Geología para ingeniería de minas parte i
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GEOLOGÍA PARA INGENIERÍA DE MINAS Ing. Agustín PÉREZ QUISPE CIP 78851 Ing Ruth Quispe Sandoval CIP 140887
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GEOLOGÍA PARA INGENIERÍA DE
MINAS
Ing. Agustín PÉREZ QUISPE
CIP 78851
Ing Ruth Quispe Sandoval
CIP 140887
GENERALIDADES
La geología no es una ciencia puramente teórica y especulativa, por el contrario es una especialidad básica, de gran importancia en el mundo actual para el aprovechamiento racional de los recursos naturales de un país y su aplicación inmediata en otras actividades humanas. La geología aplicada o económica tiene sus principales campos de acción en la localización y explotación de los recursos minerales, petróleo, gas natural, energía geotérmica, aguas termales, geología ambiental. Todos estos conocimientos teóricos y prácticos se aplican en los campos de la agricultura, obras e infraestructura civiles, minería, industria de hidrocarburos, aguas subterráneas, etc.
1. DEFINICIÓN DE GEOLOGÍA
Formado por las palabras griegas:
geo = tierra
logos = estudio
La geología es la ciencia que estudia a la Tierra, su composición, su estructura, los fenómenos que han ocurrido y ocurren en la actualidad, su evolución como planeta, su relación con los astros del universo así como la evolución de la vida mediante los documentos que de ella han quedado en la rocas.
Se divide en dos grandes áreas:
1.Geología Física: estudia los materiales de la
Tierra como los minerales y las rocas, así
como los porcesos que se producen dentro de
la Tierra y en su superficie.
2.Geología Histórica: examina el origen y la
evolución de la Tierra, sus continentes,
océanos, la atmósfera y la vida.
2. Especialidades de la geologia y
su relacion con otras ciencias.
3. IMPORTANCIA
La geología es una especialidad básica, de gran importancia en el mundo actual para el aprovechamiento racional de los recursos naturales.
Es la base para las investigaciones y prospecciones realizadas en afloramientos de macizos rocosos y suelos, cuyos resultados formulan hipótesis para el desarrollo de las actividades mineras, hidrocarburíferos, hidrogeológicas, geotécnicas, agrícolas, etc.
Es responsable de la provisión de la materia prima para diferentes productos industriales, en consecuencia se relaciona con el progreso del hombre y de la sociedad.
En suma, antes a la geología sólo se consideraba para el descubrimiento y evaluación de recursos naturales. Hoy se aplica directamente en las diversas disciplinas de la Ingeniería.
EXPLORACION
TESTIGOS DE UNA PERFORACION DIAMANTINA
LOGUEO E INTERPRETACION
GEOLOGIA REGIONAL
INVESTICACION EN GABINETE
Au - Ag
Sn - Au
ESTRUCTURAS MINERALIZADAS
ELECTRON
ESTRUCTURAS MINERALIZADAS
EXCAVACIÓN y EXTRACCIÓN
4. TIEMPO GEOLÓGICO
Para los geólogos hablar la historia de la
geología antigua es referirse a sucesos
que tuvieron lugar hace cientos e incluso
miles de millones de años atrás.
Para un geólogo, los sucesos geológicos
recientes son aquellos que tuvieron lugar
dentro del último millón de años.
Por cierto muchos paisajes han cambiado y muchos desde otros tiempos a hoy. Áreas cubiertas por los mares aparecen hoy a una gran altura por encima del nivel del mar en donde se encuentran restos de conchas de animales marinos, en los mantos de carbón mineral se encuentran huellas de plantas, está claro entonces que los paisajes han sufrido cambios importantes, la aparente “inmutabilidad o permanencia” se debe más bien a la lentitud a las que se producen estos cambios en comparación con la duración de la vida humana.
5. Escala del tiempo geológico Fue el resultado del trabajo de muchos geólogos del siglo XIX que encajaron la información correspondiente a numerosas rocas expuestas en la superficie y construyeron una secuencia cronológica basada en los cambios sufridos por los seres vivos a lo largo del tiempo.
Posteriormente, con el descubrimiento de la Radioactividad en 1895 y el desarrollo de diversas técnicas de datación radiométrica, los geológos han sido capaces de asignar edades absolutas en años, a las subdivisiones de la escala de tiempo geológico
Escala de tiempo geológico: los números
a la derecha de las columnas indican las
Edades en millones de años antes de la
Época actual.
6. GEOCRONOLOGIA RELATIVAS Y
ABSOLUTAS
• La geocronología es el conjunto de técnicas que permiten medir el tiempo geológico.
• La geocronología se divide en : Absoluta y Relativa.
• Hay dos métodos de considerar el tiempo, como un registro de hechos o eventos que se suceden unos a otros o como el número de años transcurridos desde que un fenómeno geológico se formó o desde que un acontecimiento tuvo lugar
1. Datación Relativa: se establece el orden en
que se formaron determinadas rocas o en el que
sucedieron determinados acontecimientos, por
ejemplo si observamos un cuerpo ígneo cortado
por un dique, se establece que primero fue el
cuerpo ígneo y posteriormente el dique.
2. Datación Absoluta: trata de determinar el periodo de
tiempo transcurrido desde que ocurrió determinado
acontecimiento o desde que se formó la roca. La técnica de
datación absoluta o radiométrica se basa en la medida de
los productos de desintegración radiactiva.
Es la velocidad de descomposición de los isótopos
inestables lo que miden los geólogos para determinar las
edades absolutas de las rocas.
Para obtener una fecha radiométrica precisa, los geólogos
deben asegurarse de que la muestra es fresca y no
meteorizada y que no se han sometido a altas temperaturas
o presiones intensas después de la cristalización.
Tres tipos de desintegración radiactiva
a) Desintegración alfa, en la que un
un núcleo padre inestable emite
2 protones y 2 neuntrones.
b) Desintegración beta, en la que
se emite un electrón desde el
núcleo.
c) Captura de electrones, en la que
un protón captura un electrón y
se convierte en un neutrón.
7. PRINCIPIOS GEOLÓGICOS PARA DETERMINAR EDADES
RELATIVAS
o principios fundamentales de la estratigrafia
1.PRINCIPIO DE LA HORIZONTALIDAD ORIGINAL.
“ Enunciado por Nicolas Esteno (1638-1686) expresa que al
formarse los estratos por primera vez sus superficies son
aproximadamente horizontales o casi horizontales a la
superficie de sedimentación y que ahora se hallan inclinados
debido a que han sido deformados posteriormente”
2. PRINCIPIO DE LA SUPERPOSICIÓN DE
ESTRATOS
“Enunciado por Nicolas Esteno, 1669, en una
sucesión de materiales estratificados que no han
sido deformados, un estrato es más joven en su
formación que aquel que está debajo y más antiguo
al que tiene encima”
3. Principio de la Continuidad Lateral
Un estrato tiene la misma edad a lo largo de toda su
extensión horizontal.
3. PRINCIPIO DE LA SUCESIÓN DE FENÓMENOS
GEOLÓGICOS.
Un fenómeno geológico (fractura, pliegue, etc.) es
posterior a los materiales que afecta y anterior a
aquellos por los que se ve afectado.
4. PRINCIPIO DE LA SUCESIÓN FAUNÍSTICA
Enunciado por William Smith (1769-1839) y desarrollado
por Georges Cuvier (1769-1832), los fósiles que se
encuentran en los estratos superiores serán más
modernos a aquellos que se encuentran en los estratos
inferiores.
5. PRINCIPIO DEL UNIFORMISMO O
UNIFORMITARISMO.
James Hutton, 1788, “las leyes y los procesos naturales
habían permanecido inmutables a los largo del tiempo”
Osea a lo largo de la historia de la Tierra todos los
fenómenos ocurridos han sido uniformes y semejantes a
los actuales, los grandes procesos geológicos habían
ocurrido siempre y en la actualidad siguen teniendo
lugar, uniformemente, diferenciándose sólo en su
intensidad y tiempo de duración.
6. PRINCIPIO DEL ACTUALISMO.
Charles Lyell, 1832, “los fenómenos geológicos que
ocurrían en otras épocas tenían las mismas causas o los
mismos condicionantes que los fenómenos actuales”
“el presente es la clave del pasado”
7. PRINCIPIO DE INCLUSIÓN
Sostiene que las inclusiones o fragmentos de una roca
dentro de una capa de otra, son más antiguas que la
misma capa de roca.
8. PROCESOS GEOLÓGICOS
Son aquellas acciones y efectos que tienen lugar en las zonas
externas e internas de la corteza terrestre y manto. Precisamente en
la interfase de la listófera con la atmósfera, hidrósfera y biósfera, se
producen los fenómenos de la Geodinámica Externa, cuyo
resultado es el modelado del relieve, en dos aspectos: destructivo y
constructivo.
La geología dinámica estudia diversos procesos que producen
cambios en la corteza terrestre.
Estos cambios son:
1.Del tipo Degradación; consiste en la destrucción de la superficie
terrestre.
2.Del tipo Agradación; proceso constructivo que forma una nueva
superficie a través de la deposición de materiales de la
degradación, usualmente por el mismo agente o de nuevo
material proveniente del interior terrestre.
