella en la que todos los poros y fracturas disponibles en los sedimentos y rocas se encuentran llenos de agua. En esta zona se distingue: el nivel de las aguas freáticas (nivel freático) y el lecho impermeable. El nivel freático es una superficie irregular ubicada entre la zona de aeración y la zona de saturación, la profundidad bajo la superficie varia según la región. Dos factores: las precipitaciones y la topografía del terreno. 52

El lecho impermeable constituido por sedimentos o rocas no deja pasar el agua, las rocas pueden ser sedimentarias como las lutitas, ígneas como el granito o metamórficas como el gneiss y los sedimentos que pueden ser arcillosos. Es importante el lecho impermeable para la acumulación de agua. 9.3 MOVIMIENTO DE AGUAS SUBTERRÁNEAS El nivel freático raras veces es horizontal, generalmente sigue las ondulaciones del terreno, la pendiente en dirección a las depresiones, la cual se debe al continuo movimiento de las aguas subterráneas, esta fluye por acción de la gravedad como corriente subterránea que se dirige a los barrancos, ríos, mares, y otras depresiones donde emergen en forma de manantiales. Los factores más importantes que influyen en el movimiento de las aguas subterráneas son la porosidad y la permeabilidad de los materiales. - Porosidad.- Es la relación entre el volumen de los poros y el volumen total del material, se le expresa en porcentaje. P= Vp/Vt x 100. La porosidad de los sedimentos depende de: 1) tamaño de los granos, 2) forma de los granos, 3) empaque de los granos y 4) compactación. Los sedimentos finos poseen una mayor porosidad que los sedimentos de grano grueso. Arena Gruesa (39 a 41%), Arena media (41 a 48%), Arena fina (44 a 49 %). - Permeabilidad.- Es la capacidad que tienen los sedimentos y las rocas de dejar pasar el agua, dependen de que los poros del material estén interconectados así como del tamaño forma empaquetamiento de los granos que la integran. Al material permeable que contiene agua del subsuelo se le conoce como “Acuífero”. Los sedimentos y las rocas de acuerdo a la facilidad con que dejan pasar el agua, se clasifican en: a) Permeables como las arenas, gravas, conglomerado, areniscas, rocas ígneas-metamórficas agrietadas, etc. b) Semipermeables como los limos arenosos, loes, etc. c) Impermeables como las arcillas, lutitas, granito, geneis, etc. No siempre una mayor porosidad indicará mayor facilidad para el paso del agua, por ejemplo las arcillas tienen una alta porosidad ( 50-60%) y son prácticamente impermeables, mientras que las arenas con una porosidad de 39 a 41% tienen una alta permeabilidad. 9.4 -

MANANTIALES Un manantial es un afloramiento de agua subterránea que puede tener forma desde un hilillo hasta un chorro, entre los tipos más importantes tenemos: Fuentes de ladera.- Ocurre en montañas debido a que el acuífero por erosión u otros factores ha quedado expuesto en el flanco o ladera de un cerro. Manantiales de grieta o fisura.- Son aquellos que emergen a la superficie a través de grietas en las rocas y cuyas aguas proceden de gran profundidad. Manantiales Termales.- El calentamiento del agua meteórica filtrada a profundidad, ocurre porque llega a niveles profundos en que el grado geotérmico es alto o debido a que entra en o con terrenos de actividad ígnea en regiones de vulcanismo activo. Los manantiales de este tipo por transportar diversas sustancias en disolución, se les usa para el tratamiento de ciertas enfermedades. El rango de temperaturas de aguas termales es muy amplio, llegando incluso hasta los 100°C.

53

-

Géiseres.- Son un tipo especial de fuentes termales, se manifiestan en forma intermitente, sale en forma de una columna de vapor y agua caliente. Son típicos de zonas de vulcanismo en decadencia. En nuestro país no se ha reconocido, los más conocidos en EE.UU. Yellostone. 9.5 POZOS ARTECIANOS Son aquellos en los cuales el agua se eleva por encima de su nivel original por efecto de la presión hidrostática. Puede brotar en superficie terrestre o llegar muy cerca de ella. Para originarse debe reunir condiciones geológicas favorables como: - Que el acuífero se encuentre entre dos estratos impermeables. - Que el acuífero se encuentre combado o inclinado tomando la forma de una cubeta o artesa. - Que la zona de aporte de agua se encuentre en un área de precipitación adecuada y más elevada que el nivel en que se ubica el pozo. Bajo estas condiciones el agua que ingresa por la zona de afloramiento, de la capa impermeable sé ira acumulándose en las partes centrales del acuífero debido a la presión hidrostática, saturándolo completamente.

APROVECHAMIENTO DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS Las aguas subterráneas son de gran utilidad, en la industria se usa con gran profusión, en la agricultura, también en el consumo doméstico. 9.6 EL PROCESO CARSTICO El agua subterránea cargado de ácido carbónico es capaz de disolver rocas sedimentarias como caliza y dolomías compuestas de calcita y dolomitas (Ca CO3); 54

Ca MG (CO3)2 y los compuestos son transportados en solución y depositados en lugares lejanos por lo común. El carst es un proceso de lavado de las rocas solubles por acción de las aguas subterráneas y superficiales que da al terreno una topografía característica llamada “Carstica”, destacan los siguientes: - Rocas acarilladas.- Se caracteriza por presentar surcos en la superficie cuya profundidad varia de unos centímetros a un metro, se originan al penetrar el agua en los poros o en pequeñas fisuras, disolviendo, corroyendo y transportando el material. - Sumideros.- son depresiones de terreno de forma variable, tienen apariencia de embudo y con frecuencia en su fondo existen pozos de infiltración. Se originan por disolución lenta hacia abajo. - Pozos de infiltración.- Son conductos verticales por donde las aguas superficiales se introducen a profundidad. Se originan en los lugares de intersección de grandes grietas. - Cavernas.- Son cavidades horizontales o inclinadas que pueden tener un diseño simple o ramificaciones complejas y presentan uno o más niveles. Se forman cuando el agua subterránea disuelve y ensancha las grietas y planos de estratificación. - Puentes naturales.- Se originan cuando el techo de un túnel se derrumba y deja porciones de roca que se mantiene firmes, uniendo ambas paredes.

55

MATERIALES DEPOSITADOS POR LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS - Depositación por manantiales.- El agua de los manantiales al emerger a la superficie, se encuentra en un medio físico-químico diferente, por la que deposita su carga de materiales disueltos. El material así depositado se le conoce como travertino si es compacto y toba calcárea para el poroso. - Depositacion de Cavernas.- Las aguas cargadas de sales, al gotear en forma continua, producen eventualmente depósitos en forma de agujas de dimensiones variables si penden del techo “Estalactitas”, si se forman a partir del piso se llama “Estalagmitas”, en algunos casos cuando se unen éstas se denominan columnas. Y las electitas cuando es horizontal. - Cementacion.- Las aguas transportan minerales disueltos de fierro, sílice y carbonato de calcio. Estas sustancias al ser depositadas por las aguas subterráneas actúan a veces como cementantes, matriz de los fragmentos de rocas uniéndolos unos a otros. - Reemplazamiento.- Es el proceso por el cual el agua subterránea disuelve un material y lo sustituye por otro que trae en disolución.

56

CAPITULO X ACCION GEOLÓGICA DEL MAR 9.1 LAS MAREAS Son movimientos periódicos de elevaciones y descenso del nivel del mar, originados por la atracción gravitacional de la luna y el sol y en cierta medida por la fuerza centrífuga causada por la rotación de la Tierra, el mayor efecto corresponde a la Luna. Ocurre cada 12 horas y 26 minutos. La altura máxima que alcanza el nivel del mar durante la marea es conocida como pleamar, marea alta, mientras el nivel mas bajo alcanzado se le conoce como bajamar o marea baja. La amplitud o altura de la marea es la diferencia de nivel entre la Pleamar y la Bajamar. Tanto la Pleamar como la Bajamar ocurren al mismo tiempo a los lados opuestos (antipodos) de la tierra. Es comprensible el hecho que el agua en A que da frente a la Luna se eleva por efecto de la atracción gravitacional de ésta, pero es algo difícil entender porque el agua que se encuentra en el lado opuesto B se eleve también esto se debe a que la masa de la tierra sufre una mayor atracción que el agua ubicada en B, la cual se retrasa por efecto de la fuerza centrífuga, una magnitud aproximadamente igual a la elevación del agua en A. 9.2 LAS OLAS Son movimientos ondulatorios en el medio acuoso producidas por acción del viento sobre la superficie del agua, existe otros factores secundarios que también las pueden producir como es el caso de las mareas, terremotos y erupciones volcánicas submarinas. Se presentan en mares, lagos y lagunas. Las olas se clasifican: oscilatorias y traslación. - Olas Oscilatorias.- Este tipo de olas se caracterizan por su movimiento de vaivén y por no producir un desplazamiento efectivo del medio acuoso, lo que se traslada es la forma de la onda. Las partículas de agua en una ola de este tipo describen una orbita circular conforme para una onda completa. - Olas de Traslación.- Son aquellas que se producen debido a la caída de la cresta de una ola de oscilación, al no existir delante de ella agua suficiente para completar la forma de la onda. Por esto el agua de la superficie avanza en forma de una marejada. Estas olas cuando se acercan a la costa, rozan con el fondo y consecuentemente pierden velocidad y longitud pero aumentan de altura al romper en la costa y regresan el agua de nueva hacia el mar, se forma la resaca que es un flujo de agua que corre por el fondo de la costa hacia el mar. 9.3 EROSION MARINA El mar realiza un trabajo de destrucción del litoral principalmente por acción de las olas y las corrientes producidas por ellas y en menor medida por las mareas. Esta erosión se realiza de la forma siguiente: - Arranque hidráulico.- El agua al chocar contra los sedimentos poco consolidados los arrastra y por el efecto de cuña destruye la roca agrietada, donde penetra violentamente y comprime al aire presente en ellas. - Por abrasión.- Que viene hacer el desgaste del litoral por fragmentos de roca transportados por las olas o las corrientes. La atricción o sea el desgaste de los fragmentos de roca también constituye indirectamente a la abrasión marina. 57

-

Por corrosión.- La disolución de rocas solubles, caso de las calizas, es de importancia solo en aquellos lugares donde estas rocas se presentan. Rasgos resultantes de la erosión.- ente los más comunes tenemos: o Acantilados marinos.- Son escarpas abruptas originadas por la acción erosiva de las olas, se forma por la socavación de la roca subyacente y desplome de la roca suspendida. o Plataforma de abrasión.- Son superficie de escasa pendiente que se extienden hacia el mar a partir de la base de los acantilados y que se forman como consecuencia del retroceso de ellos a causa de la erosión. o Puntas o promontorios.- Son área de roca resistente que se extiende hacia el mar, tienen forma alargada. La penetración del mar entre dos puntas forman las bahías y ensenadas. o Cavernas marinas.- Son cavidades excavadas por las olas, en rocas agrietadas. o Arcos marinos.- Se forma cuando la erosion de las olas unen dos cavernas situadas a ambos lados de una punta o promontorio. o Pilar marinos.- Son porciones de promontorios separados de la línea de costa y se forma por el derrumbe del techo de un arco marino.

9.4 TRANSPORTACIÓN MARINA El transporte del material rocoso erosionado por el mar es arrastrado hacia él por la resaca de las olas y por las corrientes. Puede encontrarse parte del material en estado de disolución o en suspensión, por lo que derivan grandes distancias mar adentro y son depositados cuando las condiciones lo permiten. Las partículas son desgastadas, redondeadas y clasificadas. 9.5 DEPOSITACION MARINA El material transportado por las olas y las corrientes se deposita cuando éstas pierden parte de su capacidad de transporte. Los materiales en sentido transversal a la costa serán como sigue: cantos rodados, arenas, arcillas carbonatos y otras sales que al consolidarse formaran: conglomerados, areniscas, lutitas y las calizas. La depositacion marina a lo largo del litoral son:

58

a) Playas.- Las playas son depósitos costeros transitorios de material detrítico que se acumula a lo largo y sobre una terraza de erosión marina. Los materiales provienen de tierra firme y del fondo marino, considerados que la mayor parte proviene de tierra firme. Pueden estar formados por arenas, cantos, conchas, lodo o una combinación de estos materiales. b) Barras.- Son acumulaciones sumergidas o emergidas de arena y de grava, formadas en el mar por la acción de las olas y de las corrientes. Son de la forma alargada y estrecha y se hallan situadas paralelamente a la costa. Las diversas formas de barras reciben denominaciones especificas tales como: Flecha o espiga.- Es un terraplén de sedimentos unido a tierra firme por un extremo y terminado en agua abierta por el otro. Cordón litoral.- Es una flecha cuya extremidad libre esta unida o casi unida a tierra. En este último caso la bahía queda completamente cerrado formándose un lago o “albufera”. Tómbolo.- Es una acumulación de arena o de grava que une una punta a una isla o una isla a otra. c) Terraza de acumulación.- Se conoce mas allá de la plataforma de abrasión, en aguas profundas, por la acumulación continua de sedimentos provenientes principalmente de la erosión del acantilado y de la plataforma de abrasión. Constituye una prolongación de la plataforma de abrasión. 10.6 ARRECIFES CORALINOS Son acumulaciones de coral que a veces alcanzan grandes dimensiones. Aparte del coral también intervienen en la construcción de arrecifes: algas calcinogenas, moluscos, briozoarios, foraminíferos, etc. que con sus caparazones calcáreos rellenan las hoquedades del arrecife. Los arrecifes se desarrollan en mares tropicales poco profundos (40-50m) de aguas claras y con abundancia de carbonato de calcio. Los corales y otros organismos calcáreos extraen del agua marina el carbonato de calcio disuelto en ella para construir sus conchas. Cuando estos organismos mueren, sus restos se agregan a la masa calcárea, creciendo sobre ellos nuevos corales así sucesivamente. Por eso los arrecifes están en continuo crecimiento. Los arrecifes pueden ser clasificados en tres tipos principalmente: a) Arrecife litoral.- crece sobre el substrato de una costa y en realidad constituye su litoral, forma una plataforma de coral. Son muy comunes a lo largo de muchas costas tropicales. b) Arrecifes de barrera.- Se desarrolla cerca de la costa y se halla separada de ella por una albufera (laguna) generalmente muy profunda. La mayoría de los arrecifes de barrera se encuentran circundando islas tropicales. El arrecife más famoso es el de la Gran Barrera Australiana que se extiende en la costa noreste australiana por mas de 1600 Km y es separado de la costa por un estrecho de 50-100 Km. de ancho. c) Atolones.- Son arrecifes circulares que se caracterizan por rodear una laguna, la cual se encuentra conectada con el mar por medio de un paso. Según Darwin, el atalon es la etapa final de un arrecife.

59

10.7 MORFOLOGÍA SUBMARINA En el piso oceánico se distinguen 3 niveles o zonas morfológicas: Plataforma continental, talud continental y zona abisal. a) Plataforma continental.- Llamado también zócalo continental, se extiende con una suave inclinación desde la línea de costa hasta una profundidad promedio de 200 metros. Su anchura varia entre unos pocos Kms. a varios cientos de Kms, según se encuentren ubicado cerca de montañas jóvenes o llanuras respectivamente. b) Talud continental.- Es el declive brusco que sigue a la plataforma continental y cuya profundidad varia entre los 200 y 2500 metros. En el talud continental se ubican a veces profundos cañones submarinos cuyos orígenes son materia de discusión. c) Zona abismal.- Es la zona comprendida entre los 2500 y 6000 metros de profundidad y se caracteriza por su escasa pendiente. Por lo general no es plano sino presenta los siguientes rasgos importantes: - Llanura abismal.- son áreas planas muy grandes y de escasa pendiente. - Cordilleras submarinas.- Son largas cadenas de montañas sumergidas que atraviesan en algunos lugares las llanuras abisales. Ej. la “dorsal de Nazca”,

60

-

que es una cordillera que interrumpe la continuidad de la fosa ubicada frente al litoral peruano y que es aproximadamente perpendicular a la costa del departamento de Ica. Fosa abisal.- son depresiones a manera de grietas o fracturas de la corteza terrestre de más de 5000 metros de profundidad y que ocurren por lo general al pie del talud continental. Se hallan relacionadas a la inestabilidad de la corteza, pues las principales fajas sísmicas coinciden con ellas. Paralelamente al litoral peruano y chileno se ubica la fosa Perú-Chile, que es debido a la dorsal de Nazca pierde su continuidad. Esta fosa frente al Callao alcanza una profundidad de 6206 metros.

10.8 CORRIENTES MARINAS Se llaman así, a los movimientos continuos y progresivos de grandes masas de agua que ocurren en los océanos. Las causas que las originan son diversas, entre las que destacan: Las mareas, viento constantes, rotación de la tierra, variación de la densidad del agua, cambio de temperatura, salinidad, etc. En el mar peruano confluyen una serie de corrientes entre las que destacan: la corriente peruana, la contracorriente del Perú, la corriente submarina del Perú, la corriente del Niño, etc. 10.8 LA CORRIENTE PERUANA La llamada corriente peruana, es un desplazamiento de agua fría que penetra nuestro mar territorial cerca de la frontera con Chile y sigue una dirección promedio Sur sureste- Nor noroeste (SSE-NNO) hasta la altura del paralelo 19° latitud sur, donde cambia el rumbo alejándose de la costa. Tiene localmente velocidades variables y un promedio de 20 Km por día. Su origen y frigidez están relacionados a afloramientos de aguas profundas y vientos del pacifico sur. Su salinidad aumenta desde el S hacia el N a causa de la evaporación que producen los vientos Alicios constantes. Tiene una longitud promedio de aproximadamente 4445 Km. Su ancho es variable; durante el invierno su ancho es aproximadamente 350 kms. En el verano su ancho se reduce a 150 Kms. aproximadamente.

61

CA PITULO XI ACCIÓN GEOLÓGICA DEL VIENTO 11.1 EL VIENTO COMO AGENTE GEOLÓGICO El viento es la atmósfera en movimiento y se produce por efecto de los cambios de temperatura y la rotación de la tierra. Es un agente de erosión, transportación y deposición. Su acción es más evidente en las regiones áridas. 11.2 EROSION EOLICA El viento efectúa su trabajo de erosión de diversas formas, pero hay que tener siempre en cuenta que ellas actúan al mismo tiempo pues son parte de un proceso único. Los tipos de erosión eólica son los siguientes: a) Deflacacion.- Es el proceso mediante el cual, el viento por si mismo arrastra y dispersa las partículas de roca, rebajando la superficie del terreno. Se presenta en regiones de clima árido y semiárido. b) Corrasion.- Llamado también abrasión, es la erosión que efectúa el viento cerca al suelo cuando se encuentra armado con partículas duras que ejercen una acción de limado sobre las rocas superficiales. c) Atricción.- Es el desgaste de las partículas de arena transportadas por el viento y utilizadas en el proceso de corrasión, las que serán también pulimentadas, redondeadas y reducidas de tamaño. 11.3 TRANSPORTE POR EL VIENTO El viento es un importante agente de transporte de los materiales, dependiendo su mayor o menor facilidad de transporte y la distancia a la cual lo hace, de los siguientes factores: tamaño, forma, peso de las partículas y velocidad del viento. Las partículas son transportadas por el viento de dos maneras. 1-Rodando sobre el suelo debido a un movimiento de tracción, ocurriendo a veces que algunas partículas se desplazan mediante una serie de saltos.

62

2-Suspendidas en el aire, en la cual la mayor parte de la carga se encuentra muy cerca del suelo. Las partículas más ligeras debido a las corrientes ascendentes pueden ser llevadas a niveles más altos, pudiéndose concluir que a mayor altura será la distancia horizontal por las partículas de polvo. 11.4 DEPOSITCION EOLICA El material transportado por el viento se deposita en aquellos lugares donde ocurre una disminución de la velocidad este, sea porque el viento ha perdido su energía ocurriendo entonces un apaciguamiento o porque su desplazamiento se encuentra obstaculizado por la existencia de irregularidades en el terreno como cerros, vegetación, etc. Otro factor que merece ser estudiado en la depositacion de la carga que transporta el viento, es el hecho que por efecto de la lluvia o de la nieve los materiales en suspensión en la atmósfera son arrastrados a tierra. Entre los diversos tipos de depositacion eólica los más importantes son dunas y loes. a) DUNAS Se llama Dunas a toda acumulación de arena transportada y depositada por el viento y que tiene una cumbre o cresta definida. Se presenta en los desiertos y costas arenosas dependiendo su forma y tamaño de la fuerza del viento, cantidad de agua disponible y la existencia de vegetación. Las dunas se originan en aquellos lugares, conde el viento al encontrar un obstáculo, deposita la arena que transportaba en el lado protegido de aquel, la acumulación continua de esta arena desarrollara con el paso del tiempo una duna. A la duna también se le denomina médano pero algunos autores prefieren diferenciarlas, llamando duna a las acumulaciones de arena que se presentan en la costa y médano a las que se encuentran en el interior del continente. Si el viento tiene una dirección constante, modela en la duna un típico perfil. Partes de una duna típica - Barlovento.- Es la pendiente más larga y suave y que llega hasta la cresta, da para la dirección del viento. Por lo general en el barlovento se encuentran pequeños surcos ondulados o rizaduras formadas por el viento. - Sotavento.- Viene a ser la pendiente más corta y abrupta, que se encuentra en la zona protegida de la duna. - Cresta.- Es la línea que divide el barlovento y el sotavento. Migración de las dunas Por lo general cuando no hay vegetación que puede sujetar las dunas. Estas indican un proceso de traslación en la dirección del viento dominante. El movimiento es debido al hecho de que el viento arrastra las partículas de arena ubicándolas en el barlovento las lleva sobre la cresta y los deposita en el sotavento, la repetición continua de este proceso da como resultado el avance de la duna. La velocidad de traslación de las dunas puede oscilar entre algunos centímetros y varios metros al año. Las dunas más pequeñas se trasladan más rápido que las dunas más grandes. Se tiene los siguientes tipos. barjanes, transversales, longitudinales, parabólicas. 63

b) LOES Son acumulaciones de partículas minerales angulosas y finas que han sido transportadas por el viento desde los desiertos y depósitos glaciaricos y depositadas fuera de los limites de éstas. El loes es un material amarillento que se caracteriza por no presentar estratificación, ser altamente carbonatado, poseer curiosas formas de nódulos carcareos y por tener su sistema de fines conductos verticales de arrestos de raíces de plantas, los cuales han sido rellenados por carbonatos de calcio, lo que le permite mantenerse en paredones verticales que no se derrumba. 11.5 DESIERTOS Son regiones estériles con poca o ninguna vegetación, un drenaje interior que no llega al mar, sin embargo, pueden existir ríos aloctonos- formados fuera del desierto que logran cruzarlo y llegan al mar, como es el caso de muchos de nuestros ríos costeros. Distribución y origen Los desiertos se distribuyen en las latitudes bajas y medias abarcando tres grupos: a) Desiertos topográficos.- en los cuales la escasez de lluvias se debe a que están situados en las partes centrales de los continentes, lejos de los océanos (desiertos continentales) o a la presencia de barreras montañosas que impiden el paso de los vientos húmedos que producen lluvia (desiertos de barrera). Como ejemplo de desiertos continentales tenemos al desierto de Gobi en Asia Central y el de Takla Makan al norte del Tibet y como ejemplos de desiertos de barrera tiene los desiertos de América del Norte y la región oeste de Argentina determinada por la presencia de la Cordillera de los Andes. b) Desiertos subtropicales.- Son los de mayor extensión y se encuentran ubicados entre los 5° y 30° de latitud al norte y sur de Ecuador. Se originan debido a que en las latitudes subtropicales (zonas de fuertes presiones) el aire frío que desciende se calienta, reteniendo por lo tanto una mayor humedad lo que trae como resultado un clima seco, en estas regiones conforme se acerca al Ecuador (zona de baja presión), el aire se calienta gradualmente lo que obliga a elevarse a una mayor altura donde se enfría con rapidez, descargando bajo la forma de torrenciales lluvias, característico de los trópicos, toda el agua que llevaba consigo para comenzar de nuevo el ciclo. Entre los desiertos más representativos de este grupo tiene el Sahara en el norte de África, el de Arabia en el Medio Oriente, el Victoria en Australia. Etc. c) Desiertos costeros.- Son relativamente pequeños y se encuentran a lo largo de las costas tropicales, donde se originan por la influencia que ejercen las corrientes frías oceánica las que enfrían el aire costero tornándolo “estable”, la abundante cantidad de vapor de agua que contiene no llega a alcanzar alturas apropiadas como para que se produzca su precipitación; ejemplo de estos desiertos son los ubicados a lo largo de la costa Peruana y Chilena donde circula la fría Corriente Peruana. d) 64

Trabajo del viento en el desierto La acción del viento sobre los suelos secos y desnudos de los desiertos es enorme, porque como se ha visto anteriormente, arrasa continuamente las partículas ligeras (deflacacion), desgasta las rocas (corracion) y deposita los materiales que transporta, debido a esto, el viento produce tres tipos de superficie desértica: 1- Desierto Rocoso, cuya superficie esta constituida por roca viva. 2- Desierto Pedregoso, con superficie formada de cascajo o de cantos rodados. 3- Desierto Arenoso, de superficie constituida de arena. 11.6 -

-

CARACTERES DE LA ARIDEZ En los desiertos las lluvias son escasas e irregulares resultando difícil de predecirlas. Extrema sequedad del aire, la humedad relativa es por lo general menos del 50% Cambio brusco de temperatura, en los desiertos las temperaturas fluctúan de un extremo a otro en unas cuantas horas, esto es debido a la falta de vapor de agua y de nubes que amortiguan las oscilaciones. Durante el día se tiene temperaturas altas mientras que en las noches el frío se deja sentir. En el Sahara por ejemplo la variación de temperatura llega a ser hasta 30° C, en Trípoli en un periodo de 24 horas se registro una temperatura de 37° C, en Trípoli en un periodo de 24 horas se registro una temperatura de 37 ° C, y una mínima de –l° C. Ocurrencia de fuertes vientos, que modifica violentamente la superficie del terreno y que muchas veces dan lugar a tempestad de arena. Vientos de este tipo se conocen en ICA, como Paracas.

65

CAPITULO XII ACCION GEOLÓGICA DE GLACIARES 12.1 GLACIAR.- Es una masa de hielo ubicada en el continente que poseen un movimiento lento por acción de la gravedad y se forma por la nevisa por recristalización. Los glaciares se forman en áreas donde la cantidad de nieve caída en el invierno es mayor que la que se evapora durante el verano. La línea de nieve perpetua esta determinada por la latitud, llegando dicha altura al nivel del mar en los polos (latitud de 90° N y 90° S) o cerca de 6,000 msnm en el Ecuador latitud 0°. 12.2 TIPOS DE GLACIARES A) Glaciar de valle.- Son aquellos que se deslizan sobre valles fluviales pre-existente en las áreas montañosas, se le conoce como glaciares de montaña o glaciares alpinos. B) Glaciares de pie de monte.- Son acumulaciones de hielo formados por la unión de dos o más glaciales de valle y que se extienden en las llanuras ubicadas al pie de las montañas. C) Mantos de hielo.-Son mantos de hielo a modo de capas que cubren extensas áreas de terreno, cuando tienen proporciones continentales se les llama glaciar continental (Groenlandia y la antartida son los ejemplos y cuando son mas pequeños y de alcance local se le conoce como Casquete de Hielo ejemplo el casquete de hielo de la cordillera Blanca. 12.3 MOVIMIENTO DE LOS GLACIARES Los glaciares tienen un movimiento lento que va desde unos centímetros a algunos metros por día, este movimiento es influenciado por los factores siguientes:

66

-

tamaño del glaciar (a mayor espesor son los más rápidos) Pendiente y topografía del terreno. Temperatura del área (a mayor temperatura mayor velocidad). Cantidad de agua sin congelar en el glaciar (el agua facilita el deslizamiento).

12.4 EROSION GLACIAR Un glaciar en movimiento es un poderoso agente de erosión y modelación del terreno lo que lleva a cabo de la siguiente manera: - Por arranque glacial.- Ocurre cuando un glaciar al encontrar en su camino de salientes de rocas muy fracturadas y diaclasadas se desprende de estas grandes bloques los incorpora a su masa y los transporta a grandes distancias. - Por abrasión glacial.- Los glaciales en su movimiento arrastran abundante material detrítico sobre el fondo del glaciar, la superficie rocosa del lecho es raspada o limada por estos materiales conociéndose este proceso como abrasión glacial. Las rocas utilizadas como herramientas de corte son desgastadas y estriadas por la abrasión. Este proceso se conoce como harina de roca que es el resultado de la pulverización de las rocas.

67

12.5 MODELADO GLACIAL A) Circos glaciales.- Son grandes depresiones semicirculares a modo de anfiteatros, formados por el ensanchamiento de las cabeceras de valles montañosos por acción de los glaciares alpinos, se encuentran rodeados de paredes elevadas y muy empinadas que tienen un lado abierto, el que será utilizado por los glaciares para fluir a los valles contiguos. Entre los rasgos asociados a los circos tenemos: - Aristas o arete.- Es un tabique afiliado y dentado, que queda como división cuando las cabeceras de dos circos a consecuencia de la erosión se aproximan. - Paso montañoso o cuello.- Se forma cuando las cabeceras de dos circos por efecto de la erosión se unen. - Cuerno.- Es un pico piramidal que queda como testigo, cuando una montaña rodeada de circos sufre la erosión de las cabeceras de éstos, ejemplo Rasohuilca. - Lago ínter montañoso o tarn.- Es un lago formado en la cuenca de un circo glacial. -

B) valles glacidos.- El tránsito cuesta debajo de un glaciar por un valle fluvial preexistente producirá en estas modificaciones, pero lo más característico es el perfil transversal en forma de “U” que adquiere el valle, debido a que el frente de avance del glaciar relativamente amplio barre con el manto de rocas y sedimentos de origen fluvial y desgasta los flancos y el lecho del valle originalmente en V para producir otro en forma de artesa, de suelo ancho y con paredes laterales de fuerte pendiente. Otro rasgo saltante que dejan los glaciares en los valles, es el perfil longitudinal típico, caracterizado por una serie de cuencas y mesetas producidas por la diferente resistencia de las rocas a la erosión glacial y a la diferente intensidad de ésta, posteriormente, las cuencas al rellenarse de agua formaran a lo largo del valle un rosario de lagunas. Valle suspendidos así como los ríos principales tienen valles afluentes laterales, los glaciares principales también lo presentan, los ríos que circulan por este tipo de valles al precipitarse sobre el valle principal forman hermosas cascadas. C) Rocas aborregadas.- Son prominencias labradas en las rocas por la erosión de los glaciares, tienen formas asimétricas y redondeadas, pendiente suave en la cara que mira al glaciar y abrupta en la opuesta.

68

12.6 TRANSPORTACIÓN GLACIAL. La capacidad de transporte de los glaciares es muy grande, puede transportar bloques pétreos de impresionantes dimensiones así como grandes cantidades de harina de roca y fragmentos angulosos heterogéneos. La carga se ubica en la parte: carga supraglaciar, carga intra glaciar, carga infraglaciar. 12.7 DEPOSITACION GLACIAL La carga de material detrítico transportado por un glaciar, es depositada cuando el hielo se funde, dando lugar a la formación de una variedad de depósitos conocidos como depósitos de glaciar los cuales se pueden clasificar en: estratificados y no estratificados. a) Depósitos no estratificados.- Estos depósitos reciben el nombre de Till y en caso de hallarse consolidados Tillita. Los depósitos de till dejados por los glaciares en retroceso forman diversos rasgos topográficos, entre los que tenemos: 1) Morrenas.- Son acumulaciones de till, toman diversos nombres de acuerdo al lugar donde se encuentre con respecto al glaciar: - Morrena terminal.- se ubica en la parte final del glaciar que marca el limite de avance de éste. - Morrena de retroceso.- son acumulaciones formados en aquellos lugares donde el frente del glaciar se hizo temporalmente estable o retrocedio. - Morrena de fondo.- es aquella a modo de capa suavemente ondulada dejada sobre el fondo rocoso del valle y que se forma por el deshielo gradual de los glaciales. - Morrenas laterales.- tienen forma de camellon y se ubican a ambos lados del valle y longitudinalmente a él. - Morrena central.- se originan cuando se unen las morrenas laterales de dos glaciares confluentes, como su nombre lo indica se ubica en la parte central del glaciar. 2) Drumlins.- Son colinas alargadas compuesta por tillita y desarrolladas en la superficie de las morrenas de fondo. Se encuentran alineadas en el sentido del movimiento del glaciar y dispuestas en grupos que abarcan extensas áreas. 3) bloques erráticos.- son grandes rocas transportadas de su lugar de origen por los glaciares y que han sido dejadas sobre un lecho de composición diferente. Frecuentemente presentan facetas y estrías. b) depósitos estratificados.- son aquellos materiales formados por transporte por el hielo y que han sido clasificados de acuerdo a su tamaño por las aguas de fusión glacial. Se les conoce como depósitos fluvio-glaciales y pueden ser: 1- Planicie fluvio-glacial.- Son depósitos de arena y grava formada en frente de los glaciares continentales a modo de abanico. 2- Eskers.- Son camellones serpenteantes constituidos por grava y arenas irregularmente estratificadas. 3-kames.- Son pequeños montículos de forma caprichosa y de laderas abruptas constituido por material estratificado. 4- marmitas glaciales.- Son depresiones de dimensiones variables en el deposito glaciar, se forma debido al estancamiento de bloques de hielo de un glaciar que retrocede y a su posterior cubrimiento parcial o total de material, al fundirse los 69

bloques de hielo dejan marmitas, las que con el transcurso del tiempo pueden rellenarse de agua y formar lagos o pantanos. 5- Varvas.- Vienen a ser capas delgadas de sedimentos de grano grueso y fino, depositados en lados que bordean un glaciar.

CAPITULO XIII DEFORMACIÓN DE LA CORTESA TERRESTRE 13.1 MECANICA DE LA DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS Si aplicamos una fuerza vertical sobre una capa de rocas, obtendremos una fuerza de reacción en la misma dirección y con sentido opuesto. Esta acción y reacción mutua sobre una superficie constituye un esfuerzo. El esfuerzo origina deformación, que puede traducirse en dilatación, distorsión o ambas. Si sometemos a un cuerpo rocoso a fuerzas dirigidas, pasa generalmente a través de tres etapas de deformación. Al iniciarse el proceso la deformación es elastica, vale decir, si se retira el esfuerzo el cuerpo retorna a su tamaño y forma original. Si el esfuerzo excede al limite de deformación elástica, la deformación se transforma en plástica o sea que la roca al retirar el esfuerzo solo retorna parcialmente en su forma y tamaño origina. Si se aumenta aun más el esfuerzo se producen pequeñas fracturas hasta que la roca cede por ruptura. Las rocas frágiles son aquellas que sufren ruptura antes de que tenga lugar una deformación plástica.

70

13.2 PLIEGUES Se denomina pliegue a toda ondulación o flexión visible en las rocas y que es originada por fuerzas mecánicas. Los pliegues se dan mas notoriamente en rocas sedimentarias pero también se observan en otros tipos de rocas como: rocas ígneas y metamórficas. Las estructuras estratificadas pueden presentar pliegues de dimensiones de orden ígneas y metamórficas. Las estructuras estratificadas pueden presentar pliegues de dimensiones de orden microscópicas hasta kilómetros, como por ejemplo los pliegues en la región de Ayacucho. La posición de los estratos queda definida y representada en un plano con el rumbo y buzamiento. Partes de un pliegue: Plano axial, Eje axial, Limbos o flancos, Cresta de pliegue, Seno de pliegue, Núcleo de pliegue. Tipos de pliegue.- Considerando la apariencia que presentan en secciones transversales, se clasifican en: a) Anticlinal.- Se llama así a todo pliegue convexo hacia arriba y en el cual las rocas más antiguas se encuentran en su núcleo, pliegues de este tipo y de proporciones continentales son llamados geosinclinales. b) Sinclinales.- Es aquel pliegue cóncavo hacia arriba a modo de una cubeta y en el cual las rocas más antiguas se encuentran envolviendo a las mas jóvenes. c) Monoclinal.- Son pliegues cuyos estratos sufren un cambio brusco de inclinación en un determinado trecho, la inclinación puede variar desde unos pocos grados a noventa grados. d) Terraza estructural.- Se forma cuando estratos inclinados toman en un trecho una posición horizontal. e) Homoclinal.- Son estratos que se inclinan en una dirección con un mismo ángulo. Generalmente resultan ser limbos de pliegues. f) Domo.- Es una estructura en la cual los buzamientos se alejan de un centro común. Las rocas más antiguas se encuentran en el núcleo de la estructura. g) Cuenca.- Es el caso contrario del domo, viene a ser una estructura en la cual los buzamientos se dirigen hacia un centro común. Las rocas más antiguas envuelven a las mas jóvenes. 13.3 FALLAS Las fallas son superficies de fractura a lo largo de los cuales han ocurrido movimientos de las rocas ubicadas a ambos lados de éstas. En una falla tanto la longitud como el desplazamiento pueden variar desde unos pocos centímetros hasta varios kilómetros. Las fuerzas que actúan en el fallamiento son: la gravedad (fuerza vertical), la tensión y la compresión (fuerzas horizontales). Cuando el plano de falla se encuentra bien definido se presenta con caras pulidas o estriadas que son producidas por roce entre la roca en movimiento; superficies son conocidas como “espejos de falla” Cuando las rocas que se encuentran cerca de la zona de fallamiento molidas o trituradas, se les conoce como “brechas de falla” si la trituración es intensa ocurren metamorfismo formándose la “milonita” que es una roca esquistosa de coloración clara y de grano fino. Elementos de una falla 71

Rumbo.- el rumbo de una falla es la dirección de una línea horizontal en el plano de falla. Buzamiento.- El buzamiento o inclinación de una falla es el ángulo que hace el plano de falla con la horizontal. Se mide en un plano vertical perpendicular al rumbo de la falla. Caja de techo.- se denomina así al bloque de roca ubicado por encima del plano de falla. Caja piso.- es el bloque de roca ubicado por debajo del plano de falla. Escarpa de falla.- es una ladera en la superficie terrestre de altura y longitud variable formada por la ocurrencia de una falla. Su existencia demuestra que la falla es de origen relativamente reciente y que se encuentra en actividad, ya que si no fuera así la erosión la habría destruido.

Movimientos relativos Entre los términos utilizados para indicar los movimientos relativos de los bloques que componen la falla, se tiene los siguientes: Desplazamiento.- es un término que indica el movimiento relativo de puntos que originalmente fueron adyacentes y que por efecto de la falla, se hallan en las caras opuestas de ella. Se mide sobre el plano de falla. Considerando lo dicho, el desplazamiento se subdivide en forma más especifica en: - Desplazamiento neto.- es el movimiento total medido sobre el plano de falla. - Desplazamiento de rumbo.- es la componente del desplazamiento neto, paralela al rumbo de falla. - Desplazamiento de inclinación.- es la componente del desplazamiento neto paralela a la inclinación del plano de falla. Rechazo.- es un termino que se refiere al movimiento sobre los bloques opuestos a la falla y fuera de la zona dislocada. Se mide en un plano vertical perpendicular al rumbo de la falla. Se le subdivide en: Rechazo vertical.- Es la componente vertical del desplazamiento neto y del desplazamiento de inclinación. Rechazo horizontal.- Es la componente horizontal del desplazamiento neto y del desplazamiento de inclinación. 72

Clases de falla: Considerando las más importantes tenemos: a) fallas Normales o Directas.- Donde la caja techo ha descendido con respecto a la caja piso. Se les considera formadas por fuerzas de tensión. b) Fallas inversas o de empuje.- Son fallas originadas por fuerzas de compresión y donde la caja techo ha ascendido con respecto a la caja piso. c) Falla de rumbo.- Se le conoce también como falla de tijera. En el, los bloques de roca se han deslizado en forma paralela al rumbo de la fractura la que es vertical o casi vertical. d) falla de estratificación.- Es una falla paralela a los planos de estratificación. Muchas veces se observa que las fallas se combinan formando diversas estructuras, entre las que se destacan: - Graben.- es un estrecho y largo bloque limitado por fallas normales y que han descendido con respecto a los bloques de los costados. Se le conoce también como fosa tectónica. - Horst.- es un bloque alargado que ha ascendido con respecto a los bloques de los costados y que se encuentra limitado por fallas normales. Recibe también la denominación de pilar tectónico. - Fallas escalonadas.- forma una serie de bloques desplazados unos con respecto a otros. Pueden ser normales, inversas, o de rumbo. Junturas.- conocidas también como diaclasas, son grietas que dividen a las rocas y en las cuales no ha ocurrido ningún tipo de movimiento a lo largo del plano de fractura. Se originan por tensión o por compresión. Discordancias.- se conoce como discordancia a toda superficie de erosión o de no depositacion que separa estratos más jóvenes de rocas más antiguas. Existen tres tipos de discordancia principalmente: angular, disconformidad, inconformidad. a) Discordancia angular.- donde los estratos más antiguos se inclinan (buzan) con un angulo diferente al de los estratos más jóvenes. b) Disconformidad.- donde los estratos ubicados tanto encima como debajo de la superficie de erosión son paralelos. Es conocida también como discordancia paralela o discordancia erosional. c) Inconformidad.- o no-concordancia, de esta manera se conoce a la discordancia existente entre rocas ígneas o metamórficas erosionadas y los sedimentos (estratos) depositados encima. 13.4 TECTÓNICA DE PLACAS Tectónica de placas, teoría de tectónica global (deformaciones estructurales geológicas) que ha servido de paradigma en la geología moderna, para la comprensión de la estructura, historia y dinámica de la corteza de la Tierra. La teoría se basa en la observación de que la corteza terrestre sólida está dividida en unas veinte placas semirrígidas. Las fronteras entre estas placas son zonas con actividad tectónica donde tienden a producirse sismos y erupciones volcánicas.

73

ORIGEN Aunque la revolución de la tectónica de placas en el pensamiento geológico ha ocurrido hace poco (en las décadas de 1960 y de 1970), las raíces de la teoría fueron establecidas por observaciones y deducciones anteriores. En uno de estos descubrimientos, James Hall, geólogo neoyorquino, observó que los sedimentos acumulados en cordilleras montañosas son al menos diez veces más gruesos que los del interior continental de la Tierra. Este hecho estableció las bases de la teoría geosinclinal posterior que afirma que la corteza continental crece por acumulaciones progresivas originadas como geosinclinales antiguos y plegados, endurecidos y consolidados en placas. Esta teoría quedó bien establecida en el siglo XX. Otro descubrimiento del siglo XIX fue la existencia de una dorsal en medio del océano Atlántico; hacia la década de 1920, los científicos llegaron a la conclusión que esta dorsal se extendía dando casi una vuelta completa a la Tierra.

74

En el periodo entre 1908 y 1912, las teorías de la deriva continental fueron propuestas por el geólogo y meteorólogo alemán Alfred Wegener y otros, que descubrieron que las placas continentales se rompen, se separan y chocan unas con otras. Estas colisiones deforman los sedimentos geosinclinales creando las cordilleras de montañas futuras. Los trabajos geofísicos sobre la densidad de la Tierra y las observaciones de los petrólogos habían mostrado con anterioridad que la corteza terrestre se compone de dos materiales bien distintos: el sima, formado por silicio y magnesio, por lo general basáltica y característica de la corteza oceánica; y el sial, de silicio y aluminio, por lo general granítica y característica de la corteza continental. Wegener creía que las placas continentales siálicas se deslizaban sobre la corteza oceánica simática como hacen los icebergs en el océano. Este razonamiento era falaz, porque la temperatura de fusión del sima es mayor que la del sial. Después los geólogos descubrieron la llamada astenosfera, capa semisólida, situada en el manto terrestre debajo de la corteza, a profundidades entre 50 y 150 km. Primero se conjeturó y luego se demostró sísmicamente que era un material plástico que podía fluir despacio. Uno de los argumentos más fuertes de Wegener para justificar la deriva continental era que los bordes de los continentes tenían formas que encajaban. Para defender su teoría, indicó que las formaciones rocosas de ambos lados del océano Atlántico —en Brasil y en África occidental— coinciden en edad, tipo y estructura. Además, con frecuencia contienen fósiles de criaturas terrestres que no podrían haber nadado de un continente al otro. Estos argumentos paleontológicos estaban entre los más convincentes para muchos especialistas, pero no impresionaban a otros (en su mayor parte geofísicos). Los mejores ejemplos dados por Wegener de las fronteras continentales hendidas, como se ha mencionado, estaban en ambos lados del océano Atlántico. De hecho, Sir Edward Bullard probó el encaje preciso mediante una computadora y presentó sus resultados a la Sociedad Real de Londres: el ajuste era perfecto. El error medio de estos límites es menor de un grado. Sin embargo, a lo largo de otras márgenes oceánicas, no se encuentra una complementariedad similar: por ejemplo, en el cinturón que circunvala el Pacífico o en el sector de Myanmar (Birmania) e Indonesia del océano Índico. Estos puntos de discrepancia subrayan una característica de los bordes continentales señalada por el famoso geólogo 75

vienés Eduard Suess, hacia 1880. Reconoció un ‘tipo atlántico’ de margen, identificado por el truncado abrupto de antiguas cadenas montañosas y por estructuras hendidas, y un ‘tipo pacífico’, marcado por montañas dispuestas en cordilleras paralelas, por líneas de volcanes y por terremotos frecuentes. Para muchos geólogos, las costas de tipo pacífico parecen estar localizadas donde los geosinclinales se deforman y se elevan para formar montañas. EXPANSIÓN DEL FONDO MARINO En la década de 1920, el estudio de los lechos marinos progresó cuando el sonar, dispositivo de sondeo con eco, fue modificado para medir las profundidades oceánicas. Con un sonar se podía medir la topografía submarina y establecer su cartografía. Más tarde, los geofísicos adaptaron los magnetómetros aéreos para poder medir variaciones de intensidad y orientación geomagnética. Las travesías de los magnetómetros transportados en barcos por las dorsales oceánicas mostraron que las rocas de un lado de la dorsal producían un motivo reflejado del de las rocas del otro lado. Los métodos de datación aplicados a las rocas corticales basálticas del lecho marino mostraron que la materia más cercana a la dorsal era mucho más joven que la lejana (de hecho, era relativamente reciente). Además, no se encontraron capas de sedimentos marinos en la cumbre de la dorsal, pero aparecían a cada lado, otras más antiguas y gruesas a mayor distancia. Estas observaciones, añadidas a las del gran flujo de calor, hicieron pensar que la dorsal es el lugar donde se crea la corteza oceánica nueva; el material llega por corrientes de convección de lava caliente, pero se enfría y solidifica con rapidez al o con el agua fría del fondo oceánico. Para dejar sitio a esta suma continua de nueva corteza, las placas deben separarse lenta pero de forma constante. En el Atlántico norte, la velocidad de separación es de sólo 1 cm al año, mientras que en el Pacífico es de más de 4 cm al año. Estos movimientos relativamente lentos, impulsados por corrientes de convección térmicas originadas en las profundidades del manto terrestre, son los que han generado, en el curso de millones de años, el fenómeno de la llamada deriva continental. En la década de 1960, los datos detallados del suelo oceánico fueron agrupados e incorporados en mapas fisiográficos donde el relieve submarino fue representado por científicos del Observatorio Geológico Lamont en la Universidad de Columbia. Se dieron cuenta de que la cresta de las dorsales oceánicas 76

tiene la forma de una rendija, o grieta, de unos pocos kilómetros de ancho, situada en el centro de la dorsal. También descubrieron que en el mar Rojo la dorsal penetra en el continente africano para convertirse en el famoso valle del Rift, que llega desde el valle del Jordán y el mar Muerto, pasando por el mar Rojo, a Etiopía y al este de África. Resulta evidente que la dorsal marca una división en la corteza terrestre como lo hace en la oceánica. Los nuevos mapas fisiográficos del fondo del océano también revelan, por primera vez, que las crestas de las dorsales tienen muchas grietas, llamadas zonas de fractura. Estas grietas señalan la dirección de las fallas de transformación (lo que se llama ‘deslizamiento según el rumbo’) que se han desarrollado para compensar las tensiones generadas por velocidades distintas de expansión del suelo marino. Aunque la mayoría de estas fallas están ocultas bajo el océano, una de ellas, la falla de San Andrés conocida por su propensión a los terremotos, emerge del océano Pacífico, cerca de San Francisco, en California y atraviesa cientos de kilómetros de tierra. ARCOS VOLCÁNICOS Y SUBDUCCIÓN Ya en la década de 1930, sismólogos estadounidenses descubrieron problemas dinámicos particulares de las costas de tipo pacífico. Mostraron que hay terremotos asociados a estas zonas en puntos de baja profundidad en el lado exterior (u oceánico) de los arcos de islas volcánicas, pero que la profundidad de las sacudidas crece hasta alcanzar un máximo de 700 km a una distancia de 700 km hacia tierra desde el frente del arco. Analizando con detalle un caso particular, el geólogo estadounidense Hugo Benioff concluyó que esta geometría representa un plano de falla que se extiende a través de la corteza hasta el manto superior, inclinado hacia abajo con un ángulo de unos 45°. En 1906, se propuso la existencia de una estructura similar, la parte sur de los Alpes penetrando bajo su parte norte. En la década de 1950 se llamó a este proceso subducción. Se ha probado la existencia de planos de subducción similares a lo largo de casi todas las costas de tipo pacífico (donde no se han encontrado hay pruebas geológicas que muestran que antes había, pero que ahora están inactivas). Muchas de estas zonas revelan un sistema de fallas mayor que corre paralelo al sistema montañoso general. A lo largo de intervalos muy prolongados, el movimiento de una falla pasa de gradual a abrupto y se puede producir un desplazamiento de entre 1 y 5 m en un único terremoto. Fallas así se han encontrado en

77

Chile, Alaska, Sumatra.

Japón,

Taiwan,

Filipinas,

Nueva

Zelanda

y

Durante la subducción, la corteza oceánica penetra en el manto y se funde. Al reciclarse de forma continua, no hay zonas de la corteza moderna de los océanos que tengan más de 200 millones de años de antigüedad. Los bloques corticales se mueven y chocan constantemente cuando son transportados por las distintas placas. Una consecuencia importante de la fusión de la corteza oceánica subducida es la producción de magma nuevo. Cuando la corteza se funde, el magma que se forma asciende desde el plano de subducción, en el interior del manto, para hacer erupción en la superficie terrestre. Las erupciones de magma fundido por subducción han creado cadenas largas y arqueadas de islas volcánicas, como Japón, Filipinas y las Aleutianas. Allí donde una placa tectónica oceánica es subducida bajo corteza continental, el magma producido hace erupción en los volcanes situados a lo largo de cadenas montañosas lineales, conocidas como cordilleras, hasta una distancia de unos 100 km tierra adentro desde la zona de subducción (esta zona se sitúa a lo largo de una zanja submarina situada a cierta distancia del continente). Además de crear y alimentar volcanes continentales, la fusión de la corteza oceánica subducida es responsable de la formación de algunos tipos de yacimientos de minerales metálicos valiosos. TEORÍA INTEGRADA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS Con todos estos conocimientos sobre la expansión del fondo marino y sobre las zonas de subducción, lo que quedaba era combinarlos en un sistema integrado de geodinámica. En la década de 1950, el geofísico canadiense J. Tuzo Wilson demostró la continuidad global de las zonas de subducción, bastante parecida a los pespuntes de una pelota de fútbol. El geólogo estadounidense Harry Hammond Hess señaló que, si el fondo oceánico se separaba en un lado del globo, debía producirse subducción en el otro; si no, el tamaño de la Tierra aumentaría sin parar. Xavier LePichon, estudiante francés de sismología en Lamont, estudió la geometría de las placas a partir de datos sísmicos y el geofísico estadounidense Robert Sinclair Dietz tomó las pruebas de Wegener sobre la deriva continental y reconstruyó las posiciones de los continentes y de las placas continentales en fases sucesivas desde la actualidad hasta hace unos 200 millones de años. Desde entonces, la teoría de la tectónica de placas ha sido debatida,

78

probada y extendida; se ha convertido en un nuevo paradigma y en el centro de la controversia de las ciencias geológicas.

CAPITULO XIV MOVIMIENTOS SISMICOS 14.1 NATURALEZA DE LOS MOVIMIENTOS SISMICOS. Los movimientos sísmicos son vibraciones de la corteza terrestre que se propagan en todas direcciones a partir del foco y que son originadas por causas naturales. Algunos movimientos sísmicos son tan fuertes que alcanzan tal grado de intensidad que pueden llegar a causar perdidas humanas y materiales; otros en cambio son de menor o tan escasa intensidad que no son perceptibles y que para detectar el grado de magnitud que alcanzan es necesario utilizar sensibles instrumentos como los sismógrafos. Normalmente, conforme se aleja de su foco, el movimiento sísmico va disminuyendo en intensidad hasta hacerse imperceptible.

79

En nuestro estudio de los sismos llamaremos “terremoto” a todo movimiento sísmico a pesar de que vulgarmente se conoce como terremoto a los movimientos sísmicos más fuertes y como “temblores” a los más débiles.

Efectos de los terremotos Conocido es por todos los que vivimos en territorios ubicados en fajas sísmicas, los destructivos efectos de los terremotos. Entre los más comunes tenemos el derrumbamiento de construcciones en las zonas urbanas, con la consecuente secuela de perdidas humanas y materiales. En las zonas rurales las carreteras y terrenos se agrietan, los puentes se desploman o se resquebrajan sus cimientos, los rieles de ferrocarril se deforman, se levantan nubes de polvo etc. Los terremotos producen en el área afectada significativos cambios geológicos como son: deslizamiento de materiales superficiales aludes, aludes-aluviones, compactación de las arenas- por efecto de zaranda, alteración en la circulación de las aguas subterráneas (algunas veces pueden brotar a la superficie). En general las rocas son fracturadas y falladas así como los suelos sufren quebrantamiento. Entre los efectos indirectos de los terremotos podemos citar: incendios, inundaciones y enfermedades. Cuando los terremotos ocurren en el mar (maremotos) originan gigantescas olas marinas sísmicas conocidas como “tsunamis”, las que pueden atravesar incluso todo

80

el Océano Pacifico y afectar regiones lejanas. Algunas de estas olas han alcanzado velocidades de hasta 800 km/h y alturas de hasta 30 Ms, al llegar a la costa, sin embargo en alta mar no pasan de 0.5 Ms. de altura. 14.2 CAUSAS DE LOS MOVIMIENTOS SISMICOS En la antigüedad y aun actualmente, algunos pueblos atrasados se basan en teorías idealistas para explicar el origen de los terremotos. Estudios científicos han llegado a determinar que los terremotos se originan de tres formas diferentes: por tectonismo, por vulcanismo o por impacto. a) terremotos tectónicos.- ocurren debido a las ondas producidas por la repentina ruptura y desplazamiento de las rocas que han sido deformadas hasta llegar al limite de su resistencia. La teoría de “Rebote Elástico” explica como se realiza las rocas sub.-superficiales sujetas a presiones prolongadas van cambiando gradualmente de forma conforme aumenta la presión, hasta llegar a un punto donde no pudiendo resistir más, las rocas se fracturan y regresan instantáneamente a su situación original. El “rebote elástico” causado por el regreso instantáneo es el que genera las ondas sísmicas. Los terremotos tectónicos son los más comunes y por lo general los de mayor magnitud b) terremotos volcánicos.-son terremotos causados por las explosiones de gases durante la actividad volcánica o por movimientos repentinos del magma. Este tipo de terremotos constituye un porcentaje pequeño dentro de los terremotos que ocurren dentro de la tierra. c) terremotos de impacto.- son causados por el deslizamiento brusco de rocas (avalanchas) por el derrumbe de cavernas o por la caída de meteoritos. Dentro de este tipo de terremotos, estarían incluidos aquellos causados artificialmente por explosiones en la corteza terrestre, como son por ejemplo las explosiones que se efectúan en las minas, las explosiones nucleares, etc. 14.3 FOCOS Y EPICENTROS Se denomina “foco” o “hipocentro” al lugar de origen de las ondas sísmicas. Se clasifican según la profundidad en que se localizan, por lo que se tienen los siguientes tipos: - focos someros.- cuando la profundidad de origen no pasa los 60 km - focos intermedios.- con profundidades de origen comprendidos entre los 60 y 300 Km. - Focos profundos.- son aquellos que se presentan a profundidades mayores de 300 Km. La experiencia demuestra que este tipo de focos no pasan de los 700 km de profundidad. El numero de focos sísmicos disminuye con rapidez a medida que aumenta la profundidad; esto queda demostrado por el hecho de que el 85% de los focos sísmicos corresponden a focos someros, el 12” a focos intermedios y el 3% restante a focos profundos.

81

Como “Epicentro” se conoce como al area de la superficie terrestre ubicada verticalmente encima del foco. 14.4 INSTRUMENTOS Y ONDAS SÍSMICAS Los instrumentos sísmicos más utilizados son: - El sismógrafo.- Es un instrumento que registra la dirección de las oscilaciones y vibraciones terrestres en los terremotos. Los registros que producen estos aparatos son llamados “Sismogramas”. - El sismometro.- Es un instrumento que mide la intensidad del movimiento sísmico. Mediante el análisis de los instrumentos es posible calcular la profundidad del foco y la distancia del epicentro de cualquier terremoto. Esto es posible hacerlo, comparando el comportamiento de las ondas sísmicas que a partir del foco se transmiten en todas direcciones y que disminuyen de velocidad conforme se alejan. Se diferencian por sus amplitudes y velocidades, siendo las principales la de tres tipos. Ondas longitudinales o primarias “P”, ondas transversales o secundarias “S”, ondas superficiales o largas “L”. Ondas longitudinales “P”.- son ondas que resultan de la compresión y dilatación; se transmiten en cualquier medio ya sea sólido, liquido o gaseoso. Atraviesan el interior de la tierra a velocidades del orden de varios Km/seg dependiendo de las propiedades plásticas del medio, así como de su densidad. Son las primeras en llegar a la estación de registro. Ondas transversales “S”.- son ondas producidas cambio de forma; debido a esto se propagan solo gases ni líquidos ofrecen resistencia a un perpendicularmente a la trayectoria de las ondas más lenta.

por la reacción del medio a un a través de los sólidos, ya que ni cambio de forma. Oscilan y su velocidad de propagación es

Ondas superficiales. “L”.- son ondas que se originan en el limite que separa dos medios-liquido y gaseoso a sólido gaseoso-propagándose por lo tanto desde el epicentro a lo largo de la superficie terrestre. Son las ultimas en llegar, por tener menor velocidad y un recorrido más largo. Localización de los Epicentros La localización del epicentro de un terremoto, se consigue si es que se conoce la distancia que lo separa de tres estaciones suficientemente alejadas. Para tal efecto se traza un circulo alrededor de cada estación, con radio proporcional a la respectiva distancia del epicentro, el punto de intersección de los tres círculos es el epicentro. 14.5 DISTRIBUCIÓN DE EPICENTROS ZONAS SÍSMICAS Los terremotos pueden ocurrir en cualquier lugar de la tierra, pero la mayoría de ellos se concentran en áreas donde están activos los movimientos orogénicos (movimientos formadores de montañas) o los volcanes. Existen dos “zonas sísmicas” bien definidas:

82

a) Zona Circumpacífica o del Fuego.- es una zona de montañas jóvenes y con actividad volcánica donde ocurren el 80% de los terremotos. Esta zona abarca todo el lado occidental de América del Sur y del Norte, Alaska, Japón, Filipinas, Indonesia, Nueva Zelandia, etc. b) Zona mediterránea o Trans-Asiática.- En esta zona ocurren el 15% de los terremotos y abarca desde Burna, los Himalayas, Iran, la región de los Alpes y España. El 5% restante de los terrenos se originan en otras partes de la tierra. 14.6 ESCALAS SÍSMICAS Para evaluar la fuerza de los sismos se crearon una serie de escalas arbitrarias, entre las que destacan: a) La escala de Mercali.- que evalúa la “intensidad “ de los sismos por el grado de destrucción de los edificios y las deformaciones del terreno en un lugar en particular. El mercalli modificado tiene 12 unidades, el original tenia 10. b) La escala de Richter.- Se basa en registros instrumentales, en esta escala se le asigna a cada terremoto un valor o una “magnitud” que es el indice de la cantidad de energía total liberada en el foco. La escala va desde la magnitud I a X. Otra escala que tuvo mucho uso a comienzo del siglo, fue la de Rossi-Forel con 10 unidades. ESCALA MODIFICADA DE MERCALI I- instrumental.- registrado solo por sismógrafos. II.- Muy débil.- Percibidos solamente por personas sensibles. III.- Ligero.- advertido por personas en reposo. IV.- Moderado.- Sentido por individuos en movimiento. V.- Algo fuerte.- interrumpen el sueño, crujen las estructuras VI.- fuerte.- Ligeros desperfectos. VII.- Muy fuerte.- Derrumbe de tabiques. VIII.- destructivo.- Caen algunas cornisas, tabiques, paredes, etc. IX.- Ruinoso.- comienzan a caer las casas, desplomes. X.- Desastroso.- muchos edificios destruidos. XI.- Muy desastroso. Pocas estructuras quedan en pie. Grietas. XII.- Catastrófico.- destrucción total. Objetos lanzados al aire, el suelo fracturado y fallado etc. Líneas Isosistas Son líneas que unen puntos con la misma intensidad sísmica. Por lo general circundan áreas circulares o elípticas.