Quién realiza los procesos geológicos son los AGENTES
GEOLÓGICOS:
Tenemos 2 tipos de agentes geológicos:
1. Agentes Geológicos Externos: ríos, aguas
subterráneas, olas, vientos, etc.
2. Agentes geológicos Internos: movimientos
orogénicos, movimientos epirogénicos, movimientos
sísmicos, magmatismo, etc
9. AGENTES GEOLÓGICOS
• Conjunto de fuerzas sobre los materiales de la C. T.
• Modifican la configuración física de la C. T.
• Pueden efectuar: Intemperismo, erosión, transporte y
depositación; como también la formación de montañas.
• A. G. Principales externos: Ríos, glaciares, olas marinas,
vientos, aguas subterráneas, etc.
• A. G. Principales internos: Vulcanismo, orogenia,
plutonismo, diastrofismo, movimientos sísmicos, etc.
• Agentes → Sucesión de procesos: Unos agentes crean y
otros destruyen → CICLO GEOLÓGICO.
10. CICLO GEOLÓGICO
Es una sucesión de procesos dinámicos
endógenos y exógenos enlazados en el
tiempo que actúan sobre los materiales que
componen la corteza terrestre.
1. GLIPTOGÉNESIS
el relieve terrestre es atacado por los agentes
externos dando lugar a los procesos destructivos a
través de la erosión y el intemperismo, de manera tal
que los materiales de la corteza son desintegrados y
alterados variando su compsoción, posteriormente son
transportados por medio de los agentes geológicos para
finalmente ser depositados en las cuencas de
sedimentación.
2. PETROGÉNESIS o LITOGÉNESIS.
Los materiales depositados se compactan o se
endurecen por efecto del proceso de la diagénesis o
litificación, lo cual da lugar a la formación de nueva
corteza mediante la formación de rocas
sedimentarias
3. DIAGÉNESIS
La diagénesis (gr., dia, "cambio" y genesis, "origen") es
el proceso de formación de una roca sedimentaria
compacta a partir de sedimentos sueltos que sufren un
proceso de compactación y cementación. La diagénesis
se produce en el interior de los primeros 5 ó 6 km de las
corteza terrestre a temperatura inferiores a 150-200º C
4. OROGÉNESIS
Durante la actuación de los agentes de la dinámica
interna, simultáneamente a estos procesos que dan
origen a las rocas (petrogénesis) tienen lugar los
procesos tectónicos, cuyo resultado fundamentalmente
es la formación de montañas (orogénesis).
Este proceso consiste esencialmente en la primera fase
de esfuerzos tangenciales y en una segunda fase
durante la cual los materiales se levantan dando origen a
la cordillera.
CAPITULO II
1. ORIGEN DEL UNIVERSO
¿CÓMO COMENZÓ EL UNIVERSO?
¿CUÁL HÁ SIDO SU HISTORIA?
¿DE QUE MANERA ACABARÁ EL UNIVERSO, SI ES
QUE LLEGA A ACABARSE?
El Universo es la extensión ilimitada de lo
existente en todos los sentidos, donde todas las
cosas están ordenadas y relacionadas.
El Universo está formado por millones de
galaxias que a su vez son agrupaciones de
millones de estrellas, de cuerpos cósmicos
como manchones de luz, que son las nebulosas
y de planetas que son cuerpos que giran
alrededor de las estrellas.
1.1. COMPOSICION DEL UNIVERSO
1.1.1. Galaxias
Son acumulaciones de cuerpos cósmicos de orden superior que se caracteriza por poseer una estructura más complicada, elíptica e irregular. Según se cree, hay 100,000 millones de galaxias, destacándose la Vía Láctea, donde se encuentra el Sistema Solar.
1.1.1.1. Partes de una Galaxia
a. Núcleo, un esferoide aplastado y tal véz centrado en un agujero negro.
b. Disco; que contiene estrellas (entre ellas el Sol) y polvo estelar.
c. Componente Esferoidal; (halo) donde están las estrellas viejas.
d. Corona; tenue pero muy extensa, donde al parecer no hay estrellas, sólo la materia “oscura” o “faltante”, aquellas que no es detectada por medios directos.
1.1.1.2. CLASIFICACION DE LAS GALAXIAS
SEGÚN HUBBLE
a)GALAXIAS ESPIRALES
b)GALAXIAS ELIPTICAS
c)GALAXIAS SO
d)LAS GALAXIAS
e)GALAXIAS IRREGULARES
1.1.2. cúmulos estelares
Son condensaciones locales de estrellas unidas por
fuerzas gravitacionales que aparecen en el cielo como
concentraciones de puntos luminosos o, incluso, como
tenues nebulosidades.
1.1.2.1. Estructuras de cumulos
a)Cúmulos Globulares; suelen ser esféricos y
cuentan con estrellas rojas y carecen de
materia interestelar, edad desde 6500 y 10000
millones de años.
b)Cúmulos Galácticos; contenienen menos
estrellas que las anteriores y son sistemas en
formación, peus aún contienen nubes de gases
y polvo, por eso sus estrellas son azules (muy
jóvenes).
1.1.3.ESTRELLAS
Son grandes cuerpos cósmicos en actividad, solitarios o
reunidos en acumulaciones estelares denominados
constelaciones.
• Radio alcanzar mil millones de kilómetros.
• Temperatura muchas decenas de miles de grados
sobre cero
• Se distinguen por su brillo, color y posición relativa en
el firmamento.
• El color depende de la temperatura (del rojo al violeta).
• Se clasifican: I, Supergigantes; II Gigantes brillantes; III
Gigantes; IV Subgigantes; V de la “secuencia
principal”, como el Sol que es del tipo G, clase V
• De acuerdo a su temperatura se clasifican en
ocho tipos: O,B,A,F,G,K,M,C, de calientes a
frías.
• Las estrellas nacen y mueren y su vida dura de
10 a 12 mil millones de año, depende de la
cantidad de Hidrógeno de que disponga y de la
rapidez que lo consuma.
1.1.4. pulsares
Descubiertos en 1967 y se distinguen por emitir señales de radio con gran rapidez y regularidad. Recientemente se han descubierto pulsares de frecuencia muy alta del orden de más de 600 pulsaciones por segundo, al parecer débilmente magnetizados y no cercanos a restos de supernovas (teóricamente un pulsar es una estrella neutrónica en rotación, resultado de la explosión de una supernova). Se ha pensado , en consecuencia, que pudiera existir en la galaxia otra clase de estrella neutrónica caracterizada por su pulsación rápida, poca brillantez y débil campo magnético.
1.1.5. cuásares
Son poderosas fuentes de radiación visible, casi
puntuales, que emiten un espectro insólito. Varios
millones de veces más intensa que la del Sol. Fueron
descubiertas en 1963 por medio de la radiotelescopía. El
gran desplazamiento hacia el rojo que producen en las
líneas del espectro indican que se encuentran a miles de
millones de años luz de la Tierra y las convierten en los
objetos más lejanos que se han detectado, tal como el
llamado PKS-2000-330, que se sitúa a una distancia de
aproximadamente 12 000 millones de años luz, el más
lejano hasta la fecha.
1 año luz = es la distancia recorrida por la luz en un año. Teniendo en cuenta que la luz en el vacío se mueve a 300.000 km/s, deducimos que un año luz equivale a:
1 año = 365 días * 24 horas * 3600 s = 31.536.000 1 año luz (a.l.) = 31.536.000 s * 300.000 km/s = 9.460.000.000.000 km ≈ 9,5 *1012 Km ≈ 9,5*1015m ≈ 1013 km ≈ 1016 m (unos 10 billones de km)
Estrella más cercana al Sol (Alfa Centauri) 4,3 a.l.
Distancia de la estrella Polar 300 a.l.
Longitud de la Vía Láctea 100.000 a.l.
Galaxia más próxima a la Vía Láctea 2.000.000 a.l.
Objetos más lejanos 14.000.000.000 a.l.
Como ejemplos de distancias en el Universo podríamos
citar los siguientes:
1.1.6. AGUJEROS NEGROS
En teoría, los Agujeros Negros se originan
cuando una estrella se contrae más allá de
cierto límite y se hace aún más pequeña y
densa que una estrella neutrónica, tanto que ni
la luz puede escapar de su campo gravitacional.
Cualquier objeto, rayo de luz o señal
electromagnética que penetre, no podrá nunca
escapar de ahí y contribuirá a aumentar más la
masa del agujero. Como los agujeros negros
son invisibles, se les trata de descubrir por sus
efectos sobre objetos visibles.
II. TEORIAS SOBRE EL ORIGEN
DEL UNIVERSO
La parte de la Astronomía que trata de explicar
las teorías sobre el origen del Universo es la
Cosmología.
Se distinguen 2 clases de teorías:
a) las Explosivas y
b) b) las Estacionarias.
a) Los que plantean un Universo Evolutivo
o Explosivo.
Estas hipótesis explosivas admiten que el
universo está en expansión, como consecuencia
de la explosión inicial, de aquí hay dos
posibilidades: que el universo siga
expandiéndose indefinidamente, o que llegue un
momento en el que frene la expansión, y luego
empieze a contraerse de nuevo.
a.1. La teoría del Big Bang (LEMAITRE Y GAMOV, 1927)
Big Bang es un modelo de evolución del Universo en el
que un estado inicial denso y caliente fue seguido por una
expansión, un enfriamiento y un estado menos denso
En una región infinitamente más pequeña que un átomo,
se sitúa el punto cero tanto del tiempo como del espacio.
Por tanto no existe ningún “antes del Big Bang”, sino sólo
lo que ha sucedido después de el. La razón es que el
espacio y el tiempo están vinculados de manera
inalterable para formar un contínuo de espacio-tiempo,
como demuestra la teoría de la relatividad de Einsten, “Sin
Espacio, no puede haber Tiempo”.
Hay dos fenómenos fundamentales que indican
que el Big Bang tuvo lugar:
1. El Universo se está expandiendo: cuando los
atrónomos examinan el espacio situado más allá
de nuestro sistema solar, observan que todos
los lugares del Universo se están alejando los
unos de los otros a velocidades enormes,
midiendo esta velocidad de expansión, los
astrónomos pueden calcular cuanto tiempo hace
que estuvieron todas las galaxias juntas en un
mismo punto.
2. En todos los sitios del Universo hay una
ubicua radiación de fondo de 2.7°, por encima
del cero absoluto (el cero absoluto equivale a -
273°C). Se cree que esta radiación de fondo es
el tenue remanente del Big Bang.
De acuerdo con las teorías actualmente aceptadas, la
materia no existía tal como la conocemos en el
momento del Big Bang, y el Universo consistía en
energía pura. Durante el primer segundo después del
Big Bang, se separaron las cuatro fuerzas básicas:
1. Gravedad; atracción de un cuerpo hacia otro.
2. Fuerza Electromagnética; combina la electricidad y
el magnetismo en un única fuerza, entrelazando
entre sí los átomos para formar moléculas.
3. Fuerza Nuclear Fuerte; enlaza entre sí los átomos
para formar moléculas.
4. Fuerza Nuclear Débil; responsable de la ruptura del
núcleo de un átomo produciendo una desintegración
radiactiva.
Y el Universo experimentó una enorme expansión.
Unos 300,000 años después el Universo estaba lo suficientemente frío como para que se formaran átomos completos de hidrógeno (98%) y de helio (2%) y los fotones (las partículas energéticas de la luz) se separaron de la materia y por primera vez existió luz en el Universo.
Durante los siguientes 200 millones de años, a medida que el Universo continuó expandiéndose y enfriándose, comenzaron a formarse las estrellas y galaxias y la composición química del Universo cambió.
Inicialmente el Universo formado enteramente de hidrógeno y de helio, mientras que en la actualidad es un 98% hidrógeno y helio, y un 2% de otros elementos, expresando los porcentajes en pesos. ¿cómo se produjo ese cambio del Universo?. A lo largo de su ciclo de vida, las estrellas sufren muchas reacciones nucleares enlas que los elementos más ligeros se convierten en otros elementos más pesados por fusión nuclear.
Cuando una estrella muere, a menudo de forma explosiva, los elementos más pesados formados en su núcleo son devueltos al espacio interestelar y están disponibles para ser incluidos en nuevas estrellas. De esta forma, la composición del Universo va teniendo cada vez más elementos pesados.
a.2. La Teoría del Universo Pulsante.
Sostiene que el tiempo y el espacio no se
crearon conjuntamente con el Big Bang, si no
que consideran al cosmos como una entidad
eterna, por ello muchos científicos se inclinan
que la evolución del Universo abarca una
dimensión temporal que va mucho más allá de
la explosión primordial y de la actual expansión.
Las hipótesis explosivas admiten que el Universo está
en expansión, como consecuencia de la explosión
inicial, de allí, arrancan dos posibilidades que el
universo siga expandiéndose indefinidamente o que
llegue un momento en el que, frenándose la expansión,
llegue a pararse y luego contraerse de nuevo hasta
encontrarse en un mismo punto, para constituir otra vez
el huevo cósmico (Big-crunch), este huevo después de
un cierto tiempo, volvería a estallar, dando origen a otro
Universo expansivo.
El modelo evolutivo, generalmente aceptado, se apoya
en el descubrimiento del alejamiento mutuo o recesión
de las galaxias a una velocidad proporcional a la
distancia entre ellas y en la detección de la radiación
remanente del “Big Bang”.
B) Los que plantean un universo estacionario
BONDI, GOLD Y HOYLE (1948), se basan en el
“Principio Cosmológico Perfecto”, propuesto por
Edward MILNE:
sostiene la creación continua de materia, el Universo
ha sido siempre igual y así seguirá eternamente.
Según esta teoría, por mucho que retrocediera en el
tiempo, siempre habría galaxias en expansión y por
tanto, el Universo no tendría principio ni fin, sería
eterno y uniforme. Esta teoria está cayendo
actualmente en descrédito, por no estar todos sus
puntos de acuerdo con la observación.
2. SISTEMA SOLAR
El Sistema Solar es un sistema planetario en el
que se encuentra la Tierra. Consiste en un grupo
de objetos astronómicos que giran en una órbita,
por efectos de la gravedad, alrededor de una
única estrella conocida como el Sol de la cual
obtiene su nombre. Se formó hace unos 4600
millones de años a partir del colapso de una nube
molecular que lo creó. El material residual originó
un disco circumestelar protoplanetario en el que
ocurrieron los procesos físicos que llevaron a la
formación de los planetas. Se ubica en la
actualidad en la Nube Interestelar Local que se
halla en la Burbuja Local del Brazo de Orión, de la
galaxia espiral Vía Láctea, a unos 28 mil años luz
del centro de esta.
La mayor parte de su masa, aproximadamente el 99,85%, yace en el Sol. De los numerosos objetos que giran alrededor de la estrella, gran parte de la masa restante se concentra en ocho planetas cuyas órbitas son prácticamente circulares y transitan dentro de un disco casi llano llamado plano eclíptico.
Los cuatro más cercanos, considerablemente más pequeños Mercurio, Venus, Tierra y Marte, también conocidos como los planetas terrestres, están compuestos principalmente por roca y metal Mientras que los planetas externos, gigantes gaseosos nombrados también como "planetas jovianos", son sustancialmente más masivos que los terrestres. Los dos más grandes, Júpiter y Saturno, están compuestos principalmente de helio e hidrógeno; los gigantes helados, como también se suele llamar a Urano y Neptuno, están formados mayoritariamente por agua congelada, amoniaco y metano
El Sistema Solar es también el hogar de varias regiones
compuestas por objetos pequeños. El Cinturón de
asteroides, ubicado entre Marte y Júpiter, es similar a los
planetas terrestres ya que está constituido principalmente
por roca y metal, en este se encuentra el planeta enano
Ceres. Más allá de la órbita de Neptuno está el Cinturón de
Kuiper y el Disco disperso, dos zonas vinculadas de objetos
transneptúnicos formados por agua, amoníaco y metano
principalmente. En este lugar existen cuatro planetas enanos
Haumea, Makemake, Eris y Plutón, el cual hasta hace poco
fue considerado el noveno miembro del sistema solar. Este
tipo de cuerpos celestes ubicados más allá de la órbita de
Neptuno son también llamados plutoides, los cuales junto a
Ceres, poseen el suficiente tamaño para que se hayan
redondeado por efectos de su gravedad, pero que se
diferencian principalmente de los planetas porque no han
vaciado su órbita de cuerpos vecinos.
Adicionalmente a los miles de objetos pequeños de estas
dos zonas, algunas docenas de los cuales son candidatos
a planetas enanos, existen otros grupos como cometas,
centauros y polvo cósmico que viajan libremente entre
regiones. Seis planetas y tres planetas enanos poseen
satélites naturales. El viento solar, un flujo de plasma del
Sol, crea una burbuja de viento estelar en el medio
interestelar conocido como heliosfera, la que se extiende
hasta el borde del disco disperso. La Nube de Oort, de la
cual se cree es la fuente de los cometas de período largo,
es el límite del sistema solar y su borde está ubicado a un
año luz desde el Sol
2.1. Características del Sistema Solar
Todos los planetas giran alrededor del Sol.
• Describen órbitas elípticas de baja excentricidad (casi circulares).
• Todas las órbitas planetarias están aproximadamente en un mismo plano, el cual está inclinado unos 6° con respecto al plano ecuatorial del Sol.
• Todos los planetas giran en una misma dirección, siguen movimientos de rotación alrededor de su eje, con la excepción de Urano, cuyo círculo mayor está inclinado casi 90° con respecto a los otros.
• La masa del Sol constituye el 99% de la masa total de Sistema Solar, su momento angular es sólo de 2% correspondiendo a los otros planetas el 98% restante y concretamente a Júpiter el 60%.
• La distancia de los planetas al Sol forma una serie enla que la separación entre los planetas crece según una progresión casi geométrica.