83

CAPITULO XV INTRODUCCIÓN A LA MECANICA DE SUELOS 15.1 CARACTERISTICAS DE LOS SUELOS Las características de suelos aunque no existe ningún sustituto que sea satisfactorio de las pruebas reales para determinar las propiedades técnicas importantes de un suelo determinado, se puede dar valores aproximados para los suelos típicos de cada grupo de la clasificación, como resultado del análisis estadístico de los datos existentes. Las diversas clases de suelos que se forman en la superficie terrestre cambian continuamente a distintos ritmos y dan lugar a veces a nuevas variedades como consecuencia de: 1)factores intrínsicos.- tales como las propiedades heredadas por el suelo de los materiales a que se debe su origen. 2) factores de ambiente, característicos de la localidad en que se situado el suelo a lo largo del curso de su historia geológica. El tamaño de las partículas de los suelos, gradación.- es de uso corriente expresar el tamaño de las partículas del suelo en medidas métricas, por lo general en milímetros (1pulgada = 25.4 mm) el tamaño de las partículas muy finas se expresa en micras o micrones. Los términos “partículas” y “granos” se usan a menudo indistintamente, aunque hay tendencia a reservar el término grano para las arenas, las arcillas y materiales análogos se suelen reconocer como suelos de grano fino. Debería establecerse; sin embargo, una distinción entre los términos: a) arena, arcilla, y limo considerados como tamaño de las partículas. b) los mismos vocablos cuando se emplean para designar los suelos correspondientes de mezclas de elementos de esos tamaños y pueden ser plásticos o no. Grupos de suelos.- Los suelos naturales son mezclas de grava, arena y finos, en proporciones variables. Todos los suelos naturales se subdividen en: de granos gruesos, de granos finos y los altamente orgánicos. Los suelos de grano grueso son los que tienen hasta el 50%, los suelos de grano fino son los que tienen más del 50% de finos. Todos los porcentajes se estiman en peso. Los suelos de alto contenido se 84

identifican por sus colores negros u oscuros y a veces por el olor. Los suelos de grano grueso y fino se subdividen de acuerdo con los tipos que muestra la tabla de clasificación de Sucs. 15.2

LA CLASIFICACIÓN DE SUELOS (SUCS). 1.

SUELOS DE GRANO GRUESO

Mas de la mitad del material es mayor que el que puede pasar por la criba N° 200 a).Gravas, mas de la mitad de la fracción gruesa es mayor que la que puede pasar por la criba N° 4. -Gravas límpias con poco o sin finos, gran variación en el tamaño de los granos y cantidades importantes de patículas de todos los tamaños intermedios. .GW Gravas bien graduadas, mezcla de grava y arena con poco o ningún fino. - Predominando las partículas de un tamaño o con faltas de las de tamaños intermedios. .GP Grava mal graduada, mezcla de grava y arena con poco o nigún fino. -Gravas con finos con cantidad apreciable de finos, finos no plásticos .GM Gravas limosas, mezclas mal graduadas de grava-arena y limo. Finos plásticos . GC Gravas arcillosas, mezclas mal graduadas de grava-arena y arcilla. b)-Arenas limpias (con poco o sin finos), gran variación en el tamaño de los granos y cantidades importantes de partículas de todos los tamaños intermedios .SW arenas bien graduadas,arenas gravosas con pocos o ningunos finos -Predominio de partículas de un tamaño o variación de tamaños, con faltas en las de tamaños intermedios. .SP Arenas mal graduadas, arenas gravosas.con poco o ningún fino. -Arenas con finos (con cantidad apreciable de finos),finos no plásticos . .SM Arenas limosas mezclas mal graduada de arena y limo. -Finos plásticos. .SC Arenas arcillosas mezclas mal graduadas de arena y arcilla. 2

SUELOS DE GRANO FINO

Más de la mitad de material es menor que la criba N° 200 a).Limos y arcillas con límite líquido menor de 50. .ML

Limos inorgánicos y arena muy fina polvo de roca,arenas limosas o arcillosas con ligera plasticidad. .CL Arcillas inorgánicas de plasticidad media a baja, arcillas gravosas, arcillas arenosas, arcillas limosas, arcillas magras. .OL Limos orgánicos y arcillas limosas de baja plasticidad. b).Limos y arcillas con límite líquido mayor de 50. .MH Limos inorgánicos, suelos limos, micáceos a diatomáceos, arenosos o limosos, limos elásticos. 85

.CH .OH

Arcillas inorgánicas de alta plasticidad, arcillas grasas. Arcillas orgánicas de media a moderada plasticidad. 3 SUELOS PRINCIPALMENTE ORGÁNICOS

Fácilmente identificables por su color, olor, tacto esponjoso, y su tectura frecuentemente fibrosa. .Pt turba y otros suelos muy orgánicos. 15.3 ENSAYOS DE MECÁNICA DE SUELOS Los ensayos de suelos se hacen para: a) la clasificación general de los suelos b) para el control de la construcción c) para determinar la resistencia de los suelos, los ensayos más comunes que se realizan son: 1- Determinación del peso especifico (relativo) .- El procedimiento a usar depende del tamaño y del tipo de la muestra. Ejemplo Peso de la piedra en el aire 163.4 g. Peso de la piedra en el agua 100.7 g Peso especifico relativo = peso de la piedra en el aire (peso de la piedra en el aire)- (peso de la piedra en el agua) p.e = 163.4163.4 – 100.7 = 2.61 2- Ensayo del contenido de humedad.- La humedad o contenido de agua de una muestra de suelo, es la relación del peso del agua contenida en la muestra, al peso de la muestra secada en estufa, expresada como tanto por ciento. Ejemplo: Humedad = 100 x peso del agua /peso de la muestra seca H = 100 x 8.65/35.62 = 24.3 % 3- Análisis granulométrico. 4- Ensayo de la plasticidad 5- Determinación de la densidad (peso unitario) 6- Ensayo de compactación para el contenido óptimo de humedad 7- Ensayo California Bearing Ratio (CBR). 15.4 DESCRIPCIÓN DE SUELOS Y ROCAS En los trabajo preliminares se usa como guía, para la distinción entre roca y suelo. Se llama suelo a todo agregado natural de partícula de minerales separables por medio mecánicos. Roca se denomina a un conjunto de agregados de minerales de diferente composición atraídos por fuerzas poderosa (cohesión) poderosa y permanente están sujetas a interpretaciones diversas. Los términos de suelo y roca son usados en ingeniería y no en el sentido geológico y pedológico. I 1. 2. 3. 4. 5.

ROCA descripción de las propiedades físicas. Color Tamaño de los granos Textura y estructura Discontinuidades dentro de la masa estado de meteorización 86

6. Estado de alteración 7. características litológicas secundarias 8. Nombre de la roca 9. Estimación de la resistencia mecánica del material rocoso 10. estimación de la permeabilidad de la masa 11. Otros términos características especiales en ingeniería. II SUELOS 1. Color 2. Resistencia in-situ y estructura incluyendo discontinuidades 3. Estado de meteorización 4. Estado de alteración 5. Características litológicas secundarias 6. Nombre del suelo 7. Estimación del comportamiento de la masa del suelo bajo flujo subterráneo. 8. Otros términos indicandos características especiales en ingeniería. 15.5 ESTUDIOS GEOTECNICOS 1. Aguas subterráneas 2. Mapas y fotografías satelitales 3. Túnele 4. Construcciones: emplazamiento, exploración y cimentación 5. Puentes firmes 6. Presas de albañilería: estudios geotécnicos 7. Movimiento o remoción de tierra 8. Desprendimientos de tierra y otros desplazamiento de la corteza 9. Terremotos y proyectos a sísmicos

87

88

PARTE PRACTICA I

ROCAS ÍGNEAS

Las rocas ígneas provienen de los magmas paternos, que se pueden definir como la materia rocosa fundida, los magmas expulsados por los aparatos volcánicos (lavas) se encuentran compuestos por una compleja fase líquida silicatada que en muchos casos predomina. Desde el punto de vista físico–químico, un magma se puede considerar como un sistema multicompuesto con silicatos en una fase líquida o mezcla fundida, en esta se hallan presentes cierto número de fases sólidas como cristales en suspensión de minerales de olivino, piroxenos, plagioclasas, etc., también puede estar presente una face gaseosa. Por otra parte los componentes tales como H20 , F y Cl tienen influencia en la viscosidad de la mezcla fundida de silicatos. Las temperaturas promedio en las lavas fluidas oscilan en su mayor parte entre 900° y 1000° C. Larsen en las investigaciones que realizó llegó a la conclución de que en el interior de la corteza terrestre la temperatura del magma basáltico es normalmente inferior a los 1000° C probablemente (entre 800 - 900° C) y la temperatura de los magmas más silicios sea de 600°C a 700°C. Las temperaturas de los magmáticas intracordicales más probables con ayuda de los modernos datos experimentales y petrográficos será de 700°-1100°C. Las temperaturas más bajas correspondian a los magmas graníticos saturados de agua y las temperaturas más altas corresponderían a las andesitas piroxénicas y basaltos. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA La composición de los magmas primarios pueden ser modificados para generar gran variedad de rocas ígneas la cual puede efectuarse de la forma siguiente: a) Diferenciación magmática. Este es un proceso por medio de la cual el magma inicialmente homogéneo, se separa en porciones de diferente composición este y esto puede ser resultado de la (migración de iones o moléculas), dentro del líquido magmático como concecuencia de la gradiente térmica de temperatura. Otro medio de diferenciación es la transferencia gaseosa en el ascenso de las burbujas de gas que pueden colectarse y transportar los constituyentes ligeramente volátiles del magna de un lugar a otro. Pero mucho más importante es el fraccionamiento del magma como resultado de la cristalización. Ejemplo caso de los feldespatos los cristales formados primero son más ricos en sodio, los cambios de esta naturaleza constituyen series de reacción continua. 89

Ciertos minerales de Fe, Mg a medida que cambia el enfriamiento y la reacción, son transformados en otros minerales de diferente estructura a temperaturas definidas ejm. Olivino, hiperstena, augita, en horblenda. Olivino Augita Anfibol

Plagioclasa Ca plagiolcasa Ca - Na plagioclasa Na - Ca plagioclasa Na

Biotita Ortosa Moscovita Cuarzo

Series continuas y discontínuas de la cristalisación b) Asimilación La asimilación de un magma puede estar influenciado debido a reacción con las rocas de las paredes de la cámara magmática. Si el magma tiene una temperatura arriba de la cual comienza la cristalización, puede contaminarse por la fundición de las paredes de la cámara magmática; sin embargo, no es probable que esta condición se efectúe a menudo especialmente donde esté implicado las magnas plutónicos ejm. magma granítico y las rocas adyacentes básicas por arriba de la fusión del olivino. Las rocas híbridas son comunes cerca de las márgenes de los grandes cuerpos plutónicos con este proceso, por la reacción de magma granítico con paredes de gabro o caliza, en la zona afectada se traduce, por un desequilíbrio químico – mineralógico que permite el nacimiento de facies petrográficas numerosas y variables.

90

c) Mezclas de magnas Las rocas híbridas particularmente las volcánicas o intrusivas someras, también puede producirse por la mezcla de magma parcialmente cristalizado provienen de la íntima asociación, dentro de las corrientes individuales de lavas, de los fenocristales de plagioclasas de una composición ampliamente diferente muchos de los cuales aparecen estar fuera de equilíbrio, ejm. una mezcla de pumita riolita blanca y escoria reciente, la íntima mezcla sugiere la erupción simultánea de fusiones heterogéneas, otro como basalto andesitas y riolitas se presentan instruidas. CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS ÍGNEAS PLUTÓNICAS Las rocas plutónicas son rocas ígneas cuya fábrica distinta y algunos la composición mineralógica indica que la cristalización se ha realizado en condiciones de enfriamiento lento comparado con el grado medio de enfriamiento de las rocas volcánicas en superficie terrestre. Es probable que la mayoría de las rocas plutónicas que hoy en día afloran en la superficie terrestre cristalizaron a profundidad no inferiores a varios centenares de metros y que irían hasta unos 20 Kms. Las masas de rocas plutónicas varían enormemente en forma y extensión, los más pequeños son diques y venas de algunos centímetros de ancho, los mayores afloran en forma contínua en extensiones que se miden en centenares de Km2. En cuanto a la minerología existe semejanza entre las rocas plutónicas y las volcánicas correspondientes. Como también se pueden fijar algunas diferencias entre ellos. 1- Hay cierto número de rocas plutónicas monomierálicas o casi monominerálicas como por ejm. La dunita (roca de olivino), anortosita (roca de plagioclasa), piroxenita (roca de piroxenos). No tiene equivalente volcánico. 2- La cristalización plutónica se hace en altas y presiones de agua elevadas y se hace en un intervalo de temperatura menos que en el se realiza la cristalización en las condiciones volcánicas. Esto queda reflejado en algunas diferencias minerológicas en las dos clases de rocas.

91

Los feldespatos alcalinos de las rocas plutónicas son de la serie microclina – albita y ortosa – albita. Las plagioclasas plutónicas se han considerado en general como una serie de baja temperatura. Las hiperstenas son más comunes y las pigionitas mucho menos abundantes en los plutónicos que en los volcánicos. En las rocas plutónicas la leucita es virtualmente desconocida con el aumento de la presión del agua se aumentará los límites superiores de temperatura a los cuales las micas y las horblendas permanecen estables. El enfriamiento rápido en las condiciones volcánicas permite la formación de fases metaestables como son el vidrio, tridimita y augita subcálcica, y de sus asociaciones minerales tales como leucita, cuarzo u olivino – cuarzo. Estos faltan en las rocas plutónicas equivalentes. 3.- en cuanto a la textura los rasgos más característicos de la fábrica plutónica es su estado holocristalino (ausencia de vidrio) y su textura relativamente expuesta equigranular. Ambos se atribuyen a un grado de enfriamiento tan lento que el magma ha cristalizado totalmente sin que en ningún momento se haya sobreenfriado lo suficientemente para permitir el libre desarrollo de núcleos y en consecuencia la cristalización rápida expontánea. Así se ha construido un ensamble de granos entrelazados y mutuamente interpenetrados. CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS Las rocas volcánicas típicas se presentan en forma de coladas que han hecho extrucción en la superficie. Las coladas individuales varían es espesor desde unos cuantos centímetros a varias decenas de metros y rara vez superan en longitud el centenar de kilómetros. En los complejos volcánicos resultantes de erupciones fisurales, se puede cubrir por las coladas aéreas de varios millares de Km. cuadrados. Los rasgos característicos presentados en general por las coladas con una superficie externa escoreácea, en bloque o acordada; una zona recocida roja oxidada junto a la superficie; disyunción columnar con una dirección regular normal a la superficie de enfriamiento, o disyunción en planos paralelos sea a la superficie de enfriamiento sea al plano de corriente especialmente en proximidad de la superficie. Los constituyentes minerales cristalinos de las rocas volcánicas son los siguientes: -Sílice cristalina Si02 cuarzo, tridimita y cristobalita. Los feldespatos se pueden describir a los tres límites, feldespatos potásicos, KALSi306, feldespato sódico Na Al Si308, feldespato cálcico Ca Al Si2 08. -Piroxenos comunes referidos a cuatro términos extremos: diópsido Ca Mg Si 2 06; hedembergita Ca FeSi2 O6; enstatita Mg Si O3. Los piroxenos de las rocas volcánicas se dividen en cinco series: Augita, hiperstena, pigionita, ferropigionita, augita, subcálcica, egirina. - Anfiboles horblenda anfiboles cálcicos que en primera aproximación se pueden considerar próxima a la parsgasita, riebeckita, horblenda sódica (arfvedsonita, varkevikita y otro); intermedio entre la riebeckita y las horblendas comunes. - Micas : moscovita no puede existir a temperaturas superiores a los 650°c por lo tanto no puede cristalizar en las mezclas fundidas volcánico y no se encuentran en las lavas excepto como productos sericíticos resultante de las rocas post-magmáticas, las biotitas se pueden considerar como flogopita con Fe sustituyendo al (Mg, Fe ) y Fe en menor

92

proporción al Mg y Si, la biotita tiene una distribución mucho más limitada en las rocas volcánicas que en las rocas plutónicas. - Olivino : los olivinos de las rocas básicas y ultrabásicas son ricos en Mg, la fayalita se encuentra en las traquitas y riolitas. - Feldespatoides : El término incluye un cierto número de aluminio silicatos alcalinos (principalmente sódicos ) que aparecen como constituyentes de rocas ígneas y que son más pobres en sílice que las correspondientes feldespatos, son comunes leucita, nefelina, sodalita y varias zeolitas. - Óxidos de hierro y titáneo : como hematites, ilmenita y compuestos intermedios magnetita, ulcoespinela, rutilo. - La fábrica - estructura - textura: Fábrica debe interpretarse como el conjunto, textura y estructura no hay una uniformidad, en cuanto a la utilización de los términos se utilizan como sinónimos, una de las estructuras características de las rocas volcánicas es la porfirítica, donde el ensamble se observa grandes cristales o fenocristales de uno o más especies minerales engastados en pasta más fina cristalizado. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS. Las rocas ígneas presentan variaciones texturales y mineralógicas que se puede calificar de sobresalientes, y por lo tanto los criterios minerológicos en que fundar una clasificación, están relacionadas con las características de las rocas ígneas siendo las siguientes: 1-El grano de roca: a observación directa pone en evidencia el tamaño de grano que puede ser fanerítico y afanítico, el primero presenta cristales lo bastante desarrollado para que sean fácilmente identificables a simple vista. Las rocas microgranudas presentan un aspecto grumoso. En cuanto a las rocas afaníticas, poseen algunos minerales reconocibles (macrocristales) o fenocristales envueltos en una pasta microgranuda. 2-La abundancia relativa de los grupos de minerales máficos y félsicos. 3-Presencia o ausencia de cuarzo en los diferentes grupos de rocas. 4-Presencia o ausencia de minerales no saturados (especialmente minerales del grupo de los feldespatoides y olivinos). 5-Naturaleza de los feldespatos, que se considera como minerales esenciales y/o importantes en el grupo de las rocas. 6-En las rocas ricas en (Mg,fe), naturaleza de los minerales ferromagnesianos. Teniendo en cuenta los criterios estructurales y mineralógicos que presentan las rocas, algunos autores han clasificado las rocas ígneas; destacando los siguientes : Turner y Verhoogen, Huang y otros. CLASIFICACIÓN GENERAL DE LAS ROCAS ÍGNEAS ( Según F.J. Turner – J. Verhoogen) Esta clasificación se basa en agrupación de las rocas, en familias o clanes. I FAMILIA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS Los equivalentes volcánicos se indican entre paréntesis 1- FAMILIA DE LOS GABROS (Fm. Volc. basaltos).- rocas plutónicas básicas formadas

93

principalmente de plagioclasas (labradorita, bitowmita), piroxenos, olivinos: por la composición mineralógica se tiene las variedades siguientes. -Gabro olivínico con Plg., augita y olivino; norita olivino hiperstena. -Gabro con Plg. y augita raro horblenda -Anortosita : Plg con Pxs. y/ u olivino únicamente secundario. -Piroxenita : enstatita y/o augita. -Troctolita : Plg. Ca y olivinos. 2- FAMILIA DE LAS PERIDOTITAS : rocas plutónicas ultrabásicas compuestas principalmente de olivinos. Los minerales menos abundantes son comunes dos Pxs. (típicamente enstatita) y la Plg. Ca., los rios cromita o picotita. 3- FAMILIA DE LOS GABROS ALCALINOS (Fm. Basaltos nefelínicos) -Rocas plutónicas básicas, cuyo alto contenido de alcalis hace que aparescan la biotita, barquevikita, ortosa, anortosa, nefelina o analcima, asociada a plagioclasa cálcica, augita y olivino; se tiene las siguientes variedades: -Teschenita: gabro Olv. con analcima, barquevikita, augita titanada. -Theralita: gabro Olv. con ortosa, nefelina, horblenda, biotita. -Picrita: (tránsito a las peridotitas) augita titanada, Olv y como rio Plg.Ca. y analcima. -Shonquinita (tránsito a sienitas) augita, Olv., biotita, FA -Kentallenita (tránsito a monzonita), Plg., FA., augita, Olv. Biotita 4- FAMILIA DE LAS DIORITAS: (Fm. Andesitas): Rocas plutónicas intermediarias compuestas principalmente andesina y horblenda. La diorita augítica es el transito a gabro. La cuarzo-diorita (tonalita) con cuarzo, biotita, horblenda y andesina es una roca sobresaturada de tránsito a la familia de los granitos. 5- FAMILIA GRANITO-GRANODIORITA (Riolita-riodacitas): Rocas ácidas sobresaturadas compuestas principalmente por cuarzo y FA., generalmente pertítico y Plg. Na., con horblenda y biotita Familias: -Granito: FA. Dominante, biotita, horblenda, moscovita. -Granito sódico: y Granofidos: Albita-oliglocasa dominante anfibol o piroxeno sódico. -Cuarzo-monzonita o adamelita: el FA. Y oligoclasa-andesina están en proporciones parecidas. -Granodiorita: domina la andesina sódica y el FA. está sobordinado y cuarzo.

94

-Tonalita: domina la Plg. Andesina sódica y cuarzo. -Rocas filoneanas graníticas, de grano grueso y mineralogía compleja; aplita roca de grano fino de cuarzo, albita FA. y moscovita. 6- FAMILIA DE LA SIENITA (Fm. Traquita-andesitas): rocas plutónicas saturadas o no ` saturadas de contenido de sílice intermedio y alto de alcalis. -Sienita: roca saturada con FA., albita-oligoclasa sobordinada a minerales máficos (horblenda, biotita, augita), las pequeñas proporciones de cuarzo o de feldespatoides, constituyen tránsito al granito y sienitas nefelínicas. -Monzonita: semejante a la sienita pero con proporciones análogas de FA. y oligoclasasandesina. -Grupo de las sienitas nefelinas: rocas no saturadas con feldespatoides sódico (nefelina, sodalita, analcina, cancrinita) y FA., y biotita horblenda, egirina. II

FAMILIA DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS

1- FAMILIA DE LOS BASALTOS.- Rocas volcánicas con plagioclasa básica augita y en muchos casos olivino cnstituyente esencial: a) Basalto olivínico.- Contiene proporciones notables de olivino. La diabasaolivínicas es el equivalente de grano grueso con textura aplítica típica. El basalto picrítico es un tipo muy básico y rico en fenos de olivino, la ankaramita es muy rico en augita. b) Basalto toleítico.- Es escaso o falta el olivino en algunos con pequeña proporción de cuarzo. Las diabasas es el equivalente de grano grueso con textura ofítica. c) Traquibasalto.- Basalto olivínico con alto contenido de N2O o de K2O que se refleja en pequeñas cantidades de horblenda, barquevikita, biotita u ortosa. La magnetita es un tipo próximo con oligoclasa (en vez de labradorita) augita y olivino. d) Espilita.- Basalto pobre en olivino y muy rico en sodio con albita-oligoclasa como único o principal feldespato. La diabasa albítica es equivalente de grano grueso. En ambos tipos de roca es corriente la alteración hidrotermal. 2- FAMILIA DE LOS BASALTOS NEFELÍNICOS Rocas volcánicas básicas con fuerte contenido de alcalis. Los minerales basálticos (Plg. Ca y olivino en cualquier combinación) van acompañados de un feldespatoide de mililita. a) b) c) d)

Tipos nefelínicos.- Nefelinita, basalto nefelínico (nefelina, olivino, augita). Tipos leucíticos.- Leucita, basalto leucítico (leucita, olivino, augita). Basalto mililítico.- Mililita, olivino, augita con o sin nefelina. Limburgita.- Olivino y augita sobre una base vítrea ultra básica alcalina.

3- FAMILIA DE LOS LAMPRÓFIDOS

95

Rocas filonianas básicas y ultra básicas ricos en alcalis y en (FeO, MgO). Típicamente con minerales fémicos de dos generaciones biotita y/ barquivikita, con augita, olivino raro mililita, los FA. y plg. Limitados en las pasta. 4- FAMILIA TRAQUI-FONOLITAS Rocas volcánicas de contenido de sílice intermedio, alto contenido de alcalis y bajo de calcio. a) Traquitas.- Lavas alcalinas saturadas con sanidina u ortosa dominantes acompañados por piroxenos, biotita, horblenda, cuarzo menor o feldespatoides. b) Queratófido.- Traquita sódica con albita como constituyente principal. c) Fonolita.- Lavas no saturadas con feldespatoides abundantes (nefelina sodalita o mas raramente leucita, sanidina, o anortosa, egirina, augita). 5- FAMILIA ANDESITICO-RIOLÍTICO Rocas volcánicas entre intermedias y ácidas no muy alcalinas. a) Andesita porfirítica.- Rocas consistentes en andesina labradorita, augita hiperstena, horblenda, los tipos de transición a basaltos pueden llevar olivino. b) Latita- traquiandesita.- Rocas transicionales entre la andesita y traquita: la plg. (andesina, labradorita) y sanidina abundantes. c) Dacitas.- Rocas ácidas con cuarzo, andesina, biotita y /u horblenda en algunos casos sanidina y tipos vítreos a queratófido. d) Riolita.- Pórfido cuarcífero: Roca volcánica ácida con cuarzo sanidina, oligoclasa, y ferromagnesianos secundarios (biotita, hiperstena, etc.) vitreos a queratófidos. B

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS (Según W. Huang-Tab-l)

La clasificación que presenta este autor está basada en el contenido de cuarzo (sílice) libre, minerales básicos, minerales insaturados: como también las caracteristicas estructurales-texturales de las rocas. Se consideran 5 grupos de rocas: Rocas sobresaturadas (ácidas), rocas intermedias o saturadas, rocas básicas o máficas, rocas alcalinas o insaturadas y rocas ultramáficas. Los clanes o familia de rocas tienen cierta similitud mineralógica entre las rocas plutónicas y sus correspondientes volcánicos. Los minerales que presentan las rocas pueden ser esenciales, rios, característicos y secundarios; los 3 primeros son producto de la cristalización magmática, también se les conoce como minerales primarios. Los minerales secundarios son formados por alteración post-magmática o introducidos por soluciones circundantes (Tabla No l). Concepto de mineral.- Sustancia de origen natural inorganica, con estructura cristalina, composiciòn quimica, constituido por elemento o compuesto, foramado por un proceso geològico. MINERALES FORMADORES DE ROCAS

96

SILICATOS. Los silicatos son un grupo de minerales cuya presencia es importante en las rocas, y se caracterizan desde el punto de vista cristalográfico (estructural), tiene como unidad fundamental un átomo de silicato rodeado de 4 átomos de oxígeno en disposición tetraédrica. Esta unidad fundamental puede compartir uno o más oxígenos de tetraedros adyacentes para formar una armazón estructural propia de los silicatos. La clasificación de los silicatos está a base de la ayuda de los rayos X, fue muy necesario para estudiarlos, clasificarlos y entenderlos mejor considerando su estructura cristalina; en función de esto los silicatos se clasifican en 6 grupos.

1 NESOSILICATOS (del griego neso – isla) Son silicatos que se caracterizan por tener los islotes de tetraedros (SiO4) independientes y aislados los unos de los otros por cationes. Pueden ser distinguidos diferentes tipos estructurales en el seno de los nesosilicatos, en función de los cationes grandes (Zr), medios (Fe,Mg) o pequeños (Be,Zn). Ejm. La serie de los olivinos, grupo de los granates, etc.

2 SOROSILICATOS (del griego soron – hermana). Estos silicatos poseen grupos – unidades formados por dos tetraedros ligados el uno al otro, grupos cuya fórmula es ( Si 2 07), la serie de la epidota es la más importante.

97

3 CICLOSILICATOS (del griego kiklos – anillo). Los tetraedros están dispuestos en anillos según si poseen tres ( Si 3 09 ), cuatro ( Si 4 O12 ), o seis ( Si 6 O18 ) tetraedores, los minerales correspondientes cristalizan. En el sistema romboédrico, tetragonal o hexagonal. Los silicatos más importantes turmalina, cordierita, axinita, etc.

4 INOSILICATOS (del griego inos-músculo). Son silicatos caracterizados por tener sus tetraedros distribuidos en forma de cadena, existen dos clases de cadena simple y cadena compuesta. a) Silicatos en cadena simple.- A priori se pueden imaginar muchas maneras posibles para constituir cadenas de tetraedos que sean rectas y de una longitud teóricamente infinita. En estas cadenas próximas tienen siempre un oxígeno en común y la composición esquiométrica queda siempre en Si O3. Por el contrario el aspecto geométrico de alargamiento varía en función del período de la cadena, período que puede ser simple ( Si O3 ), doble ( ( Si O3 ) 2), triple ( ( Si O3 ) 3), o quíntuple ( ( Si O3) 5). Los piroxenos constituyen un grupo de minerales que se presentan generalmente en cristales prismáticos de 4 y 8 lados, se distingue de los anfíboles por su clivaje prismático de casi 90 grados; los piroxenos se dividen en ortopiroxenos, clinopiroxenos.

98

b) Silicatos en cadena compuesta.- se trata de silicatos que están formados por cadenas parecidas a los del tipo anterior, pero aquí están unidos de manera que contituyen cintas, estos silicatos están representados por los anfiboles, son minerales prismáticos y fribosos, los clivajes característicos de los anfiboles se interceptan aproximadamente a 56 grados y 124 grados, se subdividen en anfíboles ortorrómbicos y monoclínicos, su fórmula (Si4 O11 ).

55 (del

5 SILICATOS CON TETRAEDROS EN HOJAS O FILOSILICATOS griego pillon=hoja o lámina). En este tipo de estructura, los tetraedros están soldados los unos a los otros por tres de sus vértices de una manera que forma una red de malla hexagonal, de donde emerge el vértice libre de cada tetraedro que lo constituye, los minerales representes de este grupo son: las micas, arcillas; su fórmula ( Si4 O10 ).

99

6 SILICATOS CON TETRAEDROS EN EDIFICIOS DE TRES DIMENSIONES O TECTOSILICATOS (del griego = tecton = armazón) En los tectosilicatos, los tetraedros SiO4 están soldados los unos a los otros por sus cuatro vértices. De esta manera cada átomo de oxígeno pertenece a dos tetraedros próximos y, por consiguiente la fórmula estructural es ( SiO2 ).