• Los planetas de nuestro Sistema Solar se pueden dividir en dos clases separados por la franja de asteroides: Los Planetas Menores, sólidos, de pequeño tamaño, densidad elevada, relativamente cercanos al Sol y constituidos esencialmente por hierro, oxígeno, silicio y magnesio; este grupo denominado también planetas terrestres, lo constituyen Mercurio, Venus, Tierra y Marte. Los Planetas Mayores, de superior tamaño que los anteriores, de densidad menor y constituidos por elementos ligeros, hidrógeno y helio, principalmente, o sus combinaciones más estables como amoniaco, agua, metano, etc.; este grupo lo conforman Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno añadiéndose el planeta Plutón.
3. LA TIERRA
El origen de La Tierra es el mismo que el del Sistema Solar. Lo que terminaría siendo el Sistema Solar inicialmente existió como una extensa mezcla de nubes de gas, rocas y polvo en rotación. Estaba compuesta por hidrógeno y helio surgidos en el Big Bang, así como por elementos más pesados producidos por supernovas. Hace unos 4.600 Millones de años, una estrella cercana se transformó en supernova y su explosión envió una onda de choque hasta la nebulosa protosolar incrementando su momento angular. A medida que la nebulosa empezó a incrementar su rotación, gravedad e inercia, se aplanó conformando un disco protoplanetario (orientado perpendicularmente al eje de rotación). La mayor parte de la masa se acumuló en su centro y empezó a calentarse, pero debido a las pequeñas perturbaciones del momento angular y a las colisiones de los numerosos escombros generados, empezaron a formarse protoplanetas.
Aumentó su velocidad de giro y gravedad, originándose una
enorme energía cinética en el centro. La imposibilidad de
transmitir esta energía a cualquier otro proceso hizo que el
centro del disco aumentara su temperatura. Por último,
comenzó la fusión nuclear: de hidrógeno a helio, y al final,
después de su contracción, se transformó en una estrella T
Tauri: el Sol. La gravedad producida por la condensación de
la materia –que previamente había sido capturada por la
gravedad del propio Sol–, hizo que las partículas de polvo y el
resto del disco protoplanetario empezaran a segmentarse en
anillos. Los fragmentos más grandes colisionaron con otros,
conformando otros de mayor tamaño que al final formarían los
protoplanetas. Dentro de este grupo había uno situado
aproximadamente a 150 millones de km del centro: la Tierra.
El viento solar de la recién formada estrella arrastró la
mayoría de las partículas que tenía el disco, condensándolas
en cuerpos mayores.
Desde el espacio exterior se distinguen tres partes de la
Tierra: la Atmósfera, la hidrósfera y la Litósfera. A su vez
su interior se divide en tres capas concéntricas: Corteza,
Manto y Núcleo
Basándose en los conocimientos sobre la velocidad de
propagación de las ondas sísmicas y su comportamiento
en los distintos medios que atraviesan, ha sido posible
interpretar la estructura de la Tierra.
Constituye el 1% de su masa, se caracteriza por poseer un
grosor de 70 Km debajo de los continentes y de 10 Km
debajo de los océanos, separada del manto por la
discontinuidad de Moho.
La corteza superior en los continentes está constituida por
tres capas superpuestas; una capa superficial de
sedimentos sueltos, una capa intermedia llamada Sial,
compuesta de silicatos de aluminio semejante a la
composición de granitos (roca ígnea plutónica) y la capa
inferior llamada Sima, compuesta por silicatos de
magnesio, de composición parecida a la del basalto (roca
ígnea volcánica), éstas dos últimas capas están separadas
por la discontinuidad de Conrad.
• Manto superior: 3.3 g/cm3, compuesta por rocas ultrabásicas o ultramáficas como la peridotita, extendiéndose hasta una profundidad de 70 Km, donde se presenta la discontinuidad de Repetti que lo separa del manto interno o inferior (5.5 g/cm3) y en la parte inferior a la profundidad de 2900 Km se presenta la discontinuidad de Gutenberg-Wiechert que lo separa del núcleo.
• El manto constituye el 83% del volumen y el 68% de la masa, es la región de donde proceden la energía y las fuerzas responsables de la expansión de los fondos marinos, la deriva de los continentes, la orogénesis y los terremotos mayores.
Cabe resaltar que entre 100 y 350 Km se encuentra
la astenósfera, que se trata de una capa cuyo
comienzo está marcado por: descenso en la
velocidad de las ondas P y S, una disminución
importante del número de terremotos y una
disminución de la viscosidad, probablemente debido
a que a estas profundidades la temperatura se
aproxima a la temperatura de fusión de algunos
minerales, todo lo mencionado confiere a la
astenósfera un comportamiento diferente al que
posee la litósfera, de ahí se considere a esta capa
como “capa blanda” en contraposición con la
litósfera rígida.
ISOSTACIA
Según C.E.Dutton (1889): isostacia = igual equilibrio, igual
estado.
“La carga extra debida o existente en las cadenas montañosas
se compensa a profundidad por la existencia de materiales
pesados, es decir, las montañas poseen raíces”.
El concepto de equilibrio isostático de materiales
superficiales ha sido perfeccionado desde la publicación de
las hipótesis de Airy y Pratt, que han sido llamadas isostasia.
En esencia, estas hipótesis sostienen que el peso total de
roca entre el centro de la Tierra y la superficie terrestre en
cualquier punto es constante, cualquiera sea su posición en
ella. De esta manera la superficie terrestre puede ser
considerada como isostáticamente equilibrada.
El material que puede fluir y mantenerse en equilibrio hidrostático en algún
nive del interior que se denomina normalmente como la profundidad de
compensación
En 1914 Barrell sugirió que en el interior de manto habría una zona
en la que las altas temperaturas harían que los materiales se
comportaran de manera plástica: Astenosfera que permitió explicar el
fenómeno de la isostasia
EL CALOR TERRESTRE
EL objetivo del estudio del comportamiento térmico
de la Tierra es intentar determinar como varía la
temperatura con la profundidad, lo que no puede ser
medida en forma directa si no por observaciones
hechas sobre o en las proximidades de la superficie
terrestre.
En la práctica el dato importante es el de gradiente de
temperatura, considerando que la temperatura crece
con la profundidad, gracias a observaciones
realizadas en pozos de petróleo, sondeos de
exploración y en minas.
Este gradiente de temperatura varía de un lugar a otro en la
superficie de la Tierra, dependiendo de dos factores:
1. Conductividad Térmica de las rocas “K” (cantidad de calor
que fluye en un segundo a través de un área de 1 metro
cuadrado en una región en la que el gradiente de temperatura
es de 1 °C /m.
K= qZ / T
donde: q : flujo de calor, Z: distancia, T: temperatura
2. Flujo de Calor “q”, que fluye por conducción hacia el
exterior a través de la superficie de la Tierra.
q = KT / Z
Para el estudio se tiene 02 magnitudes:
1. Grado Geotérmico: Es la cantidad de metros que hay que
profundizar para que la temperatura se incremente en un
grado centígrado.
2. Gradiente Geotérmico: Es la cantidad de grados
centígrados que aumenta la temperatura al profundizar
100 metros.
El grado y Gradiente geotérmico son magnitudes que están
en relación inversa, pues si aumenta el grado disminuye el
gradiente y viceversa.
Para regiones extensas se ha estimado que por cada 33 metros
que se profundiza se incrementa 01 °C, por lo tanto el gradiente
geotérmico será de 3°C por cada 100 m. Estos valores no se
pueden extrapolar hasta el centro de la Tierra (6371 km) pues
se obtendría valores fantásticos del orden de los 200, 000 °C,
temperatura en la cual la Tierra sería una bola incandescente.
Los valores de grado y gradiente geotérmico son afectados por:
1. Conductividad térmica de las rocas.
2. Reacciones y procesos de las rocas en una zona.
3. Proximidad a masas magmáticas.
4. Concentraciones de elementos radioactivos en las rocas.
MINERALES Y ROCAS
MINERAL
Es toda sustancia sólida, inorgánica, natural, que
posee una estructura interna característica por la
disposición ordenada de sus átomos, con una
composición química definida, propiedades físicas
uniformes que varían dentro de los límites definidos
y que constituyen la corteza sólida de la Tierra.
Por definición, un mineral:
Es formado naturalmente.
Es sólido;
Se forma a través de un proceso inorgánico;
Tiene una composición química específica, y
Tiene una estructura de cristal característica.
Por tanto, para que se considere mineral cualquier material
terrestre debe presentar las siguientes características:
1. Debe aparecer de forma natural
2. Debe ser inorgánico
3. Debe ser un sólido
4. Debe poseer una estructura interna ordenada, es decir
sus átomos deben estar dispuestos según un modelo
definido.
5. Debe tener una composición química definida, que
puede variar dentro de unos límites.
MINERALOGÍA
Rama de la geología, es la ciencia que trata de
la forma, propiedades, composición,
yacimientos y génesis de los minerales.
Esta ciencia, abarca el estudio de las
cualidades de la materia cristalina
(cristalografía)
Existe cierto número de sustancias minerales que
no muestran signos de cristalinidad, son por lo
general sustancias amorfas y se les denomina
geles de mineral o mineraloide, pues se forman
bajo condiciones de presión y temperatura bajas
formadas durante el proceso de meteorización de
los materiales terrestres; ejemplos: limonita
(Fe2O3nH2O), ópalo, ágata, calcedonia, ónice
todos ellos (SiO2), o por haberse enfriado
bruscamente como la obsidiana o vidrio volcánico
(SiO2).
calcedonia
CRISTALOGRAFIA
La cristalografía es una ciencia natural que se ocupa del
estudio de la materia cristalina (cristales), de las leyes que
gobiernan su formación y de sus propiedades geométricas,
químicas y físicas.
Esta ciencia se clasifica en:
Cristalografía geométrica
Cristalografía química o cristaloquímica
Cristalografía física o cristalofísica.
Cristalografía geométrica
* morfología externa de los cristales y su simetría.
* geometría y simetría de las redes.
Cristalografía química o cristaloquímica
* hay que introducir el concepto de cristal real, ya que
hay que considerar sus imperfecciones al contrario
de los que se consideraba en la cristalografía
geométrica.
Cristalografía física o cristalofísica.
* propiedades físicas de los cristales intentando
relacionarlas con la composición química y su
estructura (rayos X, fases cristalinas, otros)
CRISTAL Se define como un sólido en estado cristalino que bajo
determinadas condiciones de formación aparece con la
forma de un poliedro, es decir, limitado por las caras
cristalinas.
cristales de granate
Un mineral está compuesto por una disposición ordenada de
átomos químicamente unidos para formar una estructura
cristalina concreta. Este empaquetamiento ordenado de los
átomos se refleja en los objetos de formas regulares ue se
denominan CRISTALES.
Los minerales, con pocas excepciones, poseen la distribución
interna ordenada característica del estado sólido. Cuando las
condiciones son favorables pueden esar limitados por caras
planas y pulidas y adquirir formas geométricas regulares
conocidas como CRISTALES.
Casi todos los minerales son cristalinos. Un material cristalino
es un sólido cuyos constituyentes químicos están ordenados
según un cierto modelo tridimensional. Si las condiciones
son favorables pueden estar limitados por caras planas. De
todos modos, un material es cristalino cuando tiene la
propiedad fundamental de poseer un orden estructural
interno.
ESTRUCTURA DE LOS CRISTALES
El estado cristalino es claramente distinto del estado gaseoso o
del líquido, en los que hay una distribución desordenada de los
constituyentes químicos.
Estructura de los cristales
ESTRUCTURA DE LOS CRISTALES
Algunos materiales, como el vidrio, se suelen considerar sólidos y
no son cristalinos.
El vidrio se puede considerar un líquido superenfriado que no ha
tenido tiempo de cristalizar durante el enfriamiento. Es una fase
inestable que lentamente se va convirtiendo en un sólido
cristalino.
El virdrio y el resto de materiales no cristalinos se denominan
AMORFOS, es decir sin forma (desordenados o poco ordenados).
Entre los materiales amorfos y los cristalinos hay una diferencia
fundamental. Las propiedades químicas y físicas son uniformes
en todas las direcciones en los cristales, pero varían según la
dirección en que se observan en los amorfos.
Hay ocasiones en las que la repetitividad de una estructura se
rompe,no es exacta, y precisamente esa característica es lo que
diferencia a los cristales de los vidrios o en general de los
llamados materiales amorfos (desordenados o poco ordenados)
CRISTALIZACIÓN
Es el proceso por el cual los elementos de una sustancia,
previamente separados se reunen, sometidos únicamente a
sus atracciones mutuas, dando origen a los cristales.
Para que suceda esto es necesario la presencia de
soluciones mineralizantes, presión y temperatura, tres
condiciones fundamentales previas, que son reposo, espacio
y tiempo. Los cristales son más perfectos cuanto mejor se
cumplan estos requisitos.
Los métodos de cristalización más generalizados son:
1. Por Solidificación; una sustancia gaseosa está formada
por unidades generalmente moléculas, separadas por
distancias grandes, en estado de agitación, a medida que la
temperatura desciende, las moléculas pierden energía,
disminuyen su velocidad y van aproximándose, poniéndose
en contacto, transformándose en un líquido. Si la
temperatura baja aún más, sigue disminuyendo su
movimiento, que llega casi a cesar, de tal manera que sus
partículas se ordenan en un modelo regular tridimensional
(sólido) y son ayudados a mantenerse en sus posiciones por
fuerzas de enlaces.
2. Por sublimación; cuando las sustancias pasan directamente
del estado gaseoso al sólido, sin pasar necesariamente por el
estado líquido, ejemplo el asufre de los volcanes.
3. Por Sobresaturación; es otro modo de formarse cristales.
Cuando hay suficientes moléculas de disolvente para mantener
separadas las partículas de las sustancias disueltas, no hay
cristalización, pero al disminuir el disolvente por evaporación,
las partículas disueltas se ponen en contacto y se forman
núcleos de cristales; ejemplo, los depósitos de sal gema o halita
(NaCl).
4. Por Reacciones Químicas; cuando dos sustancias disueltas,
a través de reacciones químicas, dan lugar a una tercera, de
este modo se formaron en la naturaleza los carbonatos,
sulfatos, etc.
ESTRUCTURA DE LOS SISTEMAS CRISTALOGRÁFICOS
Elementos de simetría en los sistemas cristalográficos
A.) Centro de simetría.-
Es un punto interior del cristal que
divide en partes iguales a todo
segmento que pase por él.
B.) Ejes de simetría.-
Es cualquier recta que
pasa por el centro de
simetría
C.)Plano de simetría.-
Es el plano que divide el
cristal en dos mitades
simétricas.
Los cristales de acuerdo a su grado de cristalización, manifestado en el
desarrollo de sus caras cristalinas, pueden ser:
1) Ehuedrales, cuando el sólido
tiene todas sus caras bien
desarrolladas.
2) Subhedrales, cuando
tiene las caras
imperfectamente
desarrolladas.
3) Anhedrales; cuando el sólido
carece de caras cristalinas.
POLIEDRO GEOMÉTRICO: lo esencial es la forma exterior geométrica.
POLIEDRO CRISTALINO: lo esencial es la ordenación de las partículas,
es decir, su estructura interna.
SISTEMAS CRISTALINOS
1. Sistema Cúbico.
2. Sistema Tetragonal
estaño
calcopirita
3. SISTEMA HEXAGONAL
apatito
Cuarzo
berilo
vanadinita
4. SISTEMA TRIGONAL O ROMBOÉDRICO
cuarzo crisoberilo dolomita
magnesita
5. SISTEMA ORTORROMBICO
calcita berilio
aragonito
baritina
6. SISTEMA MONOCLINICO
Yeso rejalgar ortosa
7. SISTEMA TRICLINICO
Cianita o Distena rodonita
Albita
MINERALOGIA
PROPIEDADES FISICAS DE LOS MINERALES
La estructura interna y la composición química determinan las
propiedades físicas características de todos los minerales.
Estas propiedades se revelan y pueden medirse como
resultado de la aplicación de fuerzas externas y las influencias
mecánicas, de radiación, luminosas, térmicas,
electromagnéticas.
En un estudio de propiedades físicas de los minerales se tiene
en cuenta lo siguiente:
1. Isótropos: tienen mismo valor en todas las direcciones.
2. Anisótropos: las propiedades varían con la dirección.
Propiedades Físicas de minerales que dependen de la Luz
COLOR
Es el indicio exterior más vivo y expresivo de los minerales,
los que se distinguen por su extraordinaria variedad de
colores y matices, lo cual es debido a las modificaciones
que sufre la luz al incidir sobre ellos.
Esta propiedad se debe a la composición química y a las
impurezas presentes en el mineral, haciendo la salvedad
que en un mismo mineral se pueden presentar una o más
tonalidades.
• Idiocromáticos (no dependen de su composición, azurita, malaquita).
• Alocromáticos (su color por impurezas, esmeralda, berilo por el
cromo)
BRILLO
Llamado también lustre, es la calidad e intensidad de la luz
reflejada por la superficie de un mineral.
El brillo depende del enlace químico, así tenemos: brillo
metálico lo tienen los minerales con enlace metálico y
covalente metálico; brillo diamantino, los minerales con
enlace covalente; brillo vítreo, los minerales con enlace
iónico.
Existen tipos básicos de brillo:
1.- Brillo Metálico; ejemplo pirita, galena, etc.
galena calcopirita pirita
Es el característico de los minerales que son totalmente opacos
a la luz y de raya negra. Es típico de los elementos nativos (p.ej.
El cobre nativo), los sulfuros (p.ej. La galena) y de otros grupos
de minerales.
Las superficies de los minerales con este tipo de brillo suelen
alterarse muy fácilmente, por lo que se debe observar este tipo
de brillo en superficies recientes.
2.-Brillo No-Metálico; los minerales con brillo no metálico es
caracterítico de minerales transparentes y que tienen raya blanca o
de color claro. Se pueden subdividir en diferentes grupos en función
de la característica del brillo:
Adamantino: como el del diamante, referido al más intenso.
Resinoso: como el del azufre, es un brillo intenso y de color amarillento.
Vítreo: como el del cuarzo, es el más común en los minerales.
Graso: como el de las superficies de rotura del cuarzo.
Nacarado: como el de la mica, algo irisdiscente.
Sedoso: como el del yeso, típico de los minerales de hábito fibroso.
Húmedo: como el de la fluorita, que refleja muy poco la luz.