MINERALES REPRESENTANTES DE LOS SILICATOS Los minerales de los grupos de los silicatos constituyen la mayor parte de los minerales formadores de rocas, algunas rocas (muy pocas) son monominerálicas la mayoría son poliminerálicas, más del 90% minerales que constituyen el ensamble mineralógico en las rocas son de composición silicatada. Por esta razón requiere el conocimiento a cerca del grupo de los silicatos. Considerando su estructura cristalina los silicatos se clasifican en seis grupos: 1-Nesosilicatos 2-Sorosilicatos 3-Ciclosilicatos 4-Inosilicatos 5-Filosilicatos 6-Tectosilicatos 1 NESOSILICATOS. Nesosilicatos de cationes pequeños Nesosilicatos de cationes medianos Nesosilicatos de cationes grades I Nesosilicatos de cationes pequeños 100

Fenacita SiO4 Be2 Willemita SiO4 Zn2 Eukriptita (Si A1 04) Li II Nesosilicatos con cationes medianos. a) Grupo de los olivinos o peridotos Montecelita (Si 04) Ca Fe Tefroita (Si 04) Mn2 Glaucocroita ( Si 04) ( Mn, Ca )2 Knebelita ( Si 04) ( Mn, Fe)2 Crisoberilo ( Be 04) Al2 Forsterita ( Si 04) Mg2 Fayalita ( Si 04) Fe2 b) grupo de los granates -Granates alumínicos Almandino

( Si 04)3

Al2 Fe3

Piropo

( Si 04)3

Al2 Mg3

Glosularia

( Si 04)3

Al2 Ca3

Espesartina

( Si 04)3 Al2 Mn3

-Granates ferríferos Andradita

(Si 04)3 Fe2 Ca3

Calderita

(Si 04)3 Fe2 Mn3

- Granates crómicos Uvarovita

(Si 04)3 Cr2 Ca3

Hanleita III

(Si 04) Cr2 Mg3

Nesosilicatos con cationes grandes

Zircón

(Si 04) Zr

Torita

(Si 04) Th

Uronolita

(Si 07) (Th, U)

IV

Subnesosilicatos.

a) grupo de los silicatos de aluminio Sillimanita

(Si 05) Al2

Andalucita

(Si 02 Al2 03

Distena Estaurolita

(Si 02 Al 03) (Si 04) Al2 0)2 Fe (0H)2

b) grupo de los cloritoides Cloritoides

(Si 04)2 (Fe , Mg)2 Al 02 (0H)4

101

c) Grupo de la esfena Esfera o titanita

(Si 04) Ti Ca 0

d) Grupo de la humita Brucita 2.

(Si 04) Mg2 y Mg (F, 0H)2 SOROSILICATOS

Sorosilicatos verdaderos: grupo de la mililita Subsorosilicatos: grupo de la lawsonita Subsorosilicatos con funciones complejas a) Sorosilicatos verdaderos Grupo de la mililita Gehlinita

(Si Al 07) Ca2 Al

Akermanita

(Si2 07) Ca2 Mg

b) Subsorosilicatos: grupo de la lawsonita Ilvaita

(Si2 07) 0 (0H) Ca Fe2

Cuspidina

(Si2 07) (F, 0H)2 Ca4

Hemimorfita o Calaminita

(Si2 07) (0H)2 Zn4 H20

Lawsonita

(Si2 07) (0H)2 H20

c) Subsorosilicatos : grupo de las epidotas Zoisita

(Si 04) (Si2 07) 0 (0H) Al3 Ca2

Clinozoisita

(Ca2 Al3 (Si 04)3 (0H)

Epidoto Piamontita

(Al, Fe)3 (Si 04)3 (0H) (Ca2 (Al, Fe Mn)3 (Si 04)3 (0H)

d) Subsorosilicatos: grupo de la idocrasa Idocrasa o vesubianita Pumpelyita 3

(Si 04)5 (Si2 07)2 (0H)4 Al4 Ca10 (Mg,Fe)2

(Si 04)2 (Si2 07) ó (0H)3 (Al,Fe,Ti)5 Ca5 (Mg,Fe)2 H20

CICLOSILICATOS

Cuatro tetraedros Seis tetraedros 102

I

Grupo de la axinita Axinita Neptunita

II

(Si4 012) (B 03) (0H) Al 2 Ca2 (Fe, Mn) (Si4 012) Ti, Na2 Fe

Grupo del berilo

a) Berilo

(Si6 018) Al2 Be3

Cordierita

(Si5 Al 018) Mg2 Al3

b) Turmalina

(Si6 018) (B 03)3 (0H, F)4 Al6 Y3 Na

Dravita

Y = Mg

Chorlo

Y = (Fe, Mn)

Elbaita

Y = (Li, Al)

4

INOSILICATOS

I

Piroxenos

a) Ortopiroxenos Enstatita

(Si 03)2 Mg2

Ortoferrosilita

(Si 03)2 Fe2

Hiperstena

(Si 03) Mg, Fe

b) Clinopiroxenos: calco – ferromagnésicos Clinoenstatita

(Si 03)2 Mg2

Ferrosilita

(Si 03)2 Fe

Pigionita Diópsido

(Si 03)2 Ca Mg

Hedembergita

(Si 03)2 Ca Fe

Augita

(Si2 06) Ca (Mg, Fe, Al)

c) Clinopiroxenos alcalinos Espedumena

(Si 03)2 Al, Li

Jadeita

(Si 03)2 Al, Na

Egirina

(Si 03)2 Fe Na

Piroxenoides a) cadena de peridoto triple wollastonita

(Si 03)3 Ca3

Pectolita

(Si 03)3 Ca2 Na H 103

Bustamita

(Si 03)3)2 Ca3 Mn3

b) Cadena de peridoto quíntuple rodonita

(Si 03)5 Mn5

piroxmangita

(Si 03)7 (Mn, Fe)7

II

Anfiboles

a) Anfiboles ferromagnesianos Antofilita

(Mg)7 a (Mg0.6 Fe0.4)7

Cummintonita

(Mg0.9 Fe0.1)7 a (Mg0.6 Fe0.4)

b) Anfiboles cálcicos monoclinico Tremolita

(Ca2 Mg5 Si8 022 (0H)2)

Actinolita

Ca2 (Mg Fe)5 Si8 022 (0H)2

Horblenda

Na Ca2 (Mg, Fe, Al)5 (Si Al)8 022 (0H)2

c) Anfiboles sódicos monoclínicos Glaucofana

(Si8 022) Mg Al2 Na2 (0H)2

Riebeckita

X = Fe3

-

Y= Fe2

Eckermanita X = Mg4

Y=Al1

Afverdsonita X = Fe4

Y= Al1

5

FILOSILICATOS

a) Grupo del talco Talco

(Si4 010 (0H)2) Mg3

Pirofilita

(Si4 010) (0H)2) Al2

b) Grupo de las micas Moscovita Biotita Paragonita

K Al2 (Al Si3 010) (0H)2 K (Mg, Fe)3 (0H)2 Al Si3 010 Na Al2 (Al Si3 010) (0H)2

c) Familia de las cloritas Pennina

(Si3.5 Al0.5 010 (0H) (Mg, Al)3 Mg3 (0H)6

Clinocloro

(Si3 Al 010 (0H)2) (Mg, Al)3 Mg3 (0H)6

Chamoisita

(Si2 Al2 010 (0H)2) (Fe4 + Al2) (OH)6

d) Familia de la serpentina Antigorita 104

Crisotilo e) Familia de las arcillas Caolinita

(Si4 O10 (OH)2) Al4 (OH)6

Hallosita

(Si4 O10 (OH)2 Al4 (OH)6 4H2O

Dickita Nacrita -Illita -Esmectita Montmorillonita Beidellita Montronita 6

TECTOSILICATOS

Familia de los feldespatos Familia de la sílice Familia de los feldespatoides Familia de las escapolitas Familia de las zeolitas A) Familia de la sílice Polimorfismo de la sílice Cuarzo, tridimita, cristobalita, calcedonia, ópalo. B) Familia de los feldespatos feldespatos alcalinos Ortosa

K (Al Si3 O8)

Adularia Sanidina Microclina Pertita Plagioclasas Albita

%Albita Na (Al Si3 O8) 100-90

%Anortita 0 -10

Oligoclasa

90 - 70

10 - 20

Andesina

70 . 50

30 -50

Labradorita

50 - 30

50 - 70

105

Bytowmita Anortita

30 - 10

70 - 90

Ca (Al2Si2O8) 10 - 0

90 -100

C) Familia de los feldespatoides Grupo de la nefelina (Si Al O4)4Na3 K Grupo de la leucita

(Si2 Al O6) K (Seudocúbica) (Si2 Al 06) Na, H20 (cúbica)

Grupo de la sodalita (Si Al O4)6 (Na8 Cl2) Analcima D) Familia de las escapolitas Marialita

(Si3 Al O8)6 (Cl2, SO4, CO3) Na8

Meionita

(Si2 Al2 O8)6 (Cl2, SO4, CO3)2 Ca8

E) Familia de las zeolitas a- Zeolitas fibrosas Natrolita

(Si2 Al2 O10) Na2 H2O

Mesolita

(Si3 Al2 O10)3 Na2, Ca, 8H2O

Tomsonita

(Si5 Al2O20) Na Ca2, 6H2O

Escolecita

(Si3 Al2O10) Ca Al2, 3H2O

Edingtonita

(Si3 Al O10) Ba Al2, 4 H2O

b- Zeolitas laminares Heulandita Estilbita

(Si7 Al2 O18) (Ca, Na2) 6 H2O (Si7 Al2 O18) Ca, 7 H2O

Epistilbita

(Si6 Al2 O16) Ca, 5 H2O

Brewsterita

(Si6 Al2 O16) (Ca, Ba, Sr), 5 H2O

c- Zeolitas del grupo otorrómbico Gismondina

(Si2 Al2 O8) Ca, 4 H2O

Laumontita

(Si4 Al2 O12) Ca, 4 H2O

Modernita

(Si10 Al2 O24) (Ca, Na2), 7 H2O

d-Zeolitas del grupo monoclínicos Filipsita Harmotona

(Si5 Al3 O16) K Ca,6 H2O (Si6 Al2 O16) Ba, 6 H2O

e-Grupo romboédrico Chabasita

(Si4 Al2 O12) Ca, 6 H2O

f-Grupo cúbico 106

Analcima

(Si2 Al O6) Na, H2O

Faujasita

(Si8 Al4 O24) Na2 Ca, 16 H2O

7

MINERALES NO SILICATADAS

I

Elementos nativos

Oro (Au), plata (Ag), cobre (Cu), platino (Pt), Hierro (Fe), Arsénico (As), Bismuto (Bi), Azufre (S), Diamante grafito (C). II

Sulfuros y sulfosales

Argentita

Ag2 S

Calcocita

Cu2 S

Bornita

Cu5 Fe S4

Galena

Pb S

Blenda

Zn S

Calcopirita

Cu Fe S2

Pirrotina

Fe S

Millerita

Ni S

Covelita

Cu S

Cinabrio

Hg S

Rejalgar

As S

Estibina

Sb2 S3

Pirita marcasita

Fe S2

Mispiquel

Fe As S

Molibdenita

Mo S2

Telaruros de oro Kenerita

(Au, Ag) Te

Calaverita

Au Te2

Pirargirita

Ag3 Sb S3

Tetraedrita

Cu3 (Sb, As) S3 Ag, Cu

III

Óxido e Hidróxidos

Cuprita

Cu2 O

Casiterita

Sn O2

107

Corindón

Al2 O3

Diásporo y bohemita Al O (OH) ó Al2 O3 H2O Gibsita

Al (OH)3

Pirolusita

Mn O2

Manganita

Mn O (OH)

Psilomelano Rutilo, Anatasa, Brookita: Ti O2; perovskita Ca Ti O3 Hematites

Fe2 O3

Magnetita

Fe3 O4

Ilmenita

Fe Ti O3

Goetita

Fe O (OH) y lepidocrosita y Fe O (OH)

Limonita

Fe O (OH)n H2O

Brucita

Mg (OH)2

Uraninita

U O2

IV

Halogenuros o sales Haloideas

Sal gema o halita

Na Cl

Silvina

K Cl

Criolita

Na2 Al F

Carnalita

K Mg Ca3, 6 H2O

Atacamita

Cu Cl2, 3 Cu (OH)2

Fluorita

Ca F2

Villiaumita

Na Fe

V

Carbonatos

Magnesita

Mg CO3

Siderita

Fe CO3

Smithsonita

Zn CO3

Rodocrosita

Mn CO3

Calcita

Ca CO3

Dolomita

Ca Mg (CO3)2

Ankerita

Ca (Mg, Fe, Mn) (CO3)2

Aragonito

Ca CO3 108

Estroncianita

Sr CO3

Cerusita

Pb CO3

Witherita

Ba CO3

VI

Fosfatos, Arseniatos y Vanadatos

Apatito

Ca5 (PO4)3 (OH, F, Cl)

Trifita

Li Fe (PO4)

Ambligorita

Li Al (PO4) F

Montebrasita

Li Al (PO4) (OH, F)

Turquesa

Cu Al6 (PO4)4 (OH)8, 2 H2O

Monacita

Ce, La, Th (PO4)

Xenotima

Y PO4

Autonita

Ca (U O2)2 (PO4)2, 10-12 H2O

Eritrina

CO3 (PO4), 8 H2O

Vivianita

Fe3 (PO4)2 8H2O

VII

Sulfatos

Baritina

Ba SO4

Celestina

Sr SO4

Anhidrita

Ca SO4

Glauberita

Na2 Ca (SO4)2

Yeso

Ca SO4, 2 H2O

Epsomita

Mg SO4, 7 H2O

Mirabilita

Na2 SO4, 10 H2O

Alunita

K Al3 (OH)6 (SO4)2

Jarosita K Fe2 (OH)6 (SO4)2 Alumbre VIII

K Al (SO4)2, 12 H2O

Wolframatos y molibdatos

Wolframita

(Fe, Mn) WO4

Scheelita

Ca WO4 109

Wulfenita

Pb Mo O4

TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS -Es difícil trazar un límite entre los términos textura y estructura. En general, “estructura” se refiere a los rasgos en gran escala reconocibles en el campo, tales como bandeamiento, alineación, agrietamiento vesicularidad, etc., “textura” se refiere al grado de cristalidad tamaño de grano o granularidad y a la fábrica o relaciones geométricas entre los componentes de una roca. -Estos rasgos texturales arrojan mucha luz sobre las condiciones bajo las cuales las rocas ígneas han cristalizado de sus magma paternos. Están controlados por el ritmo y orden de cristalización, que dependen de la temperatura inicial, composición de gases y presión de solidificación. -En la textura de una roca ígnea están presentes los factores siguientes: 1) Grado de cristalizacion; 2) Tamaño de grano; 3) Forma y distribución de los granos minerales. -Por el grado de cristalización pueden ser holocristalinos criptocristalinos-merocristalinoshipocristalinos-hialinos-microcristalinos. -Holocristalinos, rocas que alcanzan el más alto grado de cristalización. Merocristalina, rocas con fenocristales y pasta fina: hipocristalina, rocas que tienen algunos cristales en una masa vítrea; criptocristalina, cuando la roca presenta grano submicroscópicos, las rocas vítreas tienen una textura hialina propia de los vidrios volcánicos. -Por el tamaño de grano se clasifica: grano fino<1mm, grano medio de 1mm. a 1cm, grano grueso de 1-3cm, y grano muy grueso >3cm. -Por la forma de los granos minerales pueden ser: idiomorfos o euhedrales, hipidiomórficos o subhedrales y alotriomorfos o xenomorfos.

ESTRUCTURA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS -Las rocas ígneas formadas por cristalización lenta debajo de la superficie terrestre recibe el nombre de rocas plutónicas. -En su movimiento ascendente, el magma del cual las rocas ígneas son provenientes, pueden desprender bloques de rocas suprayacentes que se hunden en el líquido, que pueden ser asimiladas parcial o total, o que pueden actuar como cuña para separar estratos

110

débiles o pueden ser inyectados en fracturas a lo largo de planos para formar hojas intrusivas, diques o lacolitos; o pueden solidificarse a profundidad formando grandes masas plutónicas como troncos y batolitos. Las rocas plutónicas comunes atendiendo a su forma y relación respecto a la roca invadida. A- BATOLITO -Rocas intrusivas de gran volumen de forma aproximadamente esféricos, se originan en varias etapas de consolidación de diferentes tipos de rocas ígneas, o sea que pueden ser formados granito, granodiorita, diorita, gabros. Esta gran masa ígnea es discordante con uno o más cuerpos ígneos aun de diferente composición. Éstos superan una extensión de 100Km2, por ejem.- el batolito de la costa del Perú; de edad mesozoico-cenozoico, es una intrusión multiple de gabro-tonalita y granito que ocupa el núcleo de la cordillera occidental por una longitud de 1600 Km. Su estructura y composición se describen en el contexto de una zona intracratónica andina en la cual los movimientos verticales fueron dominantes. El emplazamiento fue controlado por fracturas de subsidencia a todas las escalas, los magmas fueron canalizados hacia niveles alto de la corteza a lo largo de un mega-alineamiento único para finalmente intruir en forma de centenares de plutones separados. En el Batolito de la Costa como otros batolitos cordilleranos está compuesto estructuralmente por un gran número de intrusiones individuales como: diques, sills y plutones asociados en complejo plutónicos mayores. Al batolito acompañan un enjambre de diques y que se orientan predominantemente a lo largo de su eje, representa el relleno de fisuras de extensión en las rocas huésped. La composición es similar de las rocas plutónicas más abundantes, el tipo mas común es una cuarzo-microdiorita

B-APOFISIS -Son estructuras que se originan por relleno de fracturas de forma irregular por el magma, que termina en punta,este tipo se presenta en la periferie del batolito.

MIAROLAS

111

-Son cavidades dentro de las rocas plutónicas (espacios intergrasnulares que se forman por el escape de gases en el momento final de la consolidación.

XENOLITOS -Fragmentos de rocas adyacentes que han sido engullidos por el batolito en el momento del emplazamiento, son de composición opuesta al magma original.

AUTOLITO -Son estructuras que se forman cuando una porción del magma consolida prematuramente y es incluida en el material que se consolida posteriormente, procede del mismo magma. Es decir que la periferie del batolito se consolida mas rápidamente y son fracturados y englobados sin ser refundidos dentro del batolito; son semejantes a los enclaves pero la diferencia estriba en que estos autolitos tienen la misma composicion que el magma original.

ESTRUCTURAS DE LAS ROCAS HIPABISALES

112

-Caracterizadas porque se originan con una temperatura más alta que los batolitos, debido también a la expansión por cristalización del magma. Las fracturas son de tipo radial del centro a la periferie y normales a ésta, dando lugar a la separación en block, las fracturas radiales indican la dirección y el ángulo de emplazamiento del batolito. Entre las estructuras de estas rocas destacan las siguientes. A- STOCK (tronco) Son estructuras de rocas ígneas de forma cilíndrica aproximadamente de hasta 10 Km. De diámetro, sus características estructurales, textura y composición son semejantes a los batolitos.

B- LACOLITOS Se emplazan en rocas sedimentarias o cuencas teutónicas y tienen la forma de sombreros u ongos, conectados por medio de su raíz en la parte inferior al depósito magmático del cual provienen. La parte céntrica de mayor potencia y los extremos se van adelgazando, extendiéndose hasta ciento de metros y Km. aproximadamente están compuestas por rocas de grano medio a fino. Son estructuras concordantes con las rocas sedimentarias (estratificación).

C- LOPOLITOS -Es un lacolito de forma invertida con características semejantes; es decir, son estructuras concordantes con la estratificación de rocas sedimentarias, que se emplazan en una cuenca tectónica presentando una textura de grano medio a fino.

113

D- FACOLITO -Son esturctura que se ubican o que siguen los pliegues de las rocas y se caracterizan por su confinamiento en las crestas de los pliegues anticlinales y los senos de pliegues sinclinales la composición y textura es variable de ácido-textura de grano medio afino.

E- DIQUES -Son cuerpos tabulares por relleno de fracturas, la potencia es mínima con relación a la longitud su profundidad es desconocida generalmente sigue a la fractura que los contiene. Presentan rumbo y buzamiento definidos por la estructura tabular. Por las características de emplazamiento se tiene las siguientes clases de diques: 1-Diques paralelos: Siguen un paralelismo entre si. 2-Diques enrrejados: Cuando dos o más sistemas se interceptan. 3-Diques radiales: cuando se disponen radialmente de una centro común, generalmente es un cuerpo intrusivo. 4-Dique cónico: Cuando se dispone en forma de un cono, y se origina en la mayoría a partir de un cuerpo intrusivo por el fenómeno de empuje magmático la roca se fractura y adopta esta característica. 5-Dique anular: Son diques de forma de anillo se forman por intrusión o hundimiento por acción energía magmática. 6-Sills o dique capa: Son cuerpos ígneos planos (seudoestratos) que se emplazan en los planos de estratificación de las rocas sedimentarias, los cuales tienen un conducto de alimentación que comunica con un cuerpo ígneo y que es difícil de ubicar. 7-Taquilita: Roca de textura vitriosa que se originan en los bordes de las rocas filonianas, por el o con las paredes frias de la roca encajonante y en su más rápido enfriamiento.

114

ESTRUCTURAS DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS Son estructuras que se presentan en las rocas que se han originado por enfriamiento del magma en el exterior o superficie o cerca de ella (cuellos y tapones), características principales son la temperatura más alta que las roca hipabisales, presión normal de la superficie además la masa ígnea tiene dentro de su seno cristales ya formados durante su recorrido a la superficie primer proceso de solidificación de la masa restante da lugar a dos procesos de cristalización distinta, también se les denomina dicristalinas. Los magmas sobresaturados son viscosos, magmas son medianamente viscosos, magmas subsaturados son más fluidos. Entre las estructuras mas características de las rocas volcánicas se tiene: A-VOLCANES Los volcanes tienen su origen en respiraderos volcánicos que son grietas pre-existente consolidados al exterior y de los cuales los derrames lávicos son de toda dirección, son erupciones centrales. Un volcán consta de: cuello, chiminea, cráter y cono. -Cuello: Existe sin el aparato volcánico (cono), dando lugar a las erupciones que no son centrales simplemente derraman lava en pocas direcciones y cuando consolidan se llaman tapones, se forman hasta el ras de la superficie. -Chiminea: La chiminea volcánica es el conducto que va desde el cuello hasta el cráter, es la depresión en la parte superior del cono volcánico, ésta a su vez es una acumulación en todas las direcciones de material de sucesivas erupciones volcánicas estas forman los conos (aparato volcánico) y pueden ser de diferente material. -Cono: Los conos volcánicos viene hacer la forma o acumulación del material volcánico y pueden ser: conos de lava o originados por las lavas muy fluidas, son de flancos amplios y pendientes suaves cono de cenizas o piroclásticos compuestos de material volcánico suelto fragmentado y poco cohesionados, pueden ser de pendiente fuerte (una mezcla heterogénea de cenizas, lapille, tobas, tufos sueltos, bombas, etc.); cono compuesto o estratos volcanos compuestos por capas alternas de lava y material volcánico piroclástico, las lavas salen generalmente por los costados, pendientes de elevación fuerte.

115

B-LAVA -Lava son derrames de material ígneo en la superficie, también esto se conoce como las coladas volcánicas que en algunas ocaciones forman estructuras de lava estratificada (seudo-estratos), es una de las estructuras notorias en rocas volcánicas. En afloramientos y exposiciones presentan ciertas características estructurales definidas como: 1- Lava Polloehoe; Lava que presenta una estructura ondulada, a veces ocurre acordelada, son de temperatura alta y de composición básica y fluídas. 2- Lava (AA): De estructura irregular y áspera, la viscosidad es más alta que la anterior, son de composición intermedia-básica. 3- Lava en bloque: Esta característica estructural es propia de las lavas sobresaturadas (ácidas), son viscosas. 4-Lava con disyunción esferoidal: Es una estructura que presentan algunas rocas volcánicas, está se origina por la concentración de cristales ya formados que sufren cambios de dirección de la corriente lávica en estado final de consolidación. 5- Lavas con disyunción columnar: Son estructuras originadas por orientacion de centros o núcleos a los cuales se contrae la masa de forma geométrica adoptando formas: cuadrada hexagonal, pentagonal. 6- Lavas estratificadas (almohadilla): Este tipo de estructura se forma bajo el agua. Las coladas lávicas adoptan la forma por el súbito enfriamiento la forma esferoidal o de almohadilla, y pueden intercalar con material sedimentario; es decir se encuentra interestratificado con rocas de origen sedimentario. C- BRECHAS VOLCÁNICAS -Las brechas se originan en los tapones o cuellos volcánicos y están constituidos por material fragmentario de lavas en su avance hacia la superficie, por rápido enfriamiento de su frente es fracturado-brechado. -Cuando la lava tiene cierta viscosidad o no son muy fluidas se acumulan alrededor de respiraderos volcánicos dando alturas máximas, como la masa interna sigue fluida y continua saliendo presionando los frentes ya semienfriados y rompiendo su pared en niveles bajos, presentando un perfil de gradería y adelgazamiento en espesor a medida que se aleje del respiradero volcánico. -En casi todas las rocas volcánicas se produce escape de gases en su momento de consolidación, quedando cavidades o poros, si son circulares vacuolas, si son alargados vesiculares, y estos son rellenados con productos de exudación de lavas y otros minerales 116

secundarios toman el nombre de textura-estructura en amigdaloide. Minerales que rellena estas cavidades son: tridimita, cristobalita, zeolitas, carbonatos, calcedonia, etc. -Las lavas contienen en su composición Fe, al o con el oxígeno (O2) del aire, se oxidan y toman coloraciones rojizas de diversas tonalidades, que en movimiento de las lavas se mezclan y se orientan en líneas o franjas, dando la apariencia de coladas de corriente o fluidez. Si el contenido de gases de vapores es dentro de la lava es considerablemente alto y la lava es fluida, ésta al escapar deja cavidades desde decímetros de altura a varios metros de longitud en el centro de ellos. 3.6.4 ROCAS PIROCLÁSTICAS -Las rocas piroclásticas están formadas por material detrítico expulsado por la chiminea volcánica, transportado por el aire y depositado en la superficie, en los lagos o en los océanos. En algunos casos excepcionales, los materiales son transportados al estado de nubes ardientes, que son espesos y calientes nubes volcánicas que se depositan los materiales sobre el suelo. Por lo general son erosionados y transportados por las corrientes de agua y vueltos a depositar (material redepositado), junto con otros materiales sedimentarios clásticos y químicos, en las masas de agua. Como resultado se tiene muchas rocas híbridas, no solo por la naturaleza de sus constituyentes ígneos-sedimentarios, sino también por la forma en que han sido originados (origen ígneo-sedimentario). De acuerdo al tamaño de grano y/o partícula las rocas piroclásticas se clasifican en: Tamaño de grano

No consolidado

Consolidado

Mayor de 32 mm.

Bombas, bloques angulosos, bloques más cenizas

Aglomerados

Lapille

Toba de lapille

Ceniza vesiculares

Toba cineritica

De ¼ a 4mm.

Cenizas gruesas

Tobas gruesas

Menor de ¼ mm

Cenizas y polvo volcánico

Tobas

Mayor de 4-32 mm.

Brecha Volc. Brecha tobacea

Por la naturaleza de las partículas las tobas son clasificadas en: vítreas, líticas y cristalinas. 1- Vítreas: Son tobas que contienen predominantemente partículas de vidrio. 2- Líticas: Son tobas que contienen un predominio de fragmentos de rocas. 3- Cristalinos: Tobas que contienen principalmente cristales pirogenéticos y trozos de cristal.

117

Las combinaciones de estos materiales pueden dar nombres combinados por ejm: tobas cristalovítrea. Tobas vitrocristalinas, predominio de cristales y vidrio.

3.7 CLAN (Familia de rocas) Un clan o familia de rocas es el formado por rocas que tienen parecido en composición mineralógica (plutónicos-volcánicos). En cada clan se establece la textura de grano muy grueso, medio y fino; es decir rocas: intrusivas (plutónicos), hipabisales y volcánicos. Entre los clanes de rocas ígneas: -Granito-riolita, cuarzo-monzonita, granodiorita-riodacita, tonalita-dacita, sienita-traquita, diorita-andesita, monzonita-latita, gabro-diabasa-basalto, sienita feldespatoidica-fonolita, peridotita, piroclásticos. A- GRANITO -Los granitos son rocas plutónicas, pero muchos son hipabisales, son rocas hipidiomórficas granulares, los minerales oscuros y claros tienden ser euhedrales, los feldespatos alcalinos son subhedrales, el cuarzo ocupa los espacios intergranulares; la textura de los granitos es granular alotriomórfica-hipidiomórfica, puede presentar la texturas granular: aplítica, pegmatítica, gráfica, pertita, antipertita. Se presenta en depósitos grandes plutones y rocas hipabisales.

-RIOLITA Correspondiente volcánico del granito (por la similitud en la composición mineralógica), son rocas extrusivas, hipabisales, merocristalinas, con matriz afanítica, su composición mineral es similar a los granitos, el feldespato alcalino mayor que la plagioclasa, cuarzo; el feldespato alcalino supera a la plagioclasa, en caso contrario la roca es una cuarzo-latita. Al disminuir el cuarzo hay un tránsito a traquita; las riolitas se presentan en coladas, como intrusivos hipabisales especialmente diques concordantes y filones. La textura es holocristalina: microgranuda, afieltrada, traquítica, grano-fidítica, esferulítica, criptocristalina; hipocristalina: vítrea con trozos criptocristalinos, vítrea con microlitos, vítrea con esferulitos, vítrea: (vitrófido riolita), solo vidrio con cristales-bandas listado, arremolinado, fluidal, eutaxítica.

118

OBSIDIANA -La obsidiana es un vidrio natural de composición riolítica o cualquier composición, los fenocristales son poco frecuentes, pero los abundantes cristalitos son embriones de esqueletos de cristales que no alcanzaron en su crecimiento; los cristales redondeados se denominan globulitos, y cuando están agrupados comulitos, los que tienen forma de cabellos asociados a veces en marañas triquitos, los alargados longulitos y los asociados lineales margaritos. La obsidiana rara vez se encuentra en coladas individuales sino en zonas marginales.

PERLITA -Variedad de la obsidiana, se caracteriza por su estructura, los numerosos grupos de grietas concéntricas dispuestas en forma de membranas (túnicas de cebolla), los centros de estas partes envolventes fracturados pueden independizarse, como cantos de obsidiana de subredondeados a subangulosos con superficies cónicos.

119

PÓMEZ -Es una espuma vítrea natural o sea muy vesicular, en la que el volumen de los espacios llenos de aire se acerca o excede al del vidrio. Los espacios vacíos (cavidades) son generalmente rectos, irregulares curvos. La roca pómez es producto de la explosión volcánica o material sobre las coladas.

B- CUARZO MONZONITA -Son rocas plutónicas hipabisales granudas a porfiríticas, que contienen feldespato alcalino, plagioclasa, cuarzo como esenciales y minerales oscuros, se presenta en pequeñas masas ígneas, su textura equigranular a inequigranular porfirítica. Cuando el cuarzo está como rio la roca pasa ser una monzonita que es una roca intermedia saturada.

120

CUARZO LATITA -Son rocas efusivas hipabisales con matriz afanítica merocristalinas a vítreas generalmente porfídicos, si el cuarzo esta como rio la roca pasa a latita, si sucede lo mismo con la ortosa el tránsito es a dacita y si el feldespato alcalino es mayor que la plagioclasa en riolita; se presenta en coladas y diques, la textura es porfirítica como matriz holocristalina rara vez matriz vítrea.

C-GRANODIORITA -La granodiorita es roca plutónica holocristalina fanerítica, esta requiere que la cantidad de plagioclasa sea mayor o igual al feldespato alcalino, si el FA. excede la roca se incluye en la familia de los granitos, y si éste está como rio la roca es tonalita, se presenta en batolitos, stock y grandes diques concordantes, la textura hipidiomórfica granular.

121

RIODACITA -Roca transicional entre la riolita y dacita, su composición similar a la granodiorita, se presenta como roca extrusiva, hipabisal, su textura pórfido-porfirítica.

D-TONALITA Las tonalitas son rocas intrusivas e hipabisales holocristalinas faneríticas. Cuando el feldespato alcalino entra como esencial la roca pasa a granodiorita, presenta textura hipidiomórfica equigranular de grano medio a fino, se emplaza en plutones individuales hasta masas con dimensiones batolíticas.

DACITA

122

-Son rocas efusivas hipabisales holocristalinas a merocristalinas, pocas veces vítreas con matriz afanítica y generalmente porfiríticas, su composición análoga a la tonalita; las dacitas se presentan en coladas asociadas a basaltos, andesitas, riolitas, la textura por lo general es porfirítica.

ESIENITA -Son intrusivos holocristalinos, faneríticos, la plagioclasa puede estar ausente o ser rio, si su proporción excede a los feldespatos alcalinos la roca es una monzonita, la textura de la sienita es hipidiomórfica variando el tamaño de grano desde fino a grueso. Las sienitas son rocas poco frecuentes relativamente se presentan en plutones irregulares, stock, filones y diques concordantes.

TRAQUITA -Las traquitas son rocas holocristalinas a merocristalinas rara vez vítrea con matriz afanítica, efusiva o volcánica; al aumentar la cantidad de plagioclasa las traquitas pasan a latitas, con mas cuarzo que rio a cuarzo latita, y con feldespatoides como esencial a fonolita. La textura la mayoría son porfídicas con matriz holocristalina a merocristalina; las traquitas se presentan como rocas volcánicas e hipabisales.

123

DIORITA -Las dioritas son intrusivos holocristalinos faneríticos, si la plagioclasa es más cálcica que la andesina la roca tiende a pasar transicionalmente a la familia de los gabros, y si el cuarzo esta como esencial la roca es una tonalita, la textura por lo general son equigranulares. Las dioritas se presentan en grandes macizos intrusivos batolitos, complejos o como bases marginales. También constituyen las fases periféricas de las masas pequeñas.

ANDESITA -Son rocas extrusivas o volcánicas hipabisales merocristalinas con matriz afanítica y tiene la composición similar que la diorita. La textura por lo general porfídica y la pasta es holocristalina, los fenocristales se presentan aislados orientados y como cúmulos irregulares. Las andesitas ocurren típicamente en coladas o derrames lávicos y rocas piroclásticas asociadas a basaltos y riolitas, se presentan ampliamente en la cordillera de los andes peruanos.

124

GABRO Son rocas intrusivas plutónicas holocristalinas faneríticas, si la plagioclasa es menos cálcica que la labradorita la roca pertenece a la familia de las dioritas. Algunas rocas de color oscuro bajo en sílice y que contienen olivino y plagioclasa con andesina a labradorita se incluye entre las dioritas. La textura normal es granuda alotriomórfica de grano fino a grueso. Los gabros se caracterizan porque la plagioclasa es predominantemente cálcica (labradorita-anortita) y minerales básicos como piroxenos-olivino, los gabros se presentan como fases marginales sobordinados de batolitos.

DIABASAS -Las diabasas son rocas intrusivas hipabisales normalmente holocristalinas, la diferencia fundamental entre diabasa-gabro es su estructura-textura y yacimiento son de grano medio a fino uniformemente, encontrándose como fases locales tipo pegmatítico, la textura ofítica se caracteriza por la asociación de láminas delgadas de plagioclasa envueltos o rodeados por piroxenos.

BASALTO -Los basaltos son volcánicos y rara vez intrusivos hipabisales merocristalinos vítreos, con matriz afanítica, para que la roca sea clasificada como basalto la composición media de la plagioclasa debe ser labradorita o más cálcica. La textura la mayoría de los basaltos son porfiríticos o glomero-porfidicos, los fenos son de olivino, piroxenos, este tipo de roca ocurre en coladas y derrames lávicos.

125

SIENITA FELDESPATOIDEA -Las sienitas son rocas plutónicas o hipabisales faneríticos holocristalinos, la mayoría de las rocas de esta familia alcalina el feldespato alcalino es mayor que los feldespatoides; la textura es tan variada como su composición mineralógica, la mayoría de los tipos tienden ser equigranulares, pórfido variando el tamaño de grano desde fino, medio, grueso pegmatítico. Las sienitas feldespatoideas se presentan en stock, locolitos y otros plutones pequeños.

FONOLITA -El feldespato alcalino es generalmente sanidina tanto en fenocristales y la matriz, entre los feldespatoides la leucita, nefelina, piroxeno y vidrio. La textura de la matriz es traquitoide o granudos, se presenta en coladas y en efusivas afines y también en los intrusivos hipabisales.

PERIDOTITA -Las peridotitas son holocristalinos faneríticos plutónicos que contienen minerales oscuros (olivino, piroxenos, anfiboles, minerales metálicos: magnetita, cromita etc. plagioclasa cálcica. La textura todos los constituyentes son alotriomórficos por lo general las

126

peridotitas con los gabros y anortositas se presentan en estructuras hipabisales diferenciados. Las variedades de esta familia: dunita, serpentina, horblendita, piroxenita.

PIROCLÁSTICOS -Las rocas piroclásticas están formados por material fragmentado (detrítico), expulsado por las chimineas volcánica y depositado en la superficie del suelo, por la naturaleza de las partículas las tobas se clasifican en: vítreas si contienen vidrio predominantemente; líticas si contienen fragmentos de rocas; cristalinas si contienen fragmentos de cristales, tobas híbridas son aquellas que se han formado por la erosión y han vuelto ser redepositadas, están asociados a material sedimentario. Su textura característica de este tipo de rocas piroclástico.

-

127

II

ROCAS SEDIMENTARIAS

Las rocas sedimentarias se forman en la superficie terrestre, en nuestro tiempo podemos observar directamente este proceso. Sin lugar a dudas, su conocimiento esta fortalecido sólidamente. La petrología de las rocas sedimentarías las define como asociaciones de minerales y de organismos fósiles, no obstante se plantea un problema. Si las rocas sedimentarias deben o no ser consideradas a un sistema de equilibrio químico, la respuesta que se da a esta interrogante. 1º La mayor parte de rocas sedimentarias carentes de material detrítico y los cementos de origen físico-químico y bioquímico son asimilables al sistema mono y polifásicos en equilibrio químico ejemplo podemos considerar las calizas y las evaporitas. 2º Las rocas sedimentarias clásticas (detríticas), por el contrario, están compuestas de un conjunto de fases, independientes los unos de los otros, aunque cada mineral del agregado este por su lado, bastante próximo del estado de equilibrio físico. Los componentes de estas rocas no están regidas por ninguna ley. Es debido al azar de los depósitos que han reunido y mezclado los materiales más heterogéneos ejemplo conglomerados areniscas. ORIGEN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS La petrología trata en particular sobre la historia de las rocas, la petrología sedimentaria estudia la historia de las rocas sedimentarias condicionado por los procesos geológicos siguientes: 1 destrucción, 2 ablación y transporte, 3 sedimentación y 4 diagénesis. 1º La destrucción de las masas rocosas de la superficie terrestre están sometidas a la erosión, meteorización; los mecanismos de carácter físico dan como resultado la separación de bloques de rocas con respecto a otras, posteriormente la disgregación del ensamble mineralógico de la roca. Intervienen en las acciones mecánicas, las variaciones de temperatura (termo clastismo), el hielo (crioclástismo), así como la penetración de las aguas meteóricas y la cristalización de sales, las acciones biológicas intervienen mecánicamente (raíces de vegetales), pero sobre todo engendran productos químicos activos tales como compuestos húmicos, amoniaco, CO2, HNO3 (PO4) y SO4. Las lateritas se desarrollan en las zonas intertropicales (30º N a 30º S) a partir de toda clase de rocas excepto las rocas cuarzosas, en la alteración los silicatos se hidrolizan ampliamente y sus elementos son evacuados totalmente (K, Na, Ca, Mg) o parcialmente como el Si, pérdida total de Si y formación de gibsita en zonas mejor drenadas, pérdida parcial de Si formación de caolinita para un drenaje menos perfecto. La bauxita se forma por enriquecimiento relativo de alúmina por la lixiviación del fierro en la laterita antigua. 2º Ablación y transporte, el material que origina las rocas sedimentarias es arrancado y transportado por cualquiera de los agentes de la gliptogenesis, es decir, que se puede desplazar por el efecto de la gravedad, el hielo, el viento o el agua, la acción del transporte de las partículas tiene un efecto de seleccionamiento mineralógico, desgaste de las partículas (selección mecánica).

128

3º Los depósitos sedimentarios tienen lugar en el continente y en la cuenca oceánica, esa última representa una masa total mayor que los depósitos continentales. Se considera que todo material arrancado del continente, por la erosión que es arrastrado o transportado hacia el mar, los depósitos continentales representan estadios mas o menos prolongados dentro de este movimiento de migración. Las áreas de sedimentación se simplifican a tres medios: marino, continental, y lacustre. 4º La díagénesis, el origen de los sedimentos casi siempre tiene la forma de barro saturados de agua no consolidado para convertirse en una roca sólida y quebradiza, este sedimento ha sufrido un cambio (una maduración) o dia génesis en la cual entran diferentes mecanismos físico-químicos. Es decir la diagénesis que viene ser la transformación del sedimento inconsolidado después de su deposición en reposo en una roca petrificada o litificada (roca consolidada). MINERALES DETRÍTICOS Los minerales detríticos que se presentan en las rocas sedimentarias dependerá en el recorrido en el transporte, si la roca generadora estuvo sometida a meteorización parcial y el transporte fue corto, puede encontrarse cualquier mineral conocido. Si el recorrido es largo de seguro no se encuentran todas las especies de minerales disgregados de la roca madre. El cuarzo es el mineral más abundante y se encuentra en la mayoría de las arenas y areniscas, el feldespato desempeña una posición secundaria en contraste con su importancia en las rocas ígneas, en algunas areniscas puede encontrarse partículas de rocas y en unas rocas son abundantes. Los minerales detríticos o alotígenos son materiales de procedencia y dispersión. MINERALES DETRÍTICOS DE LOS SEDIMENTOS 1º

Actinolita-tremolita

2º

Anatasa

3º

Andalucita

4º

Apatita

5º

Baritina

6º

Augita

7º

Biotita

8º

Brookita

9º

Casiterita

10º

Calcita

11º

Calcedonia

12º

Clorita

13º

Cloritoide

14º

Clinozoisita

15º

Colofana

16º

Cordierita

17º

Corindon

18º

Diópsido

19º

Dolomita

20º

Dumortierita

21º

Epidoto

22º

Feldespato

23º

Fluorita

24º

Granate

25º

Glauconita

26º

Hematita

129

27º

Horblenda

28º

Hiperstena-Enstatita

29º

Ilmenita

30º

Cianita

31º

Leocoxeno

32º

Limonita

33º

Magnetita

34º

Monacita

35º

Moscovita

36º

Olivino

38º

Cuarzo

39º

Rutilo

40º

Serpentina

41º

Siderita

42º

Sillimanita

43º

Espinela

44º

Esfeno

45º

Estaurolita

46º

Topacio

47º

Turmalina

48º

Xenotima

50º

Zoisita

37º

Pirita

Los minerales más comunes de las rocas sedimentarias clásticas son: CUARZO El cuarzo es el mineral mas común de los sedimentos, es el componente principal de la mayoría de las areniscas, llegando a constituir en algunos casos hasta 95-99% del total de la roca. Es un componente importante de las limolitas y lutitas y puede hallarse en algunas calizas y dolomías. El cuarzo deriva en especial de las rocas plutónicas cuarcíferas tanto ígneas como metamórficas, de sedimentos cuarzosos (areniscas). FELDESPATO A pesar de que el feldespato es un mineral más abundante de las rocas ígneas, en los sedimentos desempeñan un papel subordinado al cuarzo. Es un mineral común en los detritos de las areniscas (en gran cantidad en algunas), se encuentran también en las limolitas y en las lutitas finas, en la cual es probablemente autígena y es un componente secundario en algunas calizas. El significado del feldespato detrítico es un tema de controversia, se ha llegado a aceptar a favor de una clima muy árido (caracterizado por la ausencia de agua y, en consecuencia, de descomposición química) o de un clima muy frío (por lo tanto la acción química muy retardada) MICAS

130

Las micas forman parte de los sedimentos como componentes tanto clásticos como autígeno. La clástica es la más característica de las micro brechas, tanto en las areniscas del tipo grauvaca como en las arcosas y en algunas tobas. Las micas son más comunes en las areniscas limolíticas finas. La biotita es menos estable que la moscovita, abunda menos que ésta y se altera por lo general a clorita, mas raramente glauconita, la mica autígena o secundaria, la sericita y la mica arcillosa (illita) se presenta en las lutitas y en las grauvacas reemplazando a los minerales de arcilla y aun de cuarzo detrítico, la clorita, se presenta semejante. MINERALES PESADOS Son minerales de roca madre que sobreviven a la destrucción por meteorización, abrasión o disolución, se llama minerales pesados porque su peso específico mayor que el de bromo formo. Estos componentes están por debajo 1%, representantes de estos el zircón, horblenda, el reconocimiento de los minerales pesados tiene utilidad para diferenciar estratos suprayacentes y subyacentes, para determinar la roca generadora de estos componentes. FRAGMENTOS DE ROCAS Los fragmentos de roca de grano fino pueden estar presente en las arenitas, las rocas de grano grueso, proceden de rocas ígneas como metamórficas, no pueden encontrarse en forma de grano detrítico en los sedimentos clásticos de grano medio, estos derivan de la desintegración de las rocas madres. En algunas los componentes de la roca de grano fino predominan excediendo al cuarzo, casi cualquier roca de grano fino puede aparecer como grano detrítico; sin embargo, lo mas común son los mas resistentes a la desintegración química mecánica. La ftanita difícil de distinguir entre sedimentario metamórfico en especial los de grano fino, los de grano mas grueso se reconoce con facilidad. Menos frecuentes en la mayoría de las arenitas, pero abundantes en la grauvaca y subgrauvaca son los fragmentos de pizarra, filita y esquistos, las partículas de caliza son menos raros en la mayoría de las arenitas, pero en la calcarenita hay un predominio de ellos. Se interpreta probablemente como fragmentos sabacuea y no de meteorización. Las rocas ígneas afaníticas pueden aparecer en algunas arenitas y ser abundantes y pueden contener vidrio volcánico y otros detritus tobáceos. MINERALES ARCILLOSOS Cuando los silicatos componentes de la roca se descomponen por meteorización dan, entre otras cosas, un grupo de minerales arcillosos. Estos son silicatos hidratados de aluminio con tamaño de grano de (0.005-0.00000 1mm.) son constituyentes importantes de las arcillas y lutitas. También se encuentran mezclados con carbonatos precipitados en las calizas arcillosas. Las arcillas se originan también por alteración hidrotermal de las rocas afectadas. Los grupos de minerales arcillosos: grupo del caolín, grupo emectitas, grupo de illita.

131

El hierro es el mineral mas abundante en la composición de los silicatos como tal siempre están asociados a las rocas. Los óxidos de hierro importantes: limonita, goetita, hematita, magnetita. La goetita FeO2H de hábito fibroso radial, se encuentra como masa reniformes, botroidal y otros coloformo con estructura fibrosa, radial o concéntrica. Hematita Fe2O3 de hábito especular, columnar compacto. Magnetita sedimentario Fe3O4, es común como mineral pesado en arena y casi nunca como precipitado. Los óxidos de hierro se acumulan en suelos residuales depósitos ricos en hierro, forman las lateritas ferruginosas como hidróxidos férricos. El hidróxido de Al. (gibbsita) es raro y virtualmente desconocido como componente de rocas sedimentarias. 3.ll MINERALES AUTIGENICOS (Precipitados-químicos) Los carbonatos son los materiales más comunes que precipitan directamente, en algunos casos con presencia de organismos. La calcita y la dolomita son los más abundantes, menos frecuentes son el aragonito, ankerita y la siderita.

CALCITA Entre la calcita y la dolomita es difícil de distinguir; sin embargo, se puede diferenciar la calcita: su hábito cristalino es el escalenoedro, raras veces adopta la forma rómbica que caracteriza a la dolomita. Excepto ciertos rellenos de venas y geodas y los raros cristales de arena, la calcita pocas veces muestra contornos anhedrales, formando en cambio un mosaico anhedral. En oolitas puede mostrar una estructura radial; se presenta agregado cristalino o microcristalino en calizas, en algunas areniscas y lutitas calcáreas. En las calcarenitas la calcita se presenta tanto en el material detrítico como en el cemento. ARAGONITO El aragonito es el carbonato de calcio precipitado inorgánicamente. El aragonito es el componente principal de las conchas de pelecípedos, gasterópodos y algunos corales, tanto estos como las oolitas se transforman espontáneamente en calcita más estables. DOLOMITA La dolomita esta asociada a la calcita en ciertas calizas. Es difícil distinguir entre 2 minerales, la dolomita no es generalmente primaria en la mayoría: es reemplazo de calcita por ejm. La concha de composición dolomítica no son originarias es el resultado de reemplazo postdeposicional. Los rombos dispersos de dolomita o agregados irregulares o manchones de dolomita pueden ser producto de diferenciación diagenética o debidos al desmenbramiento de una calcita magnésica formado bioquímicamente.

132

ANKERITA La ankerita pocas veces se identifica en los sedimentos, aunque se dice que se presenta en algunas grauvacas como manchones pequeños aislados reemplazando tanto a los granos detríticos como en la matriz. SIDERITA La siderita es probablemente un componente mucho mas común de muchas areniscas como cemento secundario y de algunas lutitas, debido a la facilidad que se oxidan por el cambio de tonos de color responden a la oxidación, en muchos casos de la siderita. SÍLICE La sílice sedimentaria puede precipitar como cuarzo, calcedonia u ópalo. El cuarzo presente químicamente en las rocas sedimentarias es de baja temperatura, aparece como excrecencia secundarios en el cuarzo detrítico, en calizas y dolomías como cristales con doble terminación, el cuarzo de los sedimentos tiene las propiedades corrientes de este mineral. CALCEDONIA El componente importante en la ftanita. La calcedonia es una sílice fibrosa microscópica. Según microfotografia electrónicas de sílice calcedonia o fibrosa, el material tiene textura esponjosa debido probablemente a pequeñísimas cavidades esféricas de agua. ÓPALO Es una sílice amorfa con algo de agua SiO2nH2O, se caracteriza por su baja densidad (2.1). El ópalo es el componente principal de algunas ftanitas la de hidratación de este material da lugar a efectos de contracción esferoides (son franjas concéntricas). SILICATOS Pocos silicatos son precipitados químicos, la mayoría son residuos no descompuestos de la roca madre o productos secundarios de meteorización, que transportados y depositados por vía mecánica. También se forman silicatos con posterioridad en el sedimento, como son los minerales autigénicos, de los cuales son: A- CHAMOISITA: Componente importante de las arcillas ferroginosas marinas, en las lutitas se mezclan con clorita, arcilla y cuarzo, en las areniscas asociadas con mineral de hierro, la chamoisita tiene un hábito micáceo y su clivaje perfecto. Su pleocroismo es verde pálido o incoloro o verde oliva oscura paralelo al clivaje.

133

B- GLAUCONITA: La glauconita es un silicato complejo de hierro, aluminio, magnesio, potasio, es por lo general granular, generalmente pequeños de tamaño de la arena, de forma redondeada ovoide, granos de glauconita aparecen en areniscas y calizas clásticas. En dolomías pueden presentar reemplazo parcial de dolomita. C- CLORITA: Se presenta como un material sumamente fino asociado con siderita y magnetita. Es un componente principal de las formaciones ferríferas. Otros silicatos que se originan a partir de la diagénesis tenemos los feldespatos y unos minerales de arcilla. FOSFATOS El mineral común en los sedimentos es la colofana. Es un fosfato tricálcico de composición algo variable 3Ca3 (PO4)2 N Ca (CO3, FeO) (H2O), este mineral es amorfo, de color amarillo claro a pardo en sección delgada. Es de hábito macizo, oolítico granular amorfo, o como reemplazo de conchas o hueso. Se presenta en calizas fosfáticas o como componente principal en los estratos osarios y fosforitas estratificadas. SULFUROS -La marcasita y la pirita se presentan como componentes secundarios en los sedimentos. Son abundantes en rocas ricos en material orgánico, como la lutita negra y en los carbones. -La marcasita-pirita se presentan como nódulos como cristales o esferulitos dispersos y como granos microcristalinos diseminados. SULFATOS En las rocas sedimentarias se conocen tres sulfatos: el yeso, anhidrita y la baritina. El yeso y la anhidrita pueden aparecer relativamente puros de potencias considerables. La baritina se presenta en rosetas (nódulos) o como cemento autígeno en cantidades menores en algunas areniscas. HALUROS La halita (Cl Na) es el mineral más común de todo el grupo es un componente muy soluble en el agua, por tanto no se presenta en afloramientos en regiones húmedas, ni en secciones delgadas (se secciona por procedimientos especiales), asociados a la halita se presentan cloruros, sulfatos. MATERIA ORGÁNICA Casi todos los sedimentos contienen materia orgánica y en algunas es el componente principal. El contenido orgánico está relacionado al tamaño de grano del sedimento, así

134

tenemos que los sedimentos arcillosos contienen el doble de material orgánico que los depósitos limosos, los que a su vez contienen el doble que los estratos arenosos. COMPONENTES DIVERSOS -Muchos sedimentos se hallan contaminados con detritus volcánicos éstos pueden ser de tres clases:1- fragmentos de rocas o líticos, 2- cristales y fragmentos y 3- vidrio, este último es el mas importante de los tres. -Los cristales fragmentados están asociados con cantidad de vidrio volcánico, y pueden ser de grano muy fino y que ha sido redepositado y mezclado con material sedimentario normales en cualquier proporción. Los fragmentos de vidrio muestran diversas formas especulares, encorvada, el vidrio se altera y se desvitrifica con el tiempo ejm. Manto de ceniza volcánica por descomposición completa da origen a un banco de arcilla bentonítica. CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Una de las características importantes de las rocas sedimentarias es la presencia o ausencia de determinado mineral que lleva a interpretar la historia posible de una roca. Los minerales de las rocas sedimentarias pertenecen a dos grupos: detríticos y químicos. Los primeros se forman por meteorización de la roca madre (generadora) y son mecánicamente transportadas y depositados; los segundos son formados a partir de precipitaciones de soluciones. En general se puede decir que los minerales detríticos son documentos de procedencia y de dispersión; los minerales químicos son documentos de medio ambiente. Los términos “Alotígeno” y “Autígeno” se emplean para la descripción de los dos grupos de minerales principales. Los alotígenos se originan fuera del sedimento y son llevados al lugar de deposición. Los minerales autígenos se originan en el lugar donde se les encuentra. Los minerales detríticos están relacionados con el rasgo de la roca generadora (procedencia) de donde se ha derivado el sedimento, aquellos que sobreviven a la meteorización constituye una prueba importante acerca de la duración o intensidad de los procesos de meteorización y pueden ser indicativos de la naturaleza del clima y relieve del sector generador. Los minerales detríticos también son documentos de la historia de su transporte, su duración e intensidad. Los minerales precipitados son guías de medio químico de deposición, ciertos minerales se restringen a un PH. y EH determinado, y otros se forman a partir de soluciones de salinidad saturados a temperatura superior a lo normal (evaporitas). Los minerales arcillosos forman una clase aparte entre los minerales detríticos, pues no son en general heredados de la roca generadora, además son suceptibles de cambios por la característica de su granulometría en relación de un medio circundante. La mayoría de las rocas sedimentarias son mezcla de componentes detríticos y precipitados químicos por ejm. la mayoría de las areniscas contienen arcilla y material calcáreo, la mayoría de las calizas contienen arcilla y arena, etc. Para la nominación de la roca, cuando el mineral que predomina mayor del 50% toma el nombre que corresponde; si los minerales detríticos están por arriba del 50% la roca se nomina como clástica, y si está por debajo del porcentaje indicado y hay un predominio de minerales precipitados químicos, la roca es no clástica o química. También se puede agrupar a las rocas sedimentarias por el mecanismo de formación: las rocas epiclásticas compuestas en su mayoría por minerales detríticos;

135

rocas químicas originadas por la precipitación química a partir de soluciones acuosas; rocas orgánicas o bioquímicas, son rocas formadas por la precipitación de organismos de animales y plantas (coquina-carbón); rocas residuales rocas que han sufrido alteración insitu y no ha sufrido transporte apreciable. La nominación de las rocas sedimentarias es muy común designar nombres compuestos, esto debido a la heterogeneidad de sus componentes minerales así por ejm. arenisca calcárea, caliza arcillosa, etc. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Las rocas sedimentarias constituyen en volumen el 5% de la corteza terrestre, pero su importancia radica a primera vista debido a que forman el 75% en superficie de las tierras emergidas, tierras que están recubiertas por una película sedimentaria que en promedio no va más allá de los 200 m de espesor. De acuerdo a los antecedentes la clasificación de las rocas sedimentarias pueden ser o bien son descriptivos o genéticos, tanto en rocas clásticas como rocas no clásticas. A CLASIFICACIÓN GENÉTICA DE ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS I ANEMOGENÉTICAS Loes, areniscas desértica, brecha desértica. II TECTOGENÉTICAS Brecha de falla, brecha de plegamiento, brecha de colapso o derrumbe, conglomerado de intra formación, brecha de intraformación. III GLACIOGENÉTICAS Arcilla várvica, morrena, tillita. IV HIDROGÉNESIS Clásticos de grano grueso: 2 – 256 mm. Conglomerado de cantos rodados: partículas > de 256 mm. Conglomerado de guijarro: partículas de 64- 256 mm. Conglomerado de guijas: partículas de 4- 64mm. Conglomerado de gránulos: particulas de 2- 4mm. Conglomerado de brechas basales Conglomerado de abanico: abanico aluvial, acumulaciones de pie de monte. Clásticos de grano medio: 1/16- 2mm. Areniscas: areniscas cuarsoza, arcosa, grauvaca, subgrauvaca Clásticos de grano fino: 1/16- 1/256mm Limolita, lutita. Sedimentos arcillosos menores de 1/256mm. Caolín montmorillonita, illita. B CLASIFICACIÓN CLÁSTICA

GENÉTICA

DE

ROCAS

SEDIMENTARIAS

I Carbonatos: Caliza: puede ser orgánica, bioclástica, litográfica, cretosa arcillosa y magnesiana. Dolomía: puede ser calcárea. II Evaporitas: Haluros: sal gema (halita), silvina, carnalita, polihalita. 136

NO

Sulfato: yeso de roca, anhidrita de roca, barita de roca. Nitrato: nitrato de sodio. Borato: bórax de roca Azufre: azufre de roca. III Sedimentos silíceos: Pedernal (roca córnea), jaspe, novaculina, porcelanita, diatomita, radiolarita. IV Sedimentos ferruginosos: Arena verde (arenisca glauconítica) Arenisca y pizarra hematítica Caliza ferruginosa Fosforita arcillosa Rocas de sulfuro de hierro Rocas de carbonato de hierro V Sedimentos fosfáticos: Caliza fosfática Pizarra fosfáticas Fosforita estratificada Fosforita residual Fosforita transportada Fosforita de hueso Fosforita insular o guano VI Sedimentos orgánicos: Depósitos sapropélicos Pizarra Carbonácea Pizarra bituminosa Turba Carbón mineral: lignito, subbituminoso, bituminoso, antracita. DESCRIPCIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS I CONGLOMERADOS Los conglomerados son los que tienen intacto su ensamble de guijarros y arena gruesa y se caracterizan por algún cemento mineral. Este tipo de material fueron depositados por aguas altamente turbulentas sea de ríos de pendiente fuerte, presentan estratificación cruzada y asociada con arena de grano grueso. Los conglomerados se pueden dividir en dos grupos: conglomerados oligomícticos y conglomerados polimícticos. Los primeros se caracterizan por su composición sencilla, los guijarros son materiales muy resistentes al desgaste y la descomposición, como cuarzo, cuarcita, o ftanita o mezcla de estos materiales, los guijarros con diámetro de varios cm. son comunes, pero los de tamaño 2.5 cm son más típicos. Los conglomerados ortocuarcíticos no constituyen depósitos grandes sino se presentan en forma esporádica en camadas y lentes en estratos de arenisca ortocuarcita. Los conglomerados polimícticos son los representantes de grano grueso de composición variada, lo más común es una mezcla de guijarros o guijones de roca ígneas, sedimentarias y metamórficas, predominando en algunos casos un tipo de roca.

137

II FANGOLITAS Estas rocas que contienen mas matriz que clastos, son llamadas fangolitas con disminución desde escasa hasta abundante de guijarros o guijones. En algunos casos los guijarros constituyen el l0% o menos de la roca. Sin embargo, los depósitos son descritos como aglomerados mas que fangolitas. Este tipo de conglomerados son polimícticos de fragmentos gruesos acumulados en abanicos aluviales en donde la fuerte pendiente de una corriente montañosa es retenida bruscamente y todas las partículas de roca que lleva en suspensión son depositados en áreas de pie de montaña, estos depósitos grada desde la estratificación laminada hasta conjuntos no seleccionados de materiales gruesos dentro de un matriz de fangolita. El origen de estas rocas se ha atribuido a rápidas inundaciones catastróficas en las regiones áridas, o deposición proveniente de hielo glaciario, apilamientos y acumulación producida por témpanos de hielo, a deslizamiento de tierra y a corrientes de barro, a solifluxion y a corrientes de turbidez.