Córneo: como la de calcedonia, que casi no brilla.
Terroso: como la bauxita, el que presentan los minerales que no reflejan la
luz.
•
2.1.- Brillo Vítreo: tienen el brillo del vidrio, cuarzo, sheelita,
azurita. Casi todos los silicatos pertenecen a este grupo.
2.2.- Brillo Diamantino; diamante, blenda, etc.
diamante
2.3.- Brillo Resinoso; tiene brillo de la resina, esfalerita
2.4.- Brillo Graso; parece estar cubierto por una delgada
capa de aceite, azufre
2.5.- Brillo Perlítico; talco
2.6.- Brillo Sedoso; Como la seda. Suele ser el resultado de la reflexión
de la luz sobre un agregado de fibras finas paralelas, por tanto es
característico de los minerales que cristalizan en fibras (p.ej. La
sillimanita (fibrolita), SiO5Al2, yeso, asbesto
Yeso
2.7.- Brillo Nacarado; tiene el brillo irisado de la perla, se suele observar
bien en las superficies paralelas a los planos de exfoliación ya que este brillo se
produce por la reflexión total en los intersticios existentes entre las capas del
mineral. Es característico de los minerales con exfoliación laminar (p.ej. La
baritina) muscovita, oropimente
RAYA
Es el color del polvo que deja un mineral cuando se frota
contra una superficie rugosa de otro cuerpo de mayor
dureza, principalmente porcelana, cuyo color a veces difiere
del color del mineral.
La raya es la característica más estable de la coloración y
por eso se utiliza ampliamente en el diagnóstico.
Son típicas la raya guinda roja de la hematita, y la amarilla
dorada brillante para el oro.
DIAFINIDAD O TRANSPARENCIA
Capacidad que tienen los minerales para dejar pasar la luz a
través de ellos y pueden ser:
a) Transparentes: cuando dejan pasar la luz de tal modo
que pueden distinguirse a través de ellos el contorno de
un objeto que se encuentra por detrás de dicho mineral
(cuarzo hialino).
b) Translúcidos: cuando dejan pasar algo de luz, pero los
objetos no pueden ser vistos a través de ellos (calcedonia).
c) Opacos: cuando no dejan pasar la luz aún estando en
láminas muy delgadas (grafito).
MAGNETISMO
Esta propiedad no es frecuente pero en algunos casos es muy
útil. Se dice que los minerales son magnéticos cuando atraen a
otros minerales, alfileres de fierro, etc. Como es el caso de la
magnetita. La Pirrotita no es magnética pero si es atraida cuando
se halla en granos pequeños.
PESO ESPECÍFICO
Es la densidad de los minerales medida en unidades de
masa por unidad de volumen (g/cm³).
Los minerales más difundidos tienen una densidad de 2.5 a
3.5 g/cm³.
La mayoría de las especies minerales tienen una densidad
menor de 5 g/cm³.
Los minerales pueden dividirse en tres grupos: ligeros (de
hasta 3.0 g/cm³), medios (de 3.0 a 4.0 g/cm³) y pesados
(más de 4.0 g/cm³).
PROPIEDADES MECÁNICAS DE LOS MINERALES
EXFOLIACIÓN
Propiedad que presentan algunos minerales cristalizados de
dejarse separar fácilmente en láminas, y que dependen
principalmente de la estructura del mineral.
EXFOLIACIÓN , CLIVAJE O CRUCERO
Es la capacidad de los minerales de romperse siguiendo
direcciones preferentes, a lo largo de superficies planas y
ángulos definidos. Como el clivaje está relacionado con la
estructura cristalina.
Se tiene los siguientes clivajes:
1.- Clivaje muy perfecto: el cristal se divide en láminas muy
finas con superficie especular: yeso, mica.
2.- Clivaje perfecto: el cristal se rompe en cualquier lugar por
direcciones determinadas, formando superficies planas:
calcita, galena, halita.
3.- Clivaje Mediano: durante la fragmentación se forman tanto
las superficies de clivaje regulares como irregulares:
feldespatos, hornblenda.
4.- Clivaje imperfecto: las superficies de clivaje regulares son
raras, presenta superficies irregulares: berilo, apatito.
FRACTURA
Si el mineral no tiene clivaje entonces la superficie de rotura
es, por lo general, rugosa, irregular y se llama fractura. Si el
mineral es muy compacto como el cuarzo, la fractura
presenta una superficie curvada suave como en el interior de
una concha y se llama concoidal. Fibrosa, cuando el mineral
muestra fibras, como el Asbesto. Ganchuda, como la
superficie de un alambre roto, tal como la plata nativa, Oro,
Cobre. Y desigual o irregular, como la superficie que se
observa cuando se separa la arcilla.
Los minerales que no tienen clivaje o lo tienen imperfecto, se
parten por superficies irregulares de fractura, al aplicarse
golpes al mineral, en los que la cohesión es la misma en
todas las direcciones y pueden ser de varias clases:
Irregular : sin forma; azufre nativo, apatito, casiterita.
Escalonado : feldespato.
Espinosa : actinolita, tremolita.
Ganchuda : cobre, oro, platino.
Concoidea : cuarzo, ópalo.
DUREZA
Llamamos dureza a la resistencia que ofrece la superficie
lisa de un mineral a ser rayada.
La dureza depende del tamaño iónico y la carga. Estructuras
con igual estructura interna, aumentan su dureza al
disminuir el tamaño iónico y aumentar la carga.
En el año 1820, Friedrich Mohs, un minerólogo austriaco,
desarrolló una escala de dureza relativa, basada en una prueba
donde se raspa el mineral con un objeto. Así asignó números
enteros a cada mineral, donde 1 es el más blando y 10 el más
duro. El mineral de mayor dureza rayará al más blando.
Es posible determinar la dureza de algunos minerales en el
campo con simplemente rasparlos con la uña donde presentan
una dureza hasta de (2.5) en la escala de Mohs, los que se
raspan con una moneda de cobre alcanzan una dureza de (3);
los minerales raspados con una hoja de navaja tienen una
dureza de (5.5) como máximo, los que son raspados con un
vidrio de ventana tienen una dureza de 5.5., y un trozo de
cuarzo (7).
ESCALA DE MOSH ESCALA DE WERNER
1. Talco : Mg3 (SiO10) (OH)2 Se rayan con la uña Muy blandos
2. Yeso : CaSO4.2H2O
3. Calcita : CaCO3 Se rayan con el vidrio, Blandos
4. Fluorita : CaF2 cortaplumas, moneda
5. Apatito : Ca5 (PO4)3 (F, Cl, OH) Se rayan con lima o Semiduros
6. Ortoclasa : K (AlSi3O8) acero templado (navaja)
7. Cuarzo : SiO2
8. Topacio : Al2 (SiO4) (F.OH)2 No se rayan con el acero Duros
9. Corindón : Al2O3 y rayan al vidrio
10. Diamante : C
Existen una serie de materiales que pueden servir como
complemento a la escala citada:
· Uña : dureza 2,5
· Moneda de Cu : dureza 3,5
· Navaja : dureza 5
· Vidrio : dureza 5,5
· Lima de acero : dureza 6,5
La dureza varia según la dirección de rayado pero es tan
mínima que sólo se detecta con instrumentos muy precisos.
TENACIDAD
Es la resistencia que un mineral opone a ser deformado y
puede ser:
1.- Elástico : capacidad de los minerales de recobrar su forma
primitiva al cesar la fuerzo que lo deforma (muscovita)
2.- Flexible : capacidad de los minerales de no recobrar de nuevo su
forma al cesar la fuerza que los deforma (yeso).
3.- Frágil : capacidad de los minerales a romperse en fragmentos
o pulverizarse fácilmente (diamante).
4.- Maleable : capacidad de reducirse a láminas delgadas (oro).
5.- Dúctil : cuando puede reducirse a hilos delgados (Au, Ag, Cu).
6.- Sectil : cuando puede ser reducido a virutas (Ag)
HÁBITOS Y AGREGADOS CRISTALINOS
Se usa para dar idea del aspecto externo, mientras
que forma constituye un grupo de caras cristalinas,
las cuales tienen todas la misma relación con los
elementos de simetría y exhiben las mismas
propiedades físicas y químicas, pues todas tienen
debajo los mismos átomos en el mismo orden
geométrico. El número de caras que pertenecen a
una forma viene determinado por la simetría de la
clase cristalina.
Se tienen los más comunes como son:
1.- Cuando un mineral consta de cristales aislados
a) Acicular : cristales en forma de aguja.
b) Capilar o Filiforme: cristales en forma de cabello o hebras
c) Hojoso : cristales alargados y aplastados en
forma de hojas.
2.- Cuando un mineral consta de grupos de cristales distintos.
a) Dendrítico : en forma arborescente en ramas
divergentes y delgadas, algo parecido a las plantas.
b) Reticulado : cristales delgados agrupados en forma de
una red.
c) Radial : grupo de cristales naciendo de un punto
común.
d) Drusa : superficie cubierta o tapizada de cristales
de un solo mineral.