III TILLITA En material morrénico glaciar se le clasifica como un conglomerado o brecha. Este material es procedente de desprendimiento, meteorización, erosión glaciar, etc., no está petrificado. La tillita es consolidada, está formada por material de acarreo glaciar de formas angulosas y de diversos tamaños y el cemento es arcilloso, los guijones y grava glaciarios tienen cierta características así: 1- forma triangular, 2- un lado pulimentado, 3fragmentos facetados (planos-lajas), 4-presencia de estriaciones. El significado geológico, las tillitas del pasado son de gran extensión, registran períodos de enfriamiento intenso y de distribución regional. Los cambios climáticos drásticos y la presencia de tillitas antiguas en latitudes muy bajas es desconocido, al parecer desde los tiempos más temprano la tierra ha sufrido glaciaciones dispersas como ha ocurrido en el pasado, reciente, en la actualidad y en el futuro. Los depósitos de las corrientes de barro, de los deslizamientos de tierra y solífluxión y algunas tobas o brechas volcánicas se parece mucho al till. Estos materiales a excepción de 138

los volcánicos son locales y restringidos, y sus depósitos no presentan las rocas características facetadas y estriadas y lo que es más importante no se asocian con argilitas laminadas.

IV CONGLOMERADO Y BRECHA INTRAFORMACIONALES Los conglomerados o brechas intraformacionales es un depósito rudáceo formado por fragmentación penecontemporánea y predeposición del estrato. La fragmentación pudiera atribuirse a varios procesos diferentes, por lo común parece consecuencia de una disminución de la profundidad y el retiro transitorio de las aguas, seguido de desecación y agrietamiento del fango. Entre los conglomerados o brechas mas comunes tenemos de composición calizo, lutita, y se caracteriza por presentarse en pedazos pequeños y aplanados de caliza, dolomía, lutita, incluidos en una matriz de caliza arenosa.

V BRECHAS Y CONGLOMERADOS CATACLÁSTICOS En las rocas acataclásticas (Autoclásticas), la fragmentación se ha consumado por movimiento de grandes masas de roca una sobre la otra. Los materiales de o son pulverizado, el movimiento a lo largo de la superficie de falla da lugar a brecha de falla gauss o jaboncillo. Si la falla es un manto de sobreescurrimiento, el depósito resultante forma una cubierta delgada a lo largo de la base de tal sobreescurrimiento. Se considera brecha de falla, brecha de pliegue, brecha de hundimiento, conglomerados de trituración. Las brechas de falla se distinguen por sus relaciones entrecruzadas, presencia de jaboncillo (material arcilloso), bloque ennegrecidos, espejo de falla, todo estos elementos sirven para identificar este tipo de falla. Las brechas de pliegue que es el resultado de un plegamiento agudo de estratos friables de poco espesor. Los conglomerados de trituración son producidos por la deformación de rocas friables, estrechamente diaclasadas, la rotación de los bloques de diaclasas y la granulación y trituración pueden producir una roca muy próxima aun conglomerado normal.

139

VI ARENISCAS Las areniscas es un grupo de rocas sedimentarias clásticas donde predomina las partículas clásticas. Dentro de las rocas representativas tenemos: arenisca cuarzosa, arcosa, grauvaca, subgrauvaca. AArenisca Cuarzosa Las areniscas cuarzosas la parte del esqueleto, constituye no menos del 90% de arena de cuarzo detrítico. El cemento puede ser sílice generalmente como crecimiento excesivo secundario o sílice o carbonato en proporciones variables y arcilla (menos del 20%). El mineral esencial es el cuarzo detrítico en proporción media de 65% también puede presentarse pequeñas cantidades de silex, calcedonia o cuarcita, la mayor parte de feldespato clástico es del tipo potásico (ortosa-microclina), plagioclasa sodica, los feldespatos pueden presentarse frescos o presentar diversos grados de alteración. Los tipos de transición pueden contener hasta el l0% de feldespatos y en tal caso se nominaran areniscas feldespáticas (subarcosas), entre los minerales rios se tiene: turmalina, granate, zircón, rutilo, micas, etc. El significado geológico del alto contenido de cuarzo y la selección y redondeamiento que presentan las areniscas cuarzosas indican un alto grado de madurez textural y mineralógico, algunas son multicíclicas.

BARCOSA La arcosa es una arnisca, por lo general de grano fanerítico y anguloso moderadamente seleccionado, la mayor parte está integrado por cuarzo y feldespato, el cuarzo es el mineral predominante, aunque en algunas arcosas el feldespato excede cuarzo, otros componentes son muy secundarios de 5-15% (micas, arcilla), el cemento es escaso en algunos casos es calcita, en otros tanto el cuarzo como el feldespato muestran sobre crecimiento que enlazan la roca; en otros óxidos de hierro forma el cemento. Las arcosas pocas veces están cementados bien como las areniscas cuarcititas, grauvacas. El origen y significado geológico los feldespatos no es un componente normal de las areniscas, no aparecen en las areniscas maduras. Las arcosas y otras areniscas feldespáticas inmaduras deben su contenido de feldespatos a interrupción o retardo de los procesos de meteorización en la región de origen. 140

CGRAUVACAS Las grauvacas contienen granos angulosos o sub-redondeados de cuarzo y pequeños fragmentos de pizarra silicea, filita y otro feldespatos. El tamaño de las partículas oscila desde la arcilla-limo, arena, arena muy gruesa, la composición de las grauvacas tiene por límites un 20% a 75% de arcilla, sericita, clorita; 0-70% de cuarzo; l0-80% de feldespato. El origen y significado geológico, el origen es marino por el ambiente reductor revelado por su color oscurso, la pirita, ankerita, asociada con las lavas almohadilla, las corrientes de turbidez generalmente submarinas dieron lugar a la formación de este tipo de roca. La grauvaca es un tipo de arenisca relativamente común en todas las edades geológicas, cada estrato de grauvaca registra un acontecimiento individual semi-catastrófico, un episodio de corta duración.

D. SUBGRAUVACAS Las areniscas en que los fragmentos de roca exceden a las partículas de feldespatos se denominan areniscas líticas, se consideran como subgrauvacas los que constituyen menos de l0% de feldespato, la matriz de arcilla y mica no debe exceder de 20% y los fragmentos de roca entre 5-l0%. Las subgrauvacas son sedimentos inmaduros así lo explica sus componentes feldespatos y los fragmentos de rocas, en algunos casos a pesar de su bajo contenido de limo, arcilla intersticial, grauvacas muestran estratificación gradada y están interestratificados rítmicamente con lutitas.

141

ROCAS DE GRANO FINO A. LIMOLITA Las limolitas se las define como aquellas rocas que tiene 50% de material limoso, y la granulometría está entre 1/16 y 1/256 mm., la limolita es un limo consolidado, la composición son intermedios entre la arenisca y la lutita; son ricas en sílice pobres en alúmina, óxido de potasio y agua que las lutitas, pero mica, minerales arcillosos micáceos, clorita, debido a su finura carece de partículas de rocas.

B. LUTITAS Las lutitas son la más abundantes de la columna geológica, se caracterizan por tener grano fino y son finamente laminadas y delgadamente estratificadas. La sílice limo es el componente predominante. La mayoría de las lutitas están compuestas aproximadamente de una tercera parte de cuarzo, una tercera parte de minerales arcillosos y una tercera parte de sustancias varias. Los minerales autigénicos que aparecen en este tipo de roca se tiene la calcita , dolomita, pirita, ópalo, calcedonia, glauconita, clorita, sericita, illita, la materia orgánica presente, la materia carbonácea negra, la calcita o aragonito en los ensayos de foraminíferos y en fragmentos de conchas y la sílice en los radiolarios, diatomeas, esponja, por el predominio de sus componentes se clasifican en: 1-lutitas silícicas, 2- lutita arcósica, 3-lutita micácea, 4-lutita clorítica.

142

D. ARCILLAS Las arcillas son rocas de grano fino que se vuelven plásticos,y otros no, cuando se les embebe en agua, el tamaño de grano es menor de 1/256 mm. Para que sea arcilla debe estar formado predominantemente por minerales de arcilla. La mineralogía del grupo de las arcillas son abundantes en rocas sedimentarias, también aparecen como producto de alteración de rocas ígneas y metamórficas. Los minerales más comunes de arcilla pertenecen a los grupos: caolín montmorillonita e hidromicas; el grupo del caolín abarca, la caolinita, anauxita, dickita, hallosita, hidrohallosita y alofana. La caolinita aparece como mineral residual y como mineral transportado, es un mineral característico común (caolín). La dickita menos corriente que el anterior se forma por soluciones hidrotermales en venas o diques aparece asociada a sulfuros en depósitos. La hallosita se encuentra como masas en forma de porcelana o como un fino polvo blanco en pizarras, calizas. El grupo de motmorillonita es un mineral de arcilla muy abundante, aparece como producto de alteración de cenizas y tobas volcánicas, la bentonita es el componente importante en la montmorillonita, otros minerales de este grupo nontronita, saponita. La paligorsquita los minerales de este grupo se componen de pilolita, lasallita y attapulgita. Illita representa un grupo no definido intermedio entre la moscovita y la montmorillonita, por lo general aparece en pizarra y otras capas arcillosas donde puede asociarse con la caolinita o montmorillonita y mezclados con finos sedimentos detríticos y otros minerales.

E.

LOESS 143

El loess es un limo no consolidado comunmente de color gris-amarillo-castaño o rojo. Por lo general, es altamente calcáreo, el material es bien seleccionado aparece muy poca arena, arcilla el promedio de grano es de 0.0l y 0.05 mm., la composición el cuarzo como componente principal, otros, ortosa, plagioclasa, horblenda, biotita, ocacionalmente algo de calcita, arcilla colorada por óxido de hierro. Los minerales pesados presentes son en 0.050.20% horblenda verde castaña, granate, turmalina, zircón y epidota y en menor cantidad augita, apatita, rutilo, titanita, limonita, biotita, clorita y leucoxeno. 3.l7

DESCRIPCIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS NO CLÁSTICAS

I. ROCAS CARBONATADAS A. CALIZAS Las calizas son rocas carbonáticas los minerales esenciales son los carbonatos: calcita, aragonito y dolomita; el aragonito es una forma inestable de calcita y se encuentra en materiales recientes y en el curso del tiempo se transforma en calcita. La mayor parte de dolomita parece producto de post-sedimentación y muestra relaciones de reemplazo con calcita. La siderita es un componente raro y mucho menor en las calizas; la sílice generalmente como calcedonia es completamente común en las calizas, puede aparecer diseminado, nodular etc. feldespatos con cristales euhedrales autígeno es un componente menor en las calizas, materiales arcillosos la presencia es común 50%, la dificultad para determinar la naturaleza del grupo, otros componentes menores se tiene la glauconita, colofana, pirita, conchas de los braquiópodos, la matriz bituminosa es abundante en algunas calizas como para influir en el color oscuro. Las texturas y estructuras que presentan las calizas son muy variadas en parte, detríticas en parte química y bioquímica y en parte metasomática. Entre las variedades de calizas, Pettijohn distinguió las calizas autóctonas y las alóctonas; las primeras son las que se han formado in situ por acumulación de estructuras orgánicas que crecieron, vivieron y murieron, se les llama calizas bihermales y si son de gran extensión se les llama bioestromales. Por lo contrario las calizas alóctonas están compuestas principalmente por fragmentos orgánicos depositados en conjunto para formar la caliza bioclástica. Las variedades de caliza orgánica se designa comunmente por sus fósiles predominantes como: caliza crinoidal, caliza coralina, caliza braquiopódica y caliza foranífera. La caliza es propensa a alteraciones, tanto de pre como de post-consolidación, de importancia es la transformación del carbonato original, tal como el aragonito en calcita. Las oolitas aragoníticas o conchas aragoníticas penden su estructura interna y se transforma en un mosaico de calcita. También se observa sectores recristalizados no están regidos por la cristalización original, los resultados extremos son machones de carbonato gruesamente cristalino, los sectores no recristalizados quedan oscuros, densos y de grano fino y son rodeados por la calcita cristalina presentando una textura de coágulos grumosa. En la caliza se nota efectos de disolución estilolitos, os microestilolitos entre los fósiles y su matriz y costuras estiloliticos continuados son comunes en las rocas carbonatadas puras. B. DOLOMÍAS Las rocas carbonatadas no solo están constituidas de CaCO 3, sino también por dolomita CaMg (CO3)2. Las calizas dolomíticas son más abundantes en las capas antiguas que en estratos recientes. Este enriquecimiento puede ser debido bien a la existencia de condiciones mejores de precipitación magnesiana en épocas pasadas, o bien a 144

metasomatosis (reemplazamiento). El origen de las dolomías puede ser primario o secundario, en este caso por transformación de un sedimento inicialmente calcáreo. Dolomías singenéticas, el Mg esta en parte contenido en los carbonatos mas o menos magnesianos, carbonatos biogenéticas 1% de Mg CO3, en los aragonitos de 1-3% en las calcitas. Dolomías diagenéticos, aparecen por diagénesis por sustitución de CA por Mg. Dolomías epigenéticas, aparecen después de la compactación a través de diaclasas o fallas, estas dolomías están asociadas a yacimientos metalíferos de tipo Pb-Zn. Dolomías primarias, ningún modelo de sedimentación actual permite comprender la formación de dolomías antiguas, por Ej. Los sedimentos dolomíticos se ubican entre los detritos y las evaporitas de las formaciones geológicas verticales y horizontales.

II. EVAPORITA Los depósitos salinos se forman por la precipitación de sales de soluciones concentradas o salmueras. como las concentraciones se deben a la evaporación, los depósitos salinos han sido denominados evaporitas. Las rocas salinas se originan a expensas de soluciones iónicas cuando éstas se conviertan en sobresaturadas. Por evaporación, las sales disueltas se depositan en función a la solubilidad, cuanto más soluble es una sal más difícil precipita por ejem. una columna de agua marina de 1m. de altura, con sección constante los minerales aparecen cuando se cumplen las condiciones siguientes: cuando la columna tiene 53 cm., el volumen original se redujo a la mitad tiene lugar la precipitación de Fe 2O3 y Ca CO3; cuando la columna mide 19 cm., el volumen es 1/5 del volumen primitivo y precipita el yeso; cuando la columna mide 10cm., el volumen es reducido a 1/10 del volumen inicial, la sal gema empieza a cristalizar seguida de los sulfatos y cloruros de magnesio y finalmente NaBr y KCL. A SULFATO DE CALCIO El yeso Ca SO 4, 2H2O monoclínico, y la anhidrita CaSO 4 ortorrómbico. El yeso finalmente granulado alabastro se utiliza en trabajos de artesanía, esculturas, poco resistente; cuando el yeso es calentado al aire se forma a temperatura comprendida entre 707-200º un hemi-hidrato de Ca SO4 ½ H20 y después un hemihidrato Ca SO4 anhidrita. Las especies que nacen de una solución saturada en sulfato de calcio, el yeso es la fase estable para temperatura inferiores a 42º, mientras que por encima de esta cristalización la anhidrita.

145

En cuanto a la mineralogía por lo general está presente algo de anhidrita y las rocas con yeso y anhidrita pasan gradualmente a otras que principalmente contienen anhidrita, otros minerales son: calcita, dolomita, halita, azufre, barita, cuarzo y arcilla. La textura es granuda de fina a gruesa, estratificada o compacta, equigranuda o heterogranuda.

B. ROCAS SALINAS (Haluros) La halita o sal gema Cl Na, pudiendo variar entre amplios límites las propociones de otros componentes, anhidrita o silvina principalmente. El principal mineral es la halita, pero usualmente asociada por algo de anhidrita y otros: 1halita (sal gema), 2-halita-anhidrita mas o menos polihalita, 3-halita-silvina mas o menos carnalita (silvina, silvinhalita, halita o silvina), 4 arcillas saladas y halita limática. Entre los minerales rios: magnesita, dolomita, boracita, vinneita, luneburgita, kieserita, cainita, hematites, pirita, cuarzo, talco. En los depósitos salinos se puede encontrar no menos de 30 minerales entre ellos podemos enumerar: yeso CaSO4-2h20, anhidrita Ca CO4, sal gema Na Cl, bichofita (Mg, Cl, 6H 2 O), kieserita (Mg SO4-H20), carnalita (K Mg Cl3-6H60), hexahidrita (Mg S04-6H20), silvina (K Cl), leonita (Mg S04, K2 S04-H20), epsonita (Mg So4-7H2O), blodita (Na2 Mg (SO4)24H2O), cainita (k Mg (Cl SO4)-3H2O) polihalita 2Ca SO4-k2 SO4-2H2O, mirabilita (Na SO410H2O). El origen de las evaporitas puede ser marino y continental, el primero puede darse cuando un brazo de agua es separado del mar abierto por una estructura sedimentaria (cordón de arena, flecha, lengua o cordón), es decir que a lo largo de la costa muy plana o un plano de agua poco profundo puede constituir lagunas que por la evaporación progresiva se sobresatura de sales terminando con la precipitación de evaporitas. El origen continental, el origen marino no es exclusivo para la formación de rocas salinas, desde mucho tiempo hay investigadores que mantienen una posición opuesta. Según estos autores los yacimientos salinos se formarían en un medio continental, en cuencas endorréicas en las cuales las aguas de los ríos débilmente saladas se acumularían durante largos períodos; que por justificar el balance precipitación-evaporación es deficitario, y el agua será incapaz de salvar la contrapendiente y habrá endorreismo. Esto justifica si se considera que un 27% de la superficie está privado de drenaje de agua hacia el mar. III ROCAS SILÍCICAS Las rocas silícicas tienen un origen orgánico o químico y no detrítico, como en el caso de la mayoría de arena y areniscas, el ópalo y la calcedonia juega un papel importante, hay predominio de las formas criptocristalinas. La precipitación de la sílice; en principio la sílice es liberada a las aguas naturales, en solución verdadera, en forma de monomeros libres Si (OH)4 : ( n Si O2 +2nH2O nSi (OH)4.

146

La solubilidad de estas monomoléculas de ácido silícico es prácticamente independiente de PH mientras este sea inferior a 9: es decir que la solubilidad de la sílice es de 120 140 ppm (o Mg/1) a 20-25ºC, en cualquier condición de formación de los suelos y sedimentos, para que haya una precipitación inorgánica de sílice, es preciso que haya o bien elevadas evaporaciones o bien concentraciones importantes de Ca +2 o CO2. La precipitación de la sílice es sobre todo es obra de los organismos (diatomeas). Las rocas siliceas formadas por acumulación de caparazones siliceas y de interés geológico las radiolaritas, espongiolitas y las diatomitas. La radiolarita sólo puede identificar los radiolarios en sección delgada bajo el microscopio. Las espongiolitas son rocas marinas con espículas, estos embobidos son cementos de ópalocalcedonia y de calcita, los espongiarios siempre contienen vestigios de materia orgánica. Las Diatomitas son tierras suelos, consolidados de color blanco-claros o coloreados de azul por la presencia de vivianita, son ligeras (baja densidad) y manchan los dedos. Las diatomitas pueden constituir depósitos de origen marino y continental. En estudios de investigaciones se ha podido contar hasta 220,000 frústulas de diatomeas vivas en un litro de agua. La polulación de diatomeas tanto de origen marino como lacustre se ha visto favorecida por las soluciones de sílice durante la alteración de los materiales volcánicos (depósitos de diatomita de Ayacucho). Las rocas silíceas mixtas pueden darse con cualquier otra sedimentación química; los pedernales el contenido de sílice es alto, constituye más del 95% y asociados a impurezas de CaO,CO2, MgO y FeO; los que contienen impurezas arcillosas contienen AL2O2. Entre las variedades: pedernal (chert) es la roca química sedimentaria silícea más común, es densa dura criptocristalina, compuesto de ópalo, calcedonia y cuarzo cripto cristalino, la fractura es astillosa fuerte a concoide, puede tener cualquier color como gris, azul, verde, rosa, amarillo, café, rojo, indudablemente se originan de diversos modos pueden tener textura oolítica o estratificada. El pedernal flint: es una variedad negra de pedernal que tiene fractura concoidea: está compuesto principalmente de calcedonia y cuarzo criptocristalino y generalmente ocurre como nódulos. El jaspe consiste en cuarzo criptocristalino, calcedonia teñido de café y rojo por óxidos de hierro, se presenta asociado a los minerales de hierro. El Trípoli: es un agregado poroso de color claro que consta de sílice de grano fino, generalmente es residuo de rocas carbonatadas silicatadas. La novaculita: pedernal blanco tenaz y de grano uniforme, que está compuesto por cuarzo criptocristalino y microgranular. La porcelanita: denominación que se aplica al pedernal impuro, opalino, tiene la textura y el lustre de la porcelana sin vidriar.

147

IV. ROCAS FÉRRICAS Los minerales ferrosos y férricos se encuentran ampliamente en los sedimentos de todas las épocas geológicas; tiene tendencia a concentrarse en formaciones debido a su importancia son generalmente marinos epicontinentales. El origen del hierro siendo este uno de los constituyentes esenciales de la corteza terrestre. El hierro sedimentario deriva de los minerales primarios como las micas, los anfiboles y los óxidos metálicos. Los minerales rios de las rocas, como los sulfuros, molibdatos, arseniatos y fosfatos. Los representantes de los sedimentos ferríferos son: sulfuros, carbonatos, óxidos, y silicatos. 1 Las rocas de silicatos de hierro, están compuestas principalmente de glauconita, chamoisita. La glauconita es un silicato hidratado de potasio y aluminio que contiene hierro (férrico y ferroso) y un poco de magnesio. Se forma por autogénesis marina y es un mineral sedimentario típico. La chamoisita una clorita rica en hierro es un componente importante de algunos minerales de hierro sedimentario. 2 Las rocas de óxido de hierro: son areniscas y pizarras ferruginosas en las cuales la hematita o la limonita es el mineral férrico principal. 3 Rocas de carbonato de hierro es la caliza ferruginosa la cual tiene una parte de su estructura calcárea y de sus fragmentos de fósiles reemplazada por hematita o siderita, formando rocas sedimentarias típicas de color café o rojizo. 4 Rocas de sulfuro de hierro: contienen pirita y marcasita. La pirita es común en los sedimentos y se forma en aguas estancadas desoxigenados por descomposición de las bacterias del material orgánico.

V. ROCAS FOSFÁTICAS Las sustancias fosfatadas se presentan en rocas calizas y carbonatitas, el mineral fosfatado generalmente es el apatito bajo la forma criptocristalino mal cristalizado llamado colofano, es un constituyente esencial de las rocas fosfatada sedimentarias. Los fosfatos son también segregados por organismos como los braquiópodos, gasterópodos. El origen de la fosforita es comprendido, pero la acumulación puede tener lugar en condiciones de sedimentación lenta en área restringidas en la que prevalezca condiciones reductoras, incluye el vulcanismo submarino, el desprendimiento o anhídrido sulfuroso. Los sedimentos formados por agentes bioquímicas contienen algo de fósforo aportado por conchas de invertebrados y posteriormente por reemplazamiento diagenético. Éstos

148

producen caliza y lutita fosfática. Las acumulaciones residuales procedentes de calizas fosfáticas producen mantos fosfáticos relativamente puros.

VI. ROCAS ORGÁNICAS Los compuestos orgánicos de materia viviente sufre combustiones y se transforma en CO 2 y el agua. Esto no cesa con la muerte de un organismo sino que es reemplazado por la descomposición bacterial u oxidación directa, según donde se acumule y la cantidad de oxígeno disponible, los residuos orgánicos sufren una oxidación incompleta conocida como la hunificación putrefacción. Los residuos son de tres tipos: humus, turba y sapropel. El humus es la acumulación de residuos orgánicos en la superficie de la litósfera (suelo). En su mayor parte esta materia sufre oxidación, el humus consta de materia orgánica adicionada al suelo recientemente y de una cantidad grande de compuestos que representan diversas etapas de descomposición. Turba. Las condiciones para la formación de turba están asociadas casi en todas las partes con baño de agua dulce. Los residuos orgánicos pueden constituir desde el 70-90% de la acumulación total, la acumulación de la turba tiene lugar cuando tiene ciertas condiciones favorables como: 1- crecimiento y reproduccion rápido de las plantas, 2- desarrollo excesivo de compuestos orgánicos de díficil descomposición, 3- desarrollo de tales condiciones en el medio en que la actividad vital de los microorganismos se reduce a un minimo o queda totalmente extinguida. El sapropel.- Es un limo rico en compuesto orgánico, o integrado totalmente por ellos, que se acumulan en el fondo de diversas cuencas de agua, lagos, lagunas, albúferas, estuarios, etc, los restos del fito y zooplancton son más ricos en sustancias grasas y proteínas que la turba, al descomponerse en presencia de muy poco oxígeno se forma varios tipos de hidrocarburos. A CARBÓN El carbón es materia vegetal descompuesta, que a través de los procesos químicos, bioquímicas y geodinámicos ha sufrido una transformación, que consiste en el cambio de las propiedades físicas de la materia original, se traduce en el cambio de color, cambio de textura y fractura, alteración en la compacticidad y los cambios químicos que se manifiestan por pérdida de agua, aumento del carbón fijo y materia volátil. Dentro de las características petrográficas del carbón en observación microscópica se identifica tres grupos de rocas organógenas: turba, lignito y carbones. La turba es rica en restos vegetales (materia vegetal descompuesta), los componentes vegetales son abundantes composición media de turbas según Wakman y Stevens 1928. Celulosa 15-30% Hemicelulosa 20-30%

149

Lignina 10-40% Proteína 2-15% Tanino-aceite recina 1-5% Los lignitos tienen un aspecto mate, una coloración parda amarilla, se reconoce en ellas en textura leñosa son de los vegetales que los constituye. Los carbones tienen color negro son mas o menos quebradizos y tiznan los dedos. Una observación detallada permiten definir que están formadas por la superposición de bandas de diferente aspecto, se distinguen bandas brillantes o vítreo, semibrillantes o clareno, mates o dureno y finalmente fibroso fuseno. Fuseno designa lechos negros con brillo sedoso, que son muy frecuentes aunque poco abundantes, de varios milímetros de espesor (mas de 3mm), y que están constituidos por restos de madera y esclerequima que han conservado una estructura celular neta e incluso regular. Dureno es una sustancia gris parda negra, con brillo mate, que constituye bandas frecuentes aunque poco frecuentes, de algunos milímetros a varios decímetros de espesor. Está formado por restos vegetales que han perdido su característica originales. Clareno es el constituyente más frecuente en los carbones, está formado por bandas brillantes y mates, finamente interestratificado, cuyo espesor es inferior a 3mm. Se trata de cuerpos figurados tales como esporas y fragmentos de cutículas y hoja, unidos por un cemento amorfo (vitrinita). Vitrinita es después del clareno, el constituyente mas abundante de los carbonos. Se trata de bandas brillantes de algunos mm. de espesor (mas de 3m) que no manchan los dedos y que a menudo se rompen en pequeños cubos con fractura concoidea. El vítreo es una especie de pasta que tiene el aspecto de un gel coloidal pero en realidad se trata de un puré formado por restos pequeños de células. La clasificación de los carbones tiene presente las proporciones de los cuatro constituyentes citados líneas arriba, también tiene consideración esencial el contenido de componentes volátiles. Entre los grados de carbón tenemos: turba, lignito, carbón subbituminoso, carbón bituminoso y antracita. La antracita es brillante y no mancha los dedos, mientras que el resto de carbones son tanto más mates y tiznan más los dedos cuando más ricos son en materia volátiles. En el origen del carbón se ha considerado 3 aspectos en la evolución de la materia vegetal: materias originales, acumulación de estos materiales y el proceso de carbonizacion progresiva con la consiguiente descomposición: química, bioquímica y geodinámica.

150

Abedubes

Obniferas

Stagnos

Alisos

Turba Laguna

Turbera

%

5

Grafito

0

Antracita

Semiantracita

Semibituminoso

Bituminoso

10

Lignito

100 v 80 o l 60 u m e 40 n

Turba

Los tres tipos de turberas según Potonié (Tomado de L.Barrabe y R. Feys l965). Las turberas son formaciones vegetales que se desarrollan en suelos húmedos (turberas de llanuras y montañas) o sobre fondos llanos sumergidos (turberas de valle o costa baja), bajo el tapiz herbáceo o arbóreo existe turba amarillenta con numerosos restos vegetales intactos, seguido se presenta una turba pardusca y luego una turba negra, que en este caso es rica en materias amorfas. En promedio un banco de turba de 30cm. se forma en l0 años.

20 0 30

40

50

60

70

80

90

100

Carbón fijo %

B. PETRÓLEO El petróleo se conoce desde la más remota antigüedad hace unos 6000 A.C-(Noe embadurnó el arca), los chinos, egipcios y asirios lo usaron para diferentes fines. Se considera que la era industrial comenzó hace un siglo (l860) la industria americana fija su origen exactamente un 27 de agosto de l859, a partir de un pozo perforado especialmente con este fin (Titusville, Pennsylvania), la producción mundial en el siglo XX se desarrolla rápido con el desarrollo del motor de explosión, la demanda es creciente en los últimos años. Los yacimientos de petróleo se ubican en el subsuelo y consiste, en un conjunto de crudo y gas natural, es una mezcla de productos químicamente complejos principalmente de hidrocarburos. En la búsqueda o exploración de los depósitos petrolíferos en los últimos 151

años se ha desarrollado técnicas cada vez más determinativas para localizar y evaluar estos yacimientos. El primer objetivo se ocupa la geología superficial, mientras que el segundo pertenece a la geología del subsuelo. Esto implica los estudios estratigráficos, estudios estructurales, métodos de exploración geoquímicos, geofísicos, estudio de la geología del subsuelo, control geológico, de los sondeos, estudio interpretativo de los datos observados , evaluación de los pozos perforados, etc. Las características físicas de las rocas almacén, debe tener dos propiedades para que pueda constituir un almacén, estos son: la porosidad y permeabilidad. La porosidad se refiere al volumen total de los huecos, y la porosidad útil o efectiva, que indica el volumen en los huecos unidos entre sí. La permeabilidad es la capacidad de una roca de dejar circular los fluidos a través de ellos, y puede ser permeabilidad horizontal o lateral, permeabilidad vertical o transversal y las relaciones existentes entre estos dos factores (porosidad-permeabilidad). Los tipos de rocas almacén son rocas detríticas como arena y areniscas, rocas calcáreas calizas y dolomías. Otro de los elementos importantes para el almacenamiento de los hidrocarburos son las trampas petrolíferas. Se define trampa al elemento geológico base, indispensable para la acumulación de hidrocarburos, pero por numerosas razones, una trampa efectiva que presenta un cierre estructural, también importante puede ser estéril. Por el contrario, si hay acumulación de petróleo y gas, hay necesariamente trampa. Las trampas petrolíferas pueden ser de dos clases, trampas estructurales y trampas sedimentarias-estratigráficas. El origen del petróleo es orgánico, cierto número de hechos coinciden en demostrar el origen orgánico del petróleo, entre ellos mencionamos el valor de la relación C12/C13, que es mas próximo al de la materia orgánica que al de la atmósfera. Además han sido descubiertas hormonas y porfirinas desde origen animal y derivados de la hemoglobina y dos de origen vegetal y derivados de la clorofila. En efecto, si el petróleo parece tener sin duda un origen orgánico, éste puede ser indiferente de origen animal o vegetal. Ello viene confirmado por la presencia en los hidrocarburos de productos específicos procedentes unas veces del metabolismo animal, colesterol C27H46 O-, otras veces del metabolismo vegetal fitoesterol C28 H44 O. Se puede decir que aunque los hidrocarburos son escasos en la naturaleza de la corteza terrestre, éstos se encuentran distribuidos indiferentemente a través de las rocas sedimentarias tanto en el espacio como en el tiempo.