3. Cuando un mineral consta de un grupo de cristales
radiales o paralelos de los cristales distintos.
a) Columnar : individuos como columnas gruesas.
b) Hojoso : agregados de muchas hojas superpuestas.
c) Fibroso : en agregados fibrosos delgados, paralelos o
radiales.
d) Estrellado : individuos radiales que forman grupos
concéntricos o en forma de estrella.
e) Globular : cristales radiales que forman grupos esféricos
o semiesféricos.
f) Botroidal : cuando las formas globulares se agrupan
como racimo de uvas.
g) Reniforme : cristales radiales terminados en masas
redondeadas que parecen un riñon.
4.- Cuando un mineral se presenta en forma de láminas o
escamas.
a) Laminar : cuando un mineral consta de cristales
laminares superpuestos unos de otros.
b) Plumoso : formado por escamas finas con una
estructura plumosa o divergente.
5.- Otros agregados.
a) Estalactítio : cuando un mineral se presenta en
forma de conos o cilindros colgantes.
b) Concéntrico : una o más capas superpuestas
alrededor de un centro común.
c) Pisolítico : un mineral formado por masas
redondeadas del tamaño aproximado de un guisante.
d) Oolítico : agregado mineral aparece en bandas
estrechas de diferentes texturas o colores.
e) Masivo : agregado mineral formado por
mineral compacto con una forma irregular, sin apariencia
peculiar.
CLASIFICACION DE LOS MINERALES
La clasificación mineral debe basarse en la composición
química y en la estructura interna, pues ambas
conjuntamente representan la esencia de un mineral y
determinan sus propiedades físicas. Es decir, los
principios cristaloquímicas proporcionan una
clasificación lógica, y este esquema es el utilizado sobre
mineralogía sistemática.
De un total de más de 2000 minerales descritos, los
clasificamos de acuerdo a su composición química y sus
demás propiedades. En otras palabras, de todas las
clasificaciones dadas, la más importante es la
clasificación sistemática (mineralogía sistemática),
agrupado de acuerdo a características comunes.
1. Elementos nativos.
2. Sulfuros
3. Sulfosales
4. Óxidos 1. Simples y múltiples.
2. Hidróxidos
Haluros
Carbonatos
Nitratos
Boratos
Fosfatos, arseniatos y vanadatos
Sulfatos
Cromatos, volframatos y molibdatos
Silicatos
Minerales radioactivos
1. ELEMENTOS NATIVOS.- Son aquellos que se encuentran en la
naturaleza en estado libre sin combinación, puro o nativo o
constituidos de un solo elemento, como el oro, cobre, plata, platino,
grafito, azufre, etc. Con excepción de los gases libres en la
atmósfera, solamente unos veinte elementos se encuentran en
estado nativo. Estos elementos pueden dividirse en:
1. Metales.
2. Semimetales.
3. No metales
2. SULFUROS (arseniuros, sulfoarseniuros y teluros).- Los sulfuros
tienen una fórmula general: AmXn, donde A representa los elementos
metálicos y X el elemento no metálico (generalmente: sulfuro = metal +
azufre). Entre los representantes más importantes de esta clase,
podemos citar: Argentita Ag2S, Calcosina Cu2S, Bornita Cu5FeS4,
Galena PbS, Calcopirita ZnS, Pirrotina FeS, Covelina CuS, Cinabrio
HgS, Rejalgar AsS, Oropimente As2S3, Estibina Sb2S3, Pirita FeS2,
Cobaltina (Co, Fe)AsS, Marcasita FeS2, Arsenopirita FeAsS,
Molibdenita MoS2, Calaverita Te2Au, Silvanito Te2(Au,Ag), etc.
3. SUFOSALES: Comprende a los minerales en que se combinan los
metales con S, Sb, As y difieren de los sulfuros, en que el As y el Sb juegan
papel más o menos semejantes al de los metales en la estructura. Ejemplo
Tetraedrita Cu12Sb4S13, enargita Cu3AsS4, proustita Ag3AsS3, tennantita
Cu12As4S13, pirargirita Ag3SbS3, etc.
4. ÓXIDOS.- Los óxidos incluyen a todos los compuestos naturales en donde
el oxígeno está combinado con uno o más metales. De la totalidad de los
óxidos en la corteza terrestre, la sílice (SiO2) presenta mayor cantidad de
éstos, enseguida se tienen a los óxidos de fierro, óxidos de manganeso,
titanio, estaño y cromo que son considerados de gran importancia
económica. Los principales óxidos son: Cuarzo SiO2 y sus variedades, Ópalo
SiO2.nH2O, Cuprita Cu2O, corindón Al2O3, Uraninita UO2, hematina Fe2O3,
Cincita ZnO, magnetita Fe3O4, Rutilo TiO2, cromita FeCr2O4, Pirolusita
MnO2, Casiterita SnO2, etc.
5. HIDRÓXIDOS.- Es la combinación de los metales con el grupo
oxidrilo (OH)- que sustituye parcial o totalmente a los iones de
oxígeno en los óxidos simples, o bien un elemento metálico de los
óxidos múltiples es sustituido por hidrógeno. Los principales
hidróxidos son: Brucita Mg(OH)2, Psilomelano
(Ba,Mn)3(O,OH)6Mn8O16, goethita FeO.OH, etc.
6. HALOGENUROS.- Son la combinación de los elementos
halógenos (F, Cl, Br, I) con los elementos metálicos principalmente.
Esta clase mineralógica se encuentra específicamente constituida
por los fluoruros, cloruros, bromuros y por los ioduros. Entre los
principales podemos citar: Fluorita CaF2, Halita NaCl,
Bromargirita AgBr, Silvina KCl, Carnalita KMgCl2.6H2O,
Querargirita AgCl, Atacamita Cu2Cl(OH)3.
7. CARBONATOS (nitratos y boratos).- Esta clase está constituida por un
número considerable de especies minerales, de las cuales muchas se hallan
relativamente muy propagadas en la naturaleza. Esto se refiere básicamente
al carbonato de calcio, el cual constituye con frecuencia potentes capas de
origen sedimentario. Los principales son: Calcita CaCO3, Aragonito CaCO3,
Magnesita MgCO3, Witherita BaCO3, Siderita FeCO3, Estroncianita
SrCO3, Rodocrosita MnCO3, Cerusita PbCO3, Smithsonita ZnCO3, Dolomita
CaMg(CO3)2, Malaquita Cu2CO3(OH)2, Ankerita CaFe(CO3)2, Azurita
Cu3(CO3)2(OH)2, Nitratina (nitrato sádico) NO3Na , Nitro (salitre o
nitrato potásico) NO3K, Bórax Na2B4O5(OH)4.8H2O, Colemanita
CaB3O4(OH)3.H2O, Ulexita NaCaB5O6(OH)6.5H2O, etc.
8. SULFATOS Y CROMATOS.- Son la combinación química de los
elementos con el radical sulfato (SO4) y cromato (CrO4) respectivamente,
estos radicales son formados a partir del azufre en condiciones muy
oxidantes. En este grupo podemos citar a los siguientes minerales: Baritina
BaSO4, Yeso CaSO4.2H2O, Celestita SrSO4, Alunita KAl3(SO4)2(OH)6,
Anhidrita CaSO4, etc.
9. TUNGSTATOS Y MOLIBDATOS.- Combinaciones de
complejos aniónicos (WO 4), ( MoO 4), Entre los principales
tenemos: Wolframita WO4(Fe, Mn), Wulfenita MoO4Pb,
Scheelita WO4Ca, etc.
10. FOSFATOS, ARSENIATOS Y VANADATOS.- Es la
combinación química de los elementos con los radicales PO4,
AsO4 y VO4 respectivamente. En este grupo podemos citar a
los siguientes minerales: Trifilita Li(Fe, Mn)PO4, Apatito
Ca5(PO4)3(F, Cl. OH), Turquesa, CuAl5(PO4)4(OH)8.4H2O,
Vanadinita Pb5(VO4)3Cl, etc.
11. SILICATOS.- Los silicatos son el grupo de minerales de mayor
abundancia y principal constituyente de las rocas, arenas y arcillas. De
acuerdo a su estructura, se clasifican en 6 grandes grupos o sub clases:
Nesosilicatos (gr. Nesos = Isla): Circón ZrSiO4, Grupo del Olivino:
Forsterita Mg2SiO4; Fayalita Fe2SiO4, Grupo de los Granates: Piropo
Mg3Al2(SiO4)3; Almandino Fe3Al2(SiO4)3 ; Grosularia Ca3Al2(SiO4)3;
Andradita Ca3Fe2(SiO4)3, Andalucita Al2SiO5; Sillimanita Al2SiO5; Cianita
Al2SiO5; Topacio Al2SiO4(F, OH)2; Esfena CaTiO(SiO4), etc.
Sorosilicatos (gr. Soror = Hermana): Idocrasa Ca10(Mg,
Fe)2Al4(SiO4)5(Si2O7)2(OH)4, Hemimorfitas Zn4(Si2O7)(OH)2.H2O, Epidota
Ca(Fe, Al)Al2O(SiO4)(Si2O7)(OH), Alanita (Ca,
Ce)2FeAl2O(SiO4)(Si2O7)(OH), etc.