152

III

ROCAS METAMÓRFICAS

ORIGEN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS Se puede definir el metamorfismo como las transformaciones al estado sólido, de las características texturales, estructurales y mineralógicos que han sufrido las rocas en el interior de la corteza terrestre, a consecuencia de los agentes externos e internos. El primero se refiere a la presión temperatura y líquidos químicamente activos, y los internos están referidos a la composición original de la roca madre. De la clasificación de los tres grandes grupos de rocas, las rocas metamórficas son las mas variadas y complejas texturamente, estructuralmente y mineralógicamente; esto se debe a los factores genéticos involucrados que son los siguientes: 1.Las rocas metamórficas pueden haber tenido cualquier otro tipo de roca antecesora o (roca madre): intrusivo o efusivo (ígnea), sedimentaria e incluso roca metamórfica. 2.Debido a que son varios los agentes que intervienen en forma conjunta o aislada durante el metamorfismo, como resultado se tiene diferentes tipos de metamorfismo, bien diferenciados. 3.A consecuencia que puede variar la intensidad con que actúan los agentes del metamorfismo, hay varios grados de metamorfismo en las diferentes clases de metamorfismo. 4.Algunas rocas metamórficas se forman por reemplazamiento un mineral por otro de composición diferente, supone una reacción química entre los minerales que forman la roca y el aporte líquido-gaseoso que rodea la roca. Esto se conoce como metasomtismo. 5.No todo el conjunto de minerales alcanzan el equilibrio aunque la roca ha estado sometida a un proceso polimetamórfico; es decir cuando la roca ha sufrido dos clases o grados diferentes de metamorfismo. 6.Las alteraciones por meteorización y diagenéticas no se consideran en la formación de rocas metamórficas. CLASIFICACIÓN GEOLÓGICA DEL METAMORFISMO Teniendo en cuenta el marco geológico, el metamorfismo puede ser localizado y tener niveles regionales, es decir de las condiciones de los depósitos metamórficos, se diferencian los siguientes: A. METAMORFISMO DE O Tiene lugar en las rocas que han sufrido un calentamiento en torno a los grandes intrusiones, se localizan en la periferie de cuerpos intrusivos (rocas graníticos, dioríticos, gabros,etc). Las rocas características de este tipo de metamorfismo son hornfels, generalmente son rocas sin orientación (foliación) pero algunas excepciones. La zona de o (aureola de o) varía en extensión desde algunos metros hasta kilómetros. Es un metamorfismo esencialmente térmico ( de presión baja). El factor principal de este aumento de temperatura dentro de las rocas de la aureola de o es la circulación de fluidos acuosos de alta temperatura que son alimentados del cuerpo intrusivo. Dentro del metamorfismo de o se distingue las facies siguientes: 1 La facies de hornfels de albita-epidoto 2 La facies de hornfels de horblenda

153

3 La facies de hornfels de piroxeno 4 La facies de sanidina La primera equivalente de las facies de esquistos verdes-de baja presión del metamorfismo regional; la segunda de la facies de anfibolitas de baja presión y las dos últimas de la facies de granulita de baja presión.

Endoeskarns Exoeskarns Micaesquistos Serie Calcárea

B. METAMORFISMO REGIONAL Este tipo de metamorfismo su característica principal es la extensión sobre grandes superficies sin relación aparente con cualquier intrusión ígnea. Las rocas producidas por foliación bien marcada (esquistos, gneiss, anfibolita, etc.), esta foliación es el resultado de la deformación tectónica. La relación de la misma con las recristalizaciones metamórficas son mas o menos complejas (pre, sin o post-metamórfica). Las facies del metamorfismo regional se indican aproximadamente en orden de temperatura creciente. 1 Facies zeolitas 2 Facies de los esquistos verdes con tres subfacies: a-Cuarzo-albita-moscovita-clorita b-Cuarzo-albita-epidoto-biotita c-Cuarzo-albita-epidoto-almandino 3 Facies de los esquistos azules o glaucofánicos 4 Facies de las anfibolitas, con cuatro subfacies: a-Estaurolita-almandino b-Cianita-almandino-moscovita c-Sillimanita-almandino-moscovita d-Sillimanita-almandino-ortosa 5 Facies de la granulita con dos subfacies: a-Granulita horbléndica b-Granulita 6 Facies de las eclogitas

154

1

2

4

3 5

6 7

1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

Clorita-esquistos Esquistos de estaurolita Gneiss Micaesquistos de distena Gneiss profundo y anfibolitas Migmatitas Pizarra

C. EL PIROMETAMORFISMO Agrupa la recristalizaciones que muestra efectos de alta temperatura. Este tipo de metamorfismo aparece generalmente dentro de los fragmentos (xenolitos) incluidos en las rocas volcánicas y en algunas rocas intrusivas. La fusión parcial es muy frecuente; las rocas de este tipo de metamorfismo son llamadas buchitas.

D. EL METAMORFISMO HIDROTERMAL Agrupa las recristalizaciones que se presentan con la influencia de las soluciones hidrotermales que viene del exterior. Cuando la recristalización se limita a una zona pequeña, este tipo de metamorfismo se le llama alteración hidrotermal.

E. EL METAMORFISMO CATACLÁSTICO (Dinamometamorfismo) Resulta de la trituración de la roca que aparece generalmente dentro de las zonas de fallas. Estas zonas deformadas no tienen una continuidad en cuanto al flujo de calor o temperatura (rocas no buenas conductoras del calor); merced a esto la recristalización metamórfica es muy limitada. Por la granulometría distribuida en la zona de falla desformada de los granos y fragmentos se puede distinguir las brechas, las rocas facoidales, las milonitas y las seudotaquilitas.

155

ISOGRADAS – PARAGÉNESIS – SECUENCIAS METAMÓRFICAS Las rocas que experimentan varias transformaciones mineralógicas por aumento de los factores presión temperatura,etc.; puede darse la aparición o desaparición de sustancias minerales por reacción netamente química. Una isógrada se puede definir como la aparición o desaparición de una especie mineral muy común dentro de las rocas que han sido afectadas por metamorfismo, como por ejemplo (biotita, moscovita, estaurolita, horblenda, etc ). En el campo una isógrada se materializa por una línea que une los puntos de la primera aparición de la especie mineral. Es una zona de reacción metamórfica. Entre las isógradas no se presenta ninguna reacción de transformación mineralógica. Paragénesis metamórfica se llama así a la asociación mineralógica en equilibrio que se presenta entre dos isógradas metamóficas. Las transformaciones minerlógicas dependen de las variaciones de la composición química de la roca. Secuencia metamórfica se define como aquella roca antecesora o roca original que dio origen a la roca metamórfica, los tipos de secuencia metamórfica más comunes son: a-La secuencia pelítica se origina por el metamorfismo de sedimentos arcillosos y se caracteriza por una proporción de alúmina y potasio bastante alta (arcillas, pizarras, lutitas,etc). Esta secuencia es muy importante porque una serie de reacciones se dan durante el metamorfismo progresivo (formación de micas, granates, estaurolita, etc) b-La secuencia cuarzo-feldespática se origina por el metamorfismo de sedimentos cuarzosos (arenisca, arcosa, gruvacas) o de rocas ígneas ácidas (granito, granodiorita, tonalita, etc). Se caracteriza por su alto contenido de sílice y baja proporción de hierro y magnesio. Las transformaciones de esta secuencia son similares a las rocas pelíticas. c-Secuencia carbonosa y margosa, se origina por el metamorfismo de calizas, dolomías y margas, según la proporción de impurezas (arcilla, cuarzo,etc) da por metamorfismo mármoles de minerales metamórficos (grosularia, wollastonita, etc) y también anfibolitas que aparecen semejante a los mismos que se originan a partir de las rocas básicas, d-Secuencia básica se origina a partir de las rocas ígneas (volcánicas-plutónicas), (basaltos, gabros, diorita, etc). Las rocas metamórficas de esta secuencia son típicamente las anfibolitas. e-Secuencia ultrabásica, se origina por el metamorfismo de rocas ultrabásicas (peridotita, piroxenitas, etc). Por metamorfismo de estos dan rocas como la serpentina, asbesto, etc.

156

A

B

C

D

Nótece que los 4 minerales tomados en conjunto no forman paragenesis, ya que todos no estan en o con todos. en esta roca hay dos paragénesis definidas 1 ABC 2 BCD.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS Las rocas metamórficas se clasifican teniendo en cuenta los criterios geológicos y su petrogénesis de los mismos. 1-Estructura y textura, los elementos heredados de las condiciones premetamórficas, tales como la estratificación residual o la estructura porfídica, dan alguna indicación relativa a la naturaleza de la roca madre. Los elementos metamórficos como esquistosidad, alineación,etc son testimonios de las condiciones físicas del metamorfismo, especialmente del papel y simetría de deformación en la interpretación genética de la roca. 2-Composición mineralógica, determina fácilmente por procedimientos petrográficos, proporciona información acerca de la composición química de la roca madre, naturaleza y grado de metamorfismo. 3-Composición química, los análisis químicos proporcionan los datos más completos acerca de la naturaleza de la roca madre y la medida en que ha sido afectado por el metamorfismo. 4-Condiciones de yacimiento, aclara la naturaleza y causas finales de las gradientes de presión y temperatura que gobiernan el metamorfismo. La clasificación que sigue hace uso de nombres bien establecidos, se define en base principalmente a criterios estructurales visibles macroscópicamente, pero algunas clases como por ejemplo las cuarcitas y los mármoles están definidos en base a su mineralogía. A- CORNEANAS O CORNUBIANITAS Rocas compuestas por un mosaico de granos equidimensionales (textura granoblástica o cornubianita). La corneana es típica de la aureola de o-también se conocen yacimientos regionales. La mineralogía suele variar, dentro de un mismo yacimiento, también a veces puede estar formados por un solo mineral o por dos. Los piroxenos son frecuentes: hiperstena, diópsido o hedembergita; los granates andradita-grosularia, la plagioclasa cálcica, vesuvianita, minerales del grupo de la epidota, wollastonita, escapolita; como rios calcita, cuarzo, esfena, pirita, grafito, magnetita, microclina, flogopita, apatito, tremolita y horblenda.

157

BBUCHITAS Son cornubianitas parcialmente fundidos que se presentan como xenolitos, generalmente en basaltos o diabasas. Son productos de pirometamorfismo. IZARRAS Rocas de grano fino con esquistosidad perfecta según planos de pizarrosidad pero carentes de bandeado de segregación, son originados por metamorfismo regional de sedimentos clásticos de grano fino (cieno, arcilla, sedimentarios, tobas) y son ricos en micas incoloras. Las pizarras mosqueadas, son aquellas que resultan de un metamorfismo de o incipiente, han empezado aparecer manchas y porfidoblastos de minerales nuevos (micas, cordierita y andalucita) mientras que se ha conservado la pizarrosidad o se ha intensificado por cristalización de escamas paralelas de mica. La mineralogía identificable ópticamente: cuarzo, clorita,sericita, biotita, magnetita, hematites, rutilo, pirita, calcita, dolomita, materia orgánica; siendo menos frecuentes la epidota, albita, apatito, zircón, turmalina, rodocrosita, baritina, yeso e ilmenita. Las pizarras mosqueadas cuando las temperaturas son más bajas se conserva la esquistosidad y no se han formado minerales con la hiperstena, sillimanita, y granate y solo en casos excepcionales y en los tipos muy alumínicos se han formado cordierita y andalucita, los minerales normales son moscovita, biotita, siendo frecuentes el cuarzo y la plagioclasa sódica. DFILITAS Son roca similares que las pizarras pero de grano más grueso como resultado de un metamorfismo algo más avanzado. Las micas y cloritas de nueva formación presentan un aspecto lustroso a la superficies de esquistosidad (de exfoliación) originado por metamorfismo regional débil de pizarras y arcillas. La mineralogía de las filitas contienen principalmente moscovita (sericita), clorita, cuarzo y los rios magnetita, hematites, ilmenita, rutilo, turmalina, zircón, grafito y pirita, todos de grano fino, algunos tipos son calcáreos con calcita y epidoto relativamente abundante y menos frecuentes la albita, cloritoide y biotita, la textura y microestructura. La textura es de grano fino, todos los constituyentes son identificables al microscopio. EESQUISTOS Rocas metamórficas muy esquistosas, por lo general con lineación en la cual los granos son lo sufucientemente grandes como para permitir la identificación macroscópica de los componentes minerales. El bandeado por degregación es predominante por lo general. Los minerales micáceos son abundantes y su elevado grado de orientación dominante se refleja en el desarrollo de la esquistosidad. Los esquistos figuran entre los productos más extendidos del metamorfismo regional. Entre las variedades se tiene: esquistos cloríticos, y rocas afines, esquistos de cloritoide, esquisto de estilpnomelana, esquistos moscovíticos, esquistos biotíticos, esquistos grafíticos, esquistos talcosos y esteatitas, esquistos pirofilíticos, etc.

158

FGNEIS Son rocas de grano grueso con bandeado irregular, con esquistosidad discontínua muy mal definida. La fábrica gneísica refleja el predominio del cuarzo, los feldespatos y una falta general de minerales micáceos. Los gneis son productos de un metamorfismo regional de grado elevado. GGRANULITAS Rocas de grano uniforme, pobres en micas y ricos en minerales como cuarzo, feldespatos, piroxenos, granate desprovistos de hábito tabular o prismático. Cierto grado de bandeamiento desegragación y en especial la presencia de lentículas plana cuarzo o feldespatos alineados, originan en la roca una foliación regular típica. Son productos de un metamorfismo regional de grado elevado. HMILONITAS Rocas bandeadas o listadas, de grano fino, de aspecto pedernaloso muy coherentes, que resultan de una extremada granulación de las rocas de grano grueso sin reconstitución química apreciable. Los lentejones u ojos de la roca madre no destruida puede conservarse incluidas en la pasta milonítica, son producto de un metamorfismo extremado de dislocación. ICUARCITA Son rocas compuestas principalmente por cuarzo recristalizado, producto del metamorfismo de o, regional de las areniscas (cuarzo-arenitas). JMÁRMOL Rocas compuestas principalmente de calcita o dolomita, producto del metamorfismo de o o regional de sedimentos calizos. KANFIBOLITAS Rocas compuestas principalmente de horblenda y plagioclasa, la foliación debido a la alineación de los minerales de anfibol, es menos clara que en los esquistos. Pueden o no presentar bandeado de segregación. Son productos de metamorfismo regional de grado medio a elevado, de rocas ígneas básicas y de algunos sedimentos calizos impuros. LSERPENTINA Y ESTEATITAS Rocas compuestas principalmente de minerales serpentínicos, talco y clorita, formados por metamorfismo meta somático de las peridotitas.

159

12 Eclogita Esquistos Azules de

8

Anfibolita de epidota

glaucofana

Esquistos verdes

lawsonita

Anfibolita

4

Granulita

Pumpellyita Prenhita Zeolitas Hornfels Albitas Hornfe piroxeno

200

400

600

800

Sanidinita

°C

Las facies metamórficas según Miyashiro (1973)

3.18.5 DIVISIONES DEL METAMORFISMO Las rocas se desestabilizan en condiciones de presión y temperatura, las rocas metamórficas se identifican algunas por los cambios mineralógicos. Las isógradas que aparecen en condiciones de presión y temperatura bien definidas, esto permite dividir el campo del metamorfismo en algunas facies. Sin embargo, estas divisiones son mas o menos arbitrarias y las facies van a variar según la selección de isógradas. Las facies fueron definidas según los investigadores: Turner 1968, Winkler (1967-l976). Winkler (1974-l976) propone dividir el campo del metamorfismo en cuatro facies que son de temperatura creciente. 1 Facies de muy bajo grado 2 Facies de bajo grado 3 Facies de grado medio 4 Facies de grado alto

160

200

300

400

700

800

alto

Profundidad (Km)

10 ises

F. k. S idia l

ngn e

15 Alto grado

100

stourolita c clorita + mos

10

600

grado medio

ierita

No se verifica

nt law-o isita llinozo

Pump.+clr + q

6

Bajo grado

4

500

cord

Muy bajo grado launita lawsonita

2

8

400

xia e

300

200

ana te

100 Diagenesis

An = 0 An = 26

Presión (Kb)

20 25

Facies met. según Winkler

30 35

500

600

700

800

MIYASHIRO (1973) DIVIDE AL CAMPO DEL METAMORFISMO EN 10 fACIES:

MIYASHIRO (1973) divide al campo del metamorfismo en 10 facies: 1 Facies de zeolitas 2 Facies de esquistos verdes 3 Facies de pumpelyita-prenhita 4 Facies de anfibolita de epidota 5 Facies de anfibolita 6 Facies de granulita 7 Facies de eclogita 8 Facies de esquistos azules de lawsonita y/o glaucofana 9 Facies de hornfels de piroxeno 10 Facies de sanidina También según la presión, se divide al metamorfismo en : 1-metamorfismo de baja presión; 2 metamorfismo de presion intermedia; 3-metamorfismo de presión alta Las facies metamorficas según Miyashiro (1973).

IV ASPECTOS GEOLÓGICOS DE MINERALOGENESIS Para determinar la genenesis de algún conjunto de minerales. Es preciso no solo determinar el modo como se ha constituido, sino también ver la relación que guarda con los procesos geológicos que se operan en la corteza terrestre y dan lugar a la formación de los rocas y la menas de la mas diversa composición. Todas las masas minerales, surgidos como consecuencia de unos u otros procesos geológicos se dividen por la fuente de energía que ha perdido su formación en dos siguientes grupos genéticos principales. 1- ENDOGENO (de origen interno), formados en los procesos y transcurren a cuenta de la energía térmica del globo terrestre, los materiales que resultan de dichos procesos son productos de la actividad magmática y las rocas y los yacimientos de minerales útiles se forman a merced 161

de la cristalización del magma y de sus diferentes ramificaciones; los procesos de mineralogenesis se operan a diferentes profundidades y términos; Aunque siempre acelerados. 2- EXÓGENO (de origen externo), surgidas de los procesos que se operan a cuenta de la energía solar externo que incide en la superficie del globo terrestre; la sustancia se forma a cuenta de las rocas y menas de diferente origen que se hallan en la superficie de la tierra y sufren un proceso de destrucción; los procesos de mineralogenesis se desarrollan en la superficie de la corteza terrestre a bajas temperaturas y “P” próximos a la atmosféricas en un ambiente de interacción de los agentes físicos y químicos de la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. Tanto las masas minerales endogenenos como exógenos una vez constituidos experimentan diferentes transformaciones (metamorfismo), cuando cambian las condiciones externas de su existencia. PROCESOS ENDOGENOS DE MINERALOGENESIS

Los conocimientos actuales de los procesos endogenos de mineralogenesis se apoyan en las concepciones de la actividad de los flacos magmáticas situada en la parte inferior de la corteza terrestre. El estudio de la composición las particularidades estructurales, las condiciones de estratificación y las relaciones especiales entre las diferentes rocas eruptivas y los yacimientos minerales útiles permiten conocer de acuerdo con las leyes (físicoquímicos) las leyes que rigen los procesos endogenos de la mineralogenesis. Un arreglo de estos conocimientos, las magmas son masas liquidas ígneas de silicatos de composición compleja en la que entran también componentes volátiles. De acuerdo a la sucesión de los fenómenos del desarrollo del ciclo magmática se distinguen las siguientes etapas de los procesos endogenos de la mineralogenesis. 1- magmática 2- pegmamatiticos 3- pneamatolidico-hidrotermal.

162

1- LOS PROCESOS MAGMATICOS Se han operado en todas las épocas geológicas y ha tenido por consecuencia la formación de enormes mares de rocas eruptivas. Podemos observar los magmas y la formación de tales rocas en las regiones volcánicas, aunque también muchas de aquellos se solidifican en el interior de la corteza terrestre y las rocas resultantes que dan expuestos a los movimientos corticales. De aquí la clasificación de las rocas ígneas en dos grupos las efusivas (volcánica o extrusivas) y las plutónicas (intrusivas). Los fenómenos de diferenciación en los magmas dan lugar a la formación de rocas de diferente composición mineral y química y de diferentes pesos esferiticos (con arreglo al contenido de sílice y otros componentes) entre las rocas eruptivas se distinguen las siguientes: a) Rocas ultra básicas ricas Mg O y Fe O pero muy pobres Si O2 (< 45%): dumita, piroxenita en los intrusivos y picritas en los efusivos. b) Rocas básicas: mas ricas en SiO2 ( U5.55%) y ricas en AlO3 y CAO pero mas pobres en MG O, Fe O; gabro, riolitas en las intrusivas y diabasas en las efusivas. c) Rocas de acidez mediana por el contenido SIO2 (55-65%) más pobres en CaO, pero más ricas en álcalis: diorita y dioritas cuarzosas en los intrusivos, porfiriticos andesitas, etc., en las efusivas. d) Rocas ácidas, ricas SiO2 (mas del 65%) pero más ricas en álcalis y más pobres que las anteriores en CaO, FeO, MG O: granodiorita, granitos y otras en las intrusivas, riolitas riodacitas latitas Q2, en las efusivas. Los yacimientos minerales de origen magmática solo se encuentran en las rocas eruptivas ultra básicas y básicas o esta categoría pertenecen los yacimientos de Cr. C Pc y otras del grupo del platino, así como los yacimientos Cu, Ni, Co-Fe, Ti etc. en rocas sienita nefilinica ricos en álcalis se encuentran yacimientos de tierras raras niobio. Tántalo-titanio-zirconio y minerales útiles no metálicos fósforo (apatita) aluminio (nefelina). 2- PROCESOS DE FORMACIÓN DE PEGMATITAS Tanto los testimonios químicos como los geológicos demuestran que el fundido residual resultante de la cristalización fraccionada de los magmas es en general, un liquido sílices ricos en aluminio y en álcalis que contiene además agua y otros productos volátiles, y con una elevada concentración de aquellos elementos escasos que no se han incorporado a la estructura de los minerales esenciales integrantes de loas rocas ígneas. Tal liquido no residual es probablemente demasiado fluido para ser un fundido silicio, debiéndose ello a su elevada concentración en sustancias volátiles. La presión que estos ejercen obligan al liquido a integrarse en las partes débiles de las rocas circundantes o pueden pertenecer a la posición de la propia intruccion o bien a otras rocas de la misma zona. Así es como se forman las pegamtita y las venas hidrotermales. Las pegmatitas se encuentran asociados a numerosas rocas plutónicas, principalmente a los granitos, cosa natural dado que estos son el resultado de la cristalización del magma. Las pegmatitas graníticas constan esencialmente de QZ y de feldespatos alcalinos casi siempre con moscovita y a veces también con biotita lo que les de una composición parecida a la del granito. La diferencia esencial radica en la textura. Ya que las pegmatitas son típicamente de grano muy grueso y en el modo de yacer, pues suelen presentarse con aspecto tabular o de tubo.

163

La mayoría de pegmatitas son QZ > Minerales sencillas, pero hay complejas que contienen, elementos raros y minerales poco corrientes y de aquí que se les hay estudiado con gran detenimiento. Su importancia económica es grande. Se explotan por los minerales industriales que contienen-feldespatos, moscovita, flogopita, turmalina y QZ, así como por otros que son menas de elementos raros: berilo, niobio tantalo (de la celumbita tantalita) litio, (del espedumeno, de la lepidalita y de otros minerales). Y de wolframio (de la wolframita). 3- PROCESOS PNEUMATOLITICOS-HIDROTERMALES Son, de hecho ya, procesos ividentemente postmagmáticos , es decir, que trascurren después de que el proceso principal de cristalización del magma en el macizo de profundidad han concluido en lo fundamental. Los fenómenos de nematolosis (del griego “ Pneuma”, gas) pueden darse cuando las fusiones saturadas de componentes volátiles se cristalizan a bajas presiones exteriores. En consecuencia, en ciertos movimientos se producen altas presiones, la ebollucion, el liquido residual se transforma en gas coexistente con los minerales sólidos de formación anterior. Se produce la destilación de la sustancia. Semejantes procesos deben ocurrir cuando el magma se enfría a grandes o medianas profundidades. En este caso, los compuestos volátiles entran en o y reacción química

en las rocas

encajonantes, dando lugar al llamado

metamorfismo de o. En las rocas laterales de o (techo) que se impregnan de disoluciones, se producen reacciones químicas de grado de metamorfismo y la composición de los productos resultantes dependen en medida no tanto de la T: como de la actividad Q. De la disolución y composición de las rocas que toman parte en la reacción. Se ha observado que los cambios mas avanzado se producen en las calizas y otras rocas calcáreas que se hallan en o con las macizas magmática.

En tales casos debido a las reacciones de

sustitución de la metasomatosis, se forman lo llamado Skarm.

En

reacción con las Skarm se forman a menudo importantes yacimientos de hierro, a veces, de wolframio, molibdeno, etc. LOS PROCESOS HIDROTERMALES Representan una fase más tardía y que se hayan originado de soluciones mas frías y diluidas. Las condiciones más favorables, para la manifestación de los procesos hidrotermales se crean en las medianas y pequeñas profundidades (de 3 a 5 Km.) de la superficie. El tipo característico de los depositos hidrotermales es la vena o filon. Muchos yacimientos minerales de gran importancia son esta clase.

164

Lindgren, que estudio particularmente los yacimientos Hidrotermales, señalo la posibilidad de agruparlos en tres tipos cuyas características minerales y modo de yacimiento dependen de la condición de origen. Estos tres tipos son: 1- Depositos hidrotermales a temperaturas bastante elevados (300-500°C) por lo general a profundidades considerables de la corteza terrestre. 2- Depositos meso termales.- formada a temperaturas ponderadas (200-300°C). 3- Depositos epitermales: formadas a temperaturas relativamente bajos ( %0-200 °C). Los tres tipos no tienen limites definidos, sino difusas, pero muchos Depositos pueden sin duda alguna incluirse en uno u otro de ellos, según su composición minerales y su ambiente geológico. Son Depositos hipo típicas los filones de estaño (casiterita) y de wolframio (scheelita y wolframita) así como los de molibdenita. El QZ es el mineral que forman predominantemente la ganga, a menudo acompañado de turmalina y topacio y otros silicatos, en Depósitos mesotermales contienen sulfidos de hierro, Pb, Zn y Cobre, con una ganga casi siempre de QZ, pero a veces incluye carbonatos tales como calcita, rodocrosita o siderita, muchos de los menas de QZ, aurífero son probablemente mesotermales, los yacimientos de Cu disiminados Depositos epitermales producen cantidades importantes de antimonio (estibina, mercurio, (cinabrio) plata nativa o en sulfuros) y oro. PROCESOS EXOGENOS DE LA FORMACIÓN DE LOS MINERALES Los procesos de formación de los minerales que se opera en superficie de la tierra, son mucho más accesibles para el observador que los procesos endogenos. Como se sabe los agentes atmosféricos el O2 del aire, el CO2, el H2O) y la actividad vital de los microorganismos produce un intenso proceso Q de meteorización, el cual da lugar a la disgregación física y química de todo que se había creado en los procesos endogenos, y al mismo tiempo origina la formación de nuevos productos estables en las condiciones que surjan en la superficie de la corteza. Parte de este producto es llevado disuelta a una suspensión por las aguas corrientes de la superficie y se deposita en el camino en los lugares de circulación lenta, en los valles de los ríos o en los lagos y mares. Aquí también se producen procesos de formación de minerales. Lo que da lugar a los Depositos de sedimentos. LOS PROCESOS DE METEORIZACION Consiste en la destrucción mecánica de las rocas y las menas debido a las variaciones de temperatura, lo que da por consecuencia la desintegración de los minerales. De las rocas dotados de diferente coeficiente de litacion, así como por efecto del agua que se deshiela en las fisuras y los poros, y otros factores. Pero mucho mas importante es la descomposición química de los minerales. Sometidos al efecto de la meteorización por las aguas superficiales y atmosféricas que contienen O2 disuelto, CO2 y otros gases, lo que aumenta mucho mas su poder de oxidación y disolución. Esta agua al infiltrarse y llegar hasta el nivel de las aguas subterránea pierde poco a poco el O2 en el proceso de las reacciones de oxidación hidratación y carbonatación. La lixiviación de los compuestos solubles que forman da lugar a la aparición de poros cavernas, a veces grandes cavidades fenómenos cársticos. Las paredes de estas cavidades suelen estar tapizadas de formaciones coloidales estalagtiticos o de cepillos de cristales de algún mineral. Exógeno los minerales producto de la meteorización Química 165

. Que se acumulan de esta manera en la superficie o cerca de ella constituye las llamados yacimientos residuales. Que son acumulaciones principalmente de hidróxidos o hidrosilicatos por Ej. Yacimientos de arcillas caolines, bauxitas menas de hierro, níquel, etc. cuando se someten a la.meteorización Química algunos yacimientos de minerales útiles, las formaciones residuales que surgen se denomina sombreros de hierro, de manganeso, de yeso etc.) debido a la lixiviación de varios componentes. Cabe señalar que algunos minerales sometidos a la lixiviación sobre todo el cobre, zinc, plata, etc. transportados y disueltas por las aguas infiltradas, hacia las zonas bajas de oxidación, o se hacia el nivelo de las aguas subterráneas, entran en reacción con las menas primarias con las rocas Q. Activa laterales (calizas). En yacimientos de sulfuro de cobre se forman una zona de enriquecimiento secundario con un aumento considerable de contenido de cobre en las menas. Las soluciones metalíferas no viajan largo camino antes que se produzca la precipitación. El CO2 los carbonatos precipitan al cobre en forma de malaquita y Azurita, al zinc como stmithsonita y al plomo como cerucita , formándose a veces cuprita, cobre nativo hemimorfita y anglesita. LOS PROCESOS DE SIDIMENTACION Se producen en medios acuosos: en los ríos, lagos y mares. En las rocas, estos procesos han dado lugar en todas las épocas geológicas a la formación de poderosas capas de rocas de sedimentación. Entre ellas se distinguen la sed. Mecánicas y químicas. Sedimentos Mecánica: guijarro, grava, arena, arcilla arenosa. Si se erosionan producto de la destrucción de yacimientos o rocas que contienen minerales valiosos de gran estabilidad química, estos detritus al lavado reiterado y la redistribución de los materiales con arreglo de los pesos específicos forman depósitos aluniales por Ej.: yacimientos aluviales de oro, platino, diamante, etc. sedimentos Q se forman principalmente en los lagos y en las cuencas marinas la precipitación de los los sedimentos. Pueden tener lugar de varios modos. Ya se mediante la cristalización de las soluciones super saturados de sales mediante la precipitación de formaciones coloidales que se coagulan en forma de geles. También mediante la acumulación de los productos de la actividad vital del mundo orgánico y de los propios retos orgánicos. La formación de sed cristalinas se observa en muchos lagos que se secan.

YACIMIENTOS MINERALES Los minerales se encuentran en los llamados depositos o yacimientos minerales se llama así a las concentraciones de sus sustancias minerales que se hallan en la corteza terrestre y de los cuales el nombre los minerales útiles. MENA: se da este nombre al conjunto de minerales que se encuentran en unos depósitos minerales. Por consiguientes comprende tanto a los minerales cuyo valor eco es sumamente elevado como a los minerales acompañantes que no tienen el calor unitario como los útiles o que tiene un valor económico. Insignificante. Así por Ej.: en un yacimiento aurífero contiene oro nativo y cuarzo. La mena comprende el oro que es el mineral valioso, mientras que el QZ resulta ser el material esteril o de ganga como también se le conoce en un yacimiento de cobre en el cual se encuentra: Malaquita, calcopirita, covelita, pirita

166

calcita, iberdian. Los tres primeros son minerales valiosos para la extracción del cobre y los otros la ganga. TIPOS DE YACIMIENTOS MINERALES. Mencionaremos muy someramente los principales tipos de yacimientos. 1- Por segregación magmática 2- Pegmatiticos 3- Hidrotermales 4- Metasomáticos o de remplazamientos 5- Sedimentarios 6- Aluviales, detrítico o placeres 7- Metamórficos 1- YACIMIENTOS POR SEGREGACIÓN MAGMATICA Resulta de la concentración de minerales valiosos en ciertas partes de la roca encajonante, al mismo tiempo que este ultimo se consolidaba. Los minerales que más comúnmente se encuentran en este tipo son: platino, magnetita, ilmenita, calcopirita, etc. 2- DEPOSITOS PEGMATITICOS Estos yacimientos se han formado en condiciones especiales en los cuales han predominado la existencia de elementos al estado liquido gaseoso y se han depositado en fracturas producida en la misma roca encajonantes o muy cerca de ella. Los minerales que más frecuentemente se forman son: estaño, tungsteno, y bismuto; entre la ganga se encuentra: turmalina, fluorita, topacio, etc. 3- YACIMIENTOS HIDROTERMALES En los yacimientos de este tipo los minerales han sido depositados de soluciones acuosas de gran actividad química. Y de enérgico poder disolvente. Cuando por enfriamiento o reacciones químicas se solidifican los minerales lo que pueden hacer en las fracturas, fisuras o cavidades de las rocas dando origen a las vetas o filones. Ej. : los yacimientos poli metálicos Pb, Ag, zinc, Cu, Ag, Won, Etc. 4- DEPOSITOS METASOMATICOS O de reemplazamiento: las soluciones calientes ascendentes que tienen un alto poder disolvente, causan una profunda alteración en las rocas o cuerpos minerales por los cuales atraviesan. Esta alteración se realiza como consecuencia de la disolución y extracción de ciertos minerales. Que son reemplazados por otros, produciendo el fenómeno conocido con el nombre de metasomatismo. Algunos depósitos de hierro y otros de Cu-Pb y zinc pertenecen a este tipo. 5- DEPOSITOS SEDIMENTARIOS son los yacimientos formados por acumulación de partículas minerales en capas o estratos, unos encima de otros que, a menudo difieren en composición, color, tamaño de los granos etc. entre los yacimientos de hierro, carbonatos de calcio, residuos salinos, carbón, etc. 6- DEPOSITOS ALUVIALES, DETRITUS O PLACERES Son formados por la acción de la corriente de los ríos o por el oleaje del mar. Consisten generalmente en cantos rodados y arena. Se depositan allí donde la corriente disminuye de velocidad, concentrándose los minerales. Según su peso especifico y tamaño los placeres auríferos son los depósitos más comunes de este tipo también los de platino, estaño y wolframio.

167

7- DEPOSITOS METAMORFICOS.- Cuando se produce la intrusión de una masa ígnea dentro de una roca, tanto los minerales de la intrusión como la roca por acción de las fuertes presiones y la intensa temperatura, sufren cambios notables que dan lugar por lo general, a la formación de este tipo de yacimiento. Entre los más comunes se hallan los que contienen: pirita, charcopirita, blenda, magnetita. WO4, Ti O, etc.

DEPOSITO CERRO VERDE Cerro Verde yacimiento al SO de Arequipa, altura 2650 msnm. El cuerpo tiene una extensión 1000 x 750 m. Emplazado en el complejo intrusivo de la caldera (stock de porfido calcitico y rocas granulares circundantes (granodiorita-diorita cuarcífera) alteración: núcleo alteración potásica (feldespato potásico. Biotita-cuarzo/ sulfatos), pasando a una extensa zona filica con un ensamble de cuarzo siriecita / silisificacionarcillas – sulfatos hasta llegar a la zona de propitilización constituida por clorita-epidotacalcita pirita-arcillas, no habiendo producido una zona característica de alteración argilica en el cuerpo se ha desarrollado una alteración muy particular. Turmalinización y alunización. La mineralizacion esta constituido principalmente por calcopirita, pirita, bornita, molibdenita, magnetita y contenidos menores de cobre grises, enargita, galena wolframita, esfalerita, y oro. Distribuidos en las diferentes tipos de rocas y alteraciones.

YACIMIENTOS DE QUELLAVECO Alteración hidrotermal a) potasico b) filica c) propílitica d) zeolitizacion Roca: stock: de composición granadiorita tonalita (diorita cuarcifero) MINERALOGÍA El. nativos: oro asociado a molibdenita y galena Sulfuro primario: pirita- calcopirita- molibdenita esfalerita -pirrotina-marcasita Cubanita mackinawita Sulfuros secundarios: calcosina, digenita, covelina bornita Paquetita, hematita, lucoxeno, limonita ilmenita

YACIMIENTO DE CUAJONE Roca : andesita basáltica Riolita porfiritica Andesita.cocotea Intrusivo. Latita porfiritica Alteración hidrotermal

168

Alteración filica filica Silificacion Argilica Filica-propilitica Mineralizacion - capas lixiviación: óxidos de Fe (limonita, pirolusita) -Óxidos: malaquita, Cu nativo, cuprita, tenorita Zona enriquecida: calcopirita, bornita, digenita, corelita, chalcocita Zona transición: calcopirita, chalcosita Zona primaria: pirita, calcopirita, bornita, enargita Mineralización de molibdeno como subproducto en concentrado.

V - ROCAS REPRESENTANTES MAS COMUNES

 LAS ROCAS IGNEAS  LAS ROCAS METAMORFICAS  LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

ROCAS ÍGNEAS PEGMATITA FELDESPÁTICA Esta roca ácida tiene la misma composición que el granito. Contiene una alta proporción de feldespato (que suele ser rosa o blanco), cuarzo grisáceo y mica oscura o blanca. El contenido total de sílice supera ampliamente el 65 por ciento.

169

PEGMATITA DE MICA Esta roca, de composición granítica, tiene más de un 65 por ciento total de sílice y grandes proporciones de feldespato y cuarzo. La mica moscovita blanca puede formar grandes cristales de más de seis centímetros de largo en el interior de la masa de la roca. También contiene algo de biotita.

PEGMATITA TURMALINÍFERA Esta roca tiene una composición ácida, parecida a la del granito, con más del 20 por ciento de cuarzo y del 65 total de sílice. Puede presentar también una alta proporción de cuarzo, feldespatos potásicos rosas y mica moscovita blanca. Los cristales oscuros y prismáticos corresponden al borosilicato de turmalina. 170

Esta roca se compone de vidrio puro. Se forma a partir de un magma con un alto contenido en sílice, por lo que es tan viscoso que el crecimiento de cristales queda muy dificultado.

171

OBSIDIANA NEVADA Al igual que la obsidiana, esta roca contiene un porcentaje mayor de vidrio que de cristales. Los "copos de nieve" característicos de su superficie son zonas en las que el vidrio se ha desvitrificado en torno a centros claramente definidos

RIOLITA Se trata de una roca extrusiva con la misma composición que el granito, al que se parece en que suele tener un alto contenido de cuarzo y feldespatos alcalinos. A 172

diferencia del granito, uno de sus principales componentes suele ser el vidrio. Normalmente presenta mica biótica.

RIOLITA BANDEADA Es una roca de grano fino o muy fino en la que los minerales son tan pequeños que no se pueden apreciar a simple vista. El bandeado de flujo, habitual en las riolitas, consiste en la aparición de niveles arremolinados de diferentes colores y texturas.

173

PUMITA La pumita es una roca clara y porosa con la misma composición que la riolita. Puede contener una gran variedad de diminutos cristales de silicatos como el cuarzo, el feldespato y la biotita incluida en el vidrio.

174

GRANITO ROSA Es la roca ígnea intrusiva más abundante en los continentes, contiene más de un 65 por ciento de sílice y un 20 por ciento de cuarzo. Los feldespatos potásicos (ortosa y microclina) dominan a la plagioclasa (rica en calcio) y aportan una coloración rosácea por la exsolución del hierro en forma de hematites. La mica que aparece es la biotita oscura o la moscovita plateada. También puede contener hornblenda.

175

GRANITO HORNBLÉNDICO Esta roca granítica está compuesta por más de un 20 por ciento de cuarzo y más de un 65 por ciento de sílice. Los feldespatos potásicos (ortosa y microclina) son más abundantes que la plagioclasa. La hornblenda se da en masas pequeñas y en forma de cristales prismáticos. También contiene mica.

176

GRANITO GRÁFICO Esta roca ígnea ácida contiene un 20 por ciento de cuarzo y más de un 65 por ciento de sílice en total. Está compuesta de feldespatos potásicos (ortosa y microclina), plagioclasa albítica, cuarzo y mica biótica.

LEUCOGRANITO El alto contenido en sílice (más del 65 por ciento del total, lo que se suma a un 20 por ciento mínimo de cuarzo) hace que el leucogranito se clasifique como roca ácida. Los feldespatos potásicos (ortosa y microclina) son dominantes y de color blanco. Suele haber por lo general algo de plagioclasa albítica. La mica biótica oscura y la hornblenda aportan a esta roca una apariencia moteada.

177

CRISTALTOBA En esta variedad de toba, los fragmentos de cristales son más abundantes que los líticos o los vítricos. Casi todas las tobas son mezclas de fracciones líticas, vítricas y cristalinas. Los minerales presentes en la cristaltoba suelen ser feldespatos, piroxenos y anfíboles.

178

TOBA LÍTICA

TOBA LÍTICA Esta roca de grano fino está formada por fragmentos volcánicos consolidados que suelen medir menos de dos milímetros de diámetro. La toba lítica contiene fragmentos de roca cristalina que pueden ser de composición riolítica, traquítica o andesítica.

179

ANDESITA Esta roca intermedia suele tener entre un 55 y un 65 por ciento de sílice en su composición. La plagioclasa (andesina u oligoclasa) es su constituyente principal, junto con piroxeno, anfíbole y biotita.

180

ANDESITA PORFÍDICA Esta roca intermedia contiene entre un 55 y un 65 por ciento de sílice, la misma composición que la andesita. La plagioclasa es un constituyente importante, lo mismo que el piroxeno, los anfíboles y la biotita. Esta roca volcánica suele ser de coloración más oscura que la riolita, aunque es más clara que el basalto.

ANDESITA AMIGDALOIDE Se trata de una roca volcánica intermedia que suele ser porfídica. La andesita amigdaloide está compuesta por plagioclasa (normalmente con zonación composicional labradorita-oligoclasa), piroxeno, hornblenda o biotita. La matriz de la roca tiende a ser de un color gris medio, en lugar del negro del basalto.

181

BASALTO El basalto es una roca volcánica básica compuesta de olivino, plagioclasa cálcica y piroxeno. Es la más abundante de todos los tipos de lava.

BASALTO AMIGDALOIDE El basalto amigdaloide es una roca volcánica básica compuesta de sílice en una proporción que oscila entre el 45 y el 55 por ciento. Sus principales minerales son la plagioclasa rica en calcio y el piroxeno. El olivino y la magnetita suelen estar asociados a este basalto.

182

BASALTO VESICULAR Esta roca tiene una composición muy parecida a la del basalto, por lo que sus minerales básicos son la plagioclasa cálcica y el piroxeno. En el basalto vesicular también suelen presentarse olivino y magnetita. Copyright © 1997 Dorling Kindersley & © 1997 Zeta Multimedia

183

BASALTO PORFÍDICO Esta roca tiene una composición similar a la del basalto. Contiene entre un 45 y un 55 por ciento de sílice. La plagioclasa (normalmente rica en calcio) y el piroxeno son sus principales componentes. También puede presentar olivino y magnetita.

GABRO El gabro es una roca básica con aproximadamente un 50 por ciento de su peso en sílice. Está compuesta por plagioclasa cálcica, piroxeno (normalmente augita), olivino y magnetita.

184

GABRO BANDEADO Los principales minerales de esta roca son las plagioclasas ricas en calcio, el piroxeno, el olivino y la magnetita. Las bandas alternadas de minerales oscuros y claros pueden tener desde un metro de grosor hasta unos pocos centímetros, y su origen no está claro, aunque una de las principales teorías sugiere que la causa es el depósito gravitacional de minerales de distintas densidades.

185

GABRO OLIVÍNICO Es una roca de grano grueso con cristales, en su mayoría idiomórficos, de más de cinco milímetros que se pueden observar fácilmente a simple vista. Todos los granos tienen un tamaño similar, aunque el gabro puede ser porfídico, es decir, tener cristales de mayor tamaño rodeados de una matriz más fina.

186

ROCAS SEDIMENTARIAS DOLOMITA Todas las calizas contienen una pequeña proporción de un mineral denominado dolomita. La roca que contiene más de un 15 por ciento de este mineral recibe el nombre de dolomía. La dolomía se utiliza en la construcción y como fuente de dióxido de carbono. También se emplea en la fabricación de revestimientos de hornos.

PEDERNA Uno de los primeros materiales utilizados para confeccionar herramientas y armas fue el pedernal. Se trata de una sustancia dura que se rompe por cualquiera de sus partes, deja bordes afilados y es relativamente común. Debido a su dureza, el pedernal es resistente a la erosión. Muchas veces se encuentran fragmentos concentrados en las calizas, sobre todo en la creta.

187

ARENISCA GLAUCONÍTICA Se trata de una arenisca compuesta esencialmente por cuarzo que contiene un reducido porcentaje de glauconita (un mineral de color verde que se forma solamente en condiciones marinas). Pequeñas cantidades de mica detrítica, feldespato y fragmentos de roca suelen estar cementadas con calcita. La glauconita se presenta en forma de granos escamosos.

188

ARENISCA LIMONÍTICA Rica en granos de cuarzo, la arenisca limonítica puede contener pequeños fragmentos de roca y minerales como el feldespato y la mica. La presencia de minerales de hierro puede aportarle una coloración amarillenta o marrón oscuro.

ARENISCA EÓLICA

189

Esta arenisca constituida esencialmente por cuarzo tiene un grano con marcada esferidad. También puede contener algo de feldespato y fragmentos de roca, pero no suele contener micas. Los granos están a menudo cubiertos por una fina capa de óxidos de hierro.

ARENISCA ROJA Son rocas formadas en su mayoría por granos de cuarzo acompañados por mica y feldespato. La coloración roja se debe a las capas de hematites que cubren los granos de arena. La hematites es un óxido de hierro procedente de la oxidación de minerales de hierro.

ARENISCA MICÁCEA 190

ARENISCA MICÁCEA

ARENISCA MICÁCEA Se trata de una roca que contiene mucho cuarzo, pero también cantidades considerables de mica. Puede contener asimismo feldespato detrítico y fragmentos de rocas. En los planos de estratificación, las superficies en las que se deposita la arena, hay muchas láminas de mica, pequeñas y brillantes. Puede tratarse de moscovita, de biotita o de ambos tipos de mica.

ARENISCA

191

Las areniscas son rocas sumamente comunes que se forman en situaciones muy diversas. En su mayoría se acumulan o en el agua (normalmente del mar) o en depósitos eólicos de zonas continentales áridas.

CALIZA DE BRIOZOOS La caliza de briozoos contiene un alto porcentaje de calcita, además de pequeñas cantidades de materiales detríticos, como cuarzo o arcillas, lo que puede aportar un color más oscuro que el de la caliza más pura.

192

CRETA ROJA Esta roca calcárea de grano fino obtiene su color de un componente detrítico del óxido de hierro (hematites). También contiene cantos dispersos de cuarzo. Muchos de los diminutos granos de la creta roja son microfósiles, por ejemplo, cocolitos. También suele presentar macrofósiles.

193

CALIZA NUMMULÍTICA Esta roca contiene un porcentaje muy alto de carbonato cálcico, principalmente en forma de conchas circulares, completas o fragmentadas, de unos fósiles foraminíferos, denominados nummulites, que están cementados por calcita.

CALIZA LACUSTRE La variedad lacustre de la caliza, menos común que la marina, se distingue por la naturaleza de los fósiles que contiene, que están relacionados con entornos de agua dulce. Al igual que otras calizas, esta roca tiene una alta proporción de carbonato cálcico y puede presentar también cuarzo detrítico y arcillas.

194

LUMAQUELA Lumaquela es el nombre general con el que se designan las rocas calcáreas que contienen un alto porcentaje de conchas fosilizadas. Estas calizas pueden tener una gran variedad de conchas de braquiópodos y bivalvos. La matriz de la roca suele estar cementada con calcita. Si presenta coloración marronosa puede ser por los minerales detríticos y los óxidos de hierro.

195

CRETA Se trata de una caliza muy pura formada por calcita que apenas contiene pequeñas cantidades de limo o barro. La creta se compone básicamente de microorganismos como los cocolitos y los foraminíferos que no se pueden ver sin la ayuda de un microscopio

CALIZA CORALINA Esta caliza se forma casi totalmente a partir de restos calcáreos de coral fosilizado. Las estructuras individuales se denominan coralitas y están emplazadas en una matriz de fango rico en cal. Además de un alto porcentaje de calcita, ese fango,

196

convertido en caliza, contiene pequeñas cantidades de materiales detríticos, como arcillas o cuarzo.

CALIZA OOLÍTICA Esta roca, que contiene un alto grado de carbonato cálcico, puede presentar también pequeñas proporciones de cuarzo y otros minerales detríticos. Los fragmentos de fósiles son habituales.

197

CALIZA PISOLÍTICA Esta roca es similar a la caliza oolítica, pero contiene pisolitos, estructuras mayores y más irregulares que alcanzan el tamaño de un guisante y están compuestas de calcita precipitada en torno a un núcleo, por ejemplo un grano de arena o un fragmento de concha. El cemento es de calcita.

TURBA 198

La turba representa la fase inicial de la conversión del material vegetal en carbón. Es un material que recuerda a la tierra, de color entre marrón oscuro y negro, y contiene aproximadamente un 50 por ciento de carbono, además de mucho material volátil. Se desmenuza con facilidad y se puede romper fácilmente con la mano.

ANTRACITA La antracita se diferencia de los demás carbones por su elevadísimo contenido en carbono y su baja proporción en volátiles.

199

HULLA Esta roca de textura regular tiene la apariencia de material fundido. Se forma por la acumulación de turba y por cambios posteriores al quedar enterrada y, por lo tanto, sujeta a presiones y temperaturas superiores.

AZABACHE Debido a su alto contenido en carbono, el azabache se clasifica dentro de los carbones. Se trata de una sustancia compacta que se encuentra en las pizarras bituminosas y que tiene una raya marrón. El azabache, de fractura concoidea, es lo bastante duro como para poder pulirse bien. Raramente se forma en cuerpos de gran extensión.

200

LIGNITO Este carbón marrón tiene un contenido en carbono entre el de la turba y el de la hulla. El lignito presenta una gran cantidad de material vegetal visible y se desmenuza con facilidad. Menos compacto que otros carbones, tiene un alto grado de humedad y más volátiles e impurezas.

201

PELITA FOSILÍFERA Su composición es similar a la de otras pelitas, pero puede tener también un alto porcentaje de calcita derivada de los fósiles que presenta. Además de fósiles completos, también contiene fragmentos fósiles detríticos.

PELITA NEGRA Como otras pelitas, está formada por una mezcla de minerales de la arcilla y cuarzo, feldespato y mica detríticos. La pelita negra es rica en materia carbonosa, y puede presentar yeso y pirita, esta última quizás como consecuencia de la formación de la roca en condiciones reductoras en aguas profundas y tranquilas.

202

HIERRO BANDEADO Estas rocas, sílex ferruginosos (que contienen hierro), presentan un marcado bandeado que consiste principalmente en la alternancia de capas de sílex y de siderita o hematites en las que se ha producido una considerable recristalización. La magnetita y la pirita pueden aparecer también en las bandas ricas en hierro de la roca.

203

HIERRO OOLÍTICO Esta roca está formada por el empaquetamiento de oolitos que pueden verse sustituidos por siderita u otro mineral de hierro. Puede presentar cuarzo, feldespato u otros minerales detríticos. El hierro oolítico pudo haber sido originalmente una roca rica en calcita que habría sido reemplazada por minerales de hierro.

SÍLEX El sílex presenta forma de nódulos o estratos silíceos, en especial en rocas sedimentarias como la caliza, y entre las lavas. Suele tener un color grisáceo.

204

CONGLOMERADO POLIGÉNICO Formados por una gran variedad de materiales, los conglomerados poligénicos pueden tener fragmentos derivados de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, así como partículas de minerales. Los fragmentos pueden quedar cementados por diversos minerales, entre ellos el cuarzo, óxidos de hierro y calcita.

205

BRECHA Los fragmentos contenidos en las brechas son angulosos y pueden proceder de todo tipo de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Estos fragmentos están consolidados mediante una matriz de grano medio-fino constituida por limo o arena.

BRECHA CARBONATADA Se trata de una roca que contiene fragmentos de caliza envueltos en una matriz de grano fino cementada con calcita. Puede contener otros minerales, como el cuarzo, al igual que fragmentos de otras rocas.

206

CONGLOMERADO DE CUARZO Esta roca contiene muchos fragmentos de cuarzo de color claro en el seno de una matriz mucho más fina que suele contener arena o limos, fragmentos de roca de poco tamaño y óxidos de hierro, a menudo cementados por sílice o calcita.

207

ROCAS METAMORFICAS MILONITA Las milonitas se forman cuando una roca es afectada por una zona de cizalla y se ve sometida a una gran deformación a cierta profundidad. Las milonitas suelen hallarse en áreas de movimiento tectónico. A medida que dos superficies de roca se mueven una con respecto a la otra, los minerales son aplastados y estirados, dando origen a su bandeado característico.

CORNEANA CORDIERÍTICA Las corneanas cordieríticas suelen ser rocas de color oscuro compuestas por cuarzo, biotita, moscovita o feldespato potásico, con cristales porfiroblásticos de cordierita. Algunos de estos minerales se desarrollaron durante el metamorfismo,

208

mientras que otros (cuarzo o feldespato potásico) pueden ser heredados de la roca madre.

CORNEANA QUIASTOLÍTICA Esta corneana, que es una roca gris o amarronada, contiene minerales como el cuarzo o la mica, con andalucita y cordierita. Los cristales prismáticos que sobresalen de la matriz son de quiastolita, una variedad de andalucita.

209

PIZARRA NEGRA Esta roca se puede formar a partir de sedimentos pelíticos (arcillas, argilitas o pelitas, o también tobas de grano fino). Contiene cuarzo, micas, minerales de la arcilla y feldespatos. La pizarra negra obtiene su color característico debido a la materia orgánica que contiene, como el grafito.

PIZARRA CON FÓSILES Esta roca contiene minerales asociados a los sedimentos pelíticos originales a partir de los que se formó. Sus minerales principales son el cuarzo y la mica, con algo de feldespato y clorita. Los fósiles se pueden conservar en las pizarras formadas a partir de pelitas fosilíferas debido a que el grado metamórfico es bajo.

210

PIZARRA MOTEADA Es un roca negra, verdosa o gris con puntos oscuros que pueden ser minerales metamórficos como la cordierita o la andalucita. Su composición incluye también minerales como el cuarzo y la mica.

211

PIZARRA VERDE La pizarra, roca metamórfica de bajo grado, se deriva de las rocas pelíticas arcillosas o de las tobas. La pizarra verde está constituida por cuarzo, algo de feldespato y mica. La presencia de clorita aporta a esta roca su coloración verde.

PIZARRA CON PIRITA Sólo los porfiroblastos de pirita de esta pizarra de grano fino son identificables a simple vista; para estudiar la matriz con detalle hace falta un microscopio. Al igual que otras pizarras, esta roca se caracteriza por su perfecta foliación pizarrosa, resultado del alineamiento de minerales tabulares (micas, cloritas).

212

GNEIS Roca de grano entre medio y grueso, caracterizada por la alternancia de bandas claras y oscuras, discontinuas y alternas. Los minerales están segregados en bandas como resultado de las altas temperaturas y presiones

213

GNEIS PLEGADO Es una roca de grano grueso con minerales que se pueden observar fácilmente a simple vista. La estructura plegada se ve acentuada por la segregación de los minerales, y sugiere que partes de la roca fueron dúctiles (plegables) cuando se formaron.

GNEIS OCELAR Gneis ocelar Es una roca metamórfica que contiene grandes cristales lentiformes (llamados ojos) de feldespato en una matriz foliada de cuarzo, feldespato y mica.

214

MIGMATITA Esta "roca mixta" está formada por algunas bandas de aspecto metamórfico, y otras que parecen granito.

215

GNEIS GRANULAR Esta roca contiene gran proporción de cuarzo, feldespatos blancos y rosas y mica clara y oscura. También puede incluir anfíboles y piroxenos. Su composición puede ser granítica.

ESQUISTO PLEGADO

216

Esta roca contiene cuarzo, feldespato, biotita y mica moscovita, y se caracteriza por los pliegues a pequeña escala. Los principales minerales suelen estar segregados en bandas diferenciadas. La esquistosidad, una foliación ondulada provocada por la fragmentación de la roca a favor de planos de debilidad, queda acentuada por los cristales de mica.

ESQUISTO MOSCOVÍTICO Esta roca de grano medio presenta cristales de mica de entre 2 y 3 milímetros de tamaño. La esquistosidad o foliación ondulada puede quedar acentuada por bandas ricas y pobres en moscovita.

217

ESQUISTO CIANÍTICO La matriz de esta roca se compone de cuarzo, feldespatos y micas, aunque se caracteriza por la presencia de otro mineral, la cianita, que forma porfiroblastos de color azul cielo de hábito prismático-tabular, que crecen paralelos a la foliación o aparecen en forma de grupos de cristales. En esta roca pueden encontrarse minerales como el granate. Su color general es grisáceo.

218

ESQUISTO BIOTÍTICO Esta roca de grano medio tiene cristales apreciables a simple vista. Sin embargo, se estudia mejor con una lupa. En esta muestra se observan las escamas oscuras de mica que definen su foliación.

219

ESQUISTO CON GRANATE El esquisto con granate es rico en micas, biotita y moscovita, y contiene también cuarzo y feldespato. Los cristales de granate, normalmente bien formados, tienen un diámetro de unos 5 milímetros y crecen junto con los minerales de la matriz. El granate suele ser de la variedad almandino.

MÁRMOL AZUL El mármol se forma cuando la caliza (compuesta de calcita) se metamorfiza. La coloración azulada que hace que esta muestra de mármol sea atractiva, se debe principalmente a la deformación y a los efectos de la radiactividad sobre los granos de calcita.

220

MÁRMOL VERDE Se trata de una roca cristalina formada por un mosaico de cristales de calcita intercrecida. La roca original contuvo probablemente fósiles que se perdieron durante la recristalización metamórfica.

221

MÁRMOL OLIVÍNICO El mármol olivínico, roca con textura cristalina, está formado por una masa intercrecida de cristales de calcita con olivino como mineral rio. Se distingue de la caliza original en que lo granos de calcita pueden estar separados por poros. En los mármoles raramente se encuentran fósiles, ya que la calcita ha recristalizado.

222

MÁRMOL GRIS Es una roca cristalina con cristales de calcita intercrecidos. La superficie granular se puede rascar fácilmente con un cuchillo. Existe una prueba muy útil para reconocer los mármoles: son efervescentes (aparecen burbujas y espuma al escapar el gas) al atacarlos con una solución de ácido clorhídrico poco concentrada.

223

VI

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

1

GORSHKOV – YAKUSHOVA (1970). GEOLOGÍA FÍSICA

2

ARTHUR HOLMES (1971). GEOLOGÍA FÍSICA.

3

LEET – JUDSON 1974. FUNDAMENTOS DE GEOLOGÍA FÍSICA

4

FREDERIC H. LAHEE 1962. GEOLOGÍA PRÁCTICA

5

F.G.H.

BLYTH

–

M.H.

DE

FREITAS

(2000).

GEOLOGÍA PARA

INGENEROS. 6

P. PANIUKOO (1981). GEOLOGÍA APLICADA A LA INGENIERÍA

7

E.W.M. HEINRICH (1971) PETROGRAFÍA MICROSCÓPICA

8

AUBOUIN

R.

BROUSSE

–

J.P.

LEHMA

(1981).

TRATADO

DE

PETROLOGÍA. 9

WALTER T. HUANG (1968). PETROLOGÍA

10 E.H. KRAUS –W.F HUNT –L.S. RAWISDELL (1965). MINERALOGÍA 11 F.J. PETTIJOHN (1980) ROCAS SEDIMENTARIAS 12 FRANCIS J. TURNER, JOHN VERHOOGEN (19789. PETROLOGÍA ÍGNEA Y METAMORFICA. 13 H.G.F. WINKLER (1978). PETROGENESIS DE ROCAS METAMÓRFICAS 14 D.P. KRYNINE

-

W.R. JUDD (1975). PRINCIPIOS DE GEOLOGÍA Y

GEOTECNICA PARA INGENIEROS 15 JUAREZ – RICO (1981). MECÁNICA DE SUELOS 16 C.F. PARK – R.A. MACDIARMID (981). YACIMIENTOS MINERALES 17 ALAN

M.

BATEMAN

(1974).

RENDIMIENTO ECONÓMICO

224

YACIMIENTOS

MINERALES

DE