Ciclosilicatos (gr. Kyklos = Anillos): Turmalinas (Na, Ca)(Li, Mg, Al)(Al, Fe,
Mg)6 (BO3)3(Si6O18)(OH)4, Berilos Be3Al2(Si6O18), Cordierita (Mg,
Fe)2Al4Si5O18.nH2O, Dioptasa Cu6(Si6O18).6H2O, etc.
Inosilicatos (Is; inos = Músculos, tejido fibroso): Piroxenos (Enstatita,
Hiperstena, Diópsido, Hedenbergita, Augita, Jadeita, etc.); Piroxenoides;
Anfíboles ( Antofilita, tremolita, actinolita, hornblenda, etc.); Anfiboloides.
Filosilicatos (Phyllon = Lámina u hoja): Grupo de la serpentina
(Antigorita y Crisotilo); Grupo de los minerales arcillosos (Caolinita, talco,
pirofilita); Grupo de las micas (Moscovita, flogopita, biotita, lepidolita,
margarita); Clorita; etc.
Tectosilicatos (Tekton = Esqueleto, armazón): Grupo SiO2 (Cuarzo,
tridimita, cristobalita, ópalo); Serie de los Feldespatos potásicos (Ortosa,
Microclina, Sanidina), Feldespatos Plagioclasas (Albita, anortita,
danburita); Grupo de los feldespatoides; Serie de las escapolitas; Grupo
de las zeolitas.
Génesis de los Minerales
Los minerales son los constituyentes de los materiales
terrestres,es por ello están dispersos en todo el ciclo
geológico, son por eso necesarios ciertos procesos
geológicos que permitan su concentración.
Es necesario distinguir los denominados minerales
primarios o hipogénicos, aquellos que se han formado
originariamente de los procesos magmáticos y post
magmáticos y otros procesos al interior de la corteza
terrestre, de los minerales secundarios o supergénicos que
son el resultado de la alteración de los primarios en zonas
superficiales de la corteza terrestre.
El origen debido a procesos internos:
a) Cristalización Magmática; Es el proceso de cristalización
que nos proporciona las rocas ígneas, a partir de los
minerales petrogenéticos, principalmente los silicatos.
b) Procesos de Segregación Magmática.- Que dan lugar a
los minerales ortomagmáticos que se forman al mismo
tiempo que la cristalización magmática de los silicatos, y
que quedan englobados en la masa de las rocas ígneas,
ejemplo los depósitos de hierro, cromo y niquel.
c) Procesos Neumatolíticos.- Originados en la fase
pegmatítica-neumatolítica, que dan lugar a las
pegmatitas y filones de elementos metálicos, ejemplo W,
Sn.
d) Procesos pirometasomáticos; Originados por el
metamorfismo de contacto y metasomatismo (intercambio
de iones) producidos por el contacto de la roca ígnea
sobre las rocas encajonantes, que con frecuencia dan
lugar a la mayoría de los depósitos de mayor importancia
económica, ejemplo, óxidos, sulfuros.
e) Procesos Hidrotermales; Es la última fase de la
cristalización magmática y dará lugar a los minerales de
este tipo, como los sulfuros, sulfosales, etc.
El origen debido a procesos externos:
a) Procesos Intempéricos.- producen mediante procesos
químicos nuevos minerales a partir de la descomposición
de los minerales primarios, dando como resultado
numerosos minerales como óxidos, carbonatos, sulfatos,
etc.
a) Procesos Supergénicos.- proceso en que el agua de
lluvia, en su infiltración, disuelve e incorporan elementos
en solución, lixiviando la zona superior de un cuerpo
mineral primario (zona de oxidación) y redepositándolos
por debajo (zona de cementación o de enrriquecimiento
supergénico).
c) Procesos Evaporíticos.- Constituyen la fuente de origen
de minerales como los cloruros, sulfatos, que por el proceso
de evaporación de aguas saturadas de sales precipitan los
minerales, ejemplo, la halita, silvita, anhidrita, etc.
d) Procesos Sedimentarios.- Se originan como consecuencia
de la interacción de la litósfera con la atmósfera y la
hidrósfera, con formación y acumulación de materiales
procedentes de la denudación de los continentes, tras
experimentar diferentes procesos de alteración, transporte,
precipitación, compactación, diagénesis.
PETROLOGÍA
La Petrología es la ciencia que se ocupa de las Rocas que
están formados por conjunto de minerales definidos y
constituyen la mayor parte de la Tierra. Trata del modo de
ocurrencia, la composición, la clasificación y el origen de
las rocas, así como de sus relaciones con los procesos e
historia geológicos. Por tanto, es una parte fundamental de
la ciencia geológica.
LA ROCA
Es una sustancia natural compuesta por una o más sustancias minerales. Se divide en tres
grandes Grupos:
Rocas ígneas Plutónicas
Rocas Ígneas Rocas ígneas Volcánicas
Rocas ígneas Hipabisales
Rocas sedimentarias Clásticas
Rocas Sedimentarias Rocas sedimentarias de Precipitación Química
Rocas sedimentarias de Origen Orgánica
Rocas metamórficas
CICLO DE LAS ROCAS
La Tierra es un sistema. Esto significa que nuestro planeta está
formado por muchas partes interactuadas que forman un todo
complejo. En ningún otro lugar se ilustra ejor esta idea que al
examinar el ciclo de las rocas.
El ciclo de las rocas nos ´permite examinar muchas de las
interrelaciones entre las diferentes partes del sistema Tierra.
Nos ayuda a entender el origen de las rocas ígneas, sedimentarias
y metamórficas, y a ver que cada tipo está vinculado a los otros por
los procesos que actúan sobre y dentro del planeta. Aprender bien
el ciclo de las rocas permite examinar sus interrelaciones con el
medio ambiente.
Consideradas a lo
largo de espacios
temporales muy
prolongados, las rocas
están en constante
formación, cambio y
reformación.
El cilo de las rocas nos
ayuda a entender el
origen de los tres
grupos básicos de
rocas. Las flechas
representan los
procesos que
enlanzan cada grupo
con los demás.
Ciclo básico.
El magma es la roca fundida que se forma a una gran profundidad
por debajo de la superficie de la Tierra. Con el tiempo, el magma se
enfría y se solidifica. Este proceso, denominado cristalización, puede
ocurrir debajo de la superficie terrestre o, después de una erupción
volcánica, en la superficie. En cualquiera de las dos situaciones, las
rocas resultantes se denominan rocas ígneas.
Si las rocas ígneas afloran en la superficie experimentarán
meteorización, en la cual la acción de la atmósfera desintegra y
descompone lentamente las rocas. Los materiales resultantes
pueden ser desplazados pendiente abajo por las aguas
superficiales, los glaciares, el viento o las olas. Por fin, estas
partículas y sustancias disueltas, denominadas sedimentos, son
depositados. Aunque la mayoría de los sedimentos acaba llegando
al océano, otras zonas de acumulación son las llanuras de
inundación de los ríos, los desiertos, los pantanos y las dunas.
A continuación, los sedimentos experimentan litificación un término
que significa “conversión en roca”. El sedimento suele litificarse dando
una roca sedimentaria cuando es compactado por el peso de las capas
suprayacentes o cuando es cementado conforme el agua subterránea
de infiltración llena de poros con materia mineral. Si la roca
sedimentaria resultante se entierra profundamente dentro de a tierra e
interviene en la dinámica de formación de montañas, o si es intruida
por una masa de magma, estará sometida a grandes presiones o a un
calor intenso, o a ambas cosas. La roca sedimentaria reaccionará ante
ambiente cambiante y se convertirá en un tercer tipo de rocas, una roca
metamórfica. Cuando la roca metamórfica es sometida a cambios de
presión adicionales o a temperatura aún mayores, se fundirá, creando
un magma, que acabará cristalizando en rocas ígneas.
Los procesos impulsados por el calor desde el interior de la Tierra son
responsables de la creación de las rocas ígneas y metamórficas. La
meteorización y la erosión, procesos externos alimentados por una
combinación de energía procedente del Sol y la gravedad, producen el
sedimento a partir del cual se forman las rocas sedimentarias.
Caminos alternativos
Las vías mostradas en el ciclo básico no son las únicas posibles. Al contrario, es
exactamente igual de probable que pueden seguirse otras vías distintas de las
descritas en la seccipon precedente. Esas alternativas se indican mediante las
líneas azules en la Figura.
Las rocas ígneas, en vez de ser expuestas a la meteorización y a la erosión en la
superficie terrestre, pueden permanecer enterradas profundamente. Esas masas
pueden acabar siendo sometidas a fuertes fuerzas de compresión y a
temperaturas elevadas asociadas con la formación de montañas. Cuando esto
ocurre, se transforman directamente en rocas metamórficas.
Las rocas metamórficas y sedimentarias, así como los sedimentos, no siempre
permanecen enterrados. Antes bien, las capas superiores pueden ser eliminadas,
dejando expuestas las rocas que antes estaban enterradas. Cuando esto ocurre,
los materiales son meteorizados o convertidos en nueva materia prima para las
rocas sedimentarias.
Las rocas pueden parecer masas invariables, pero el ciclo de las rocas demuestra
que no es así. Los cambios, sin embargo, requieren tiempo; grandes cantidades
de tiempo.
ROCAS ÍGNEAS
LAS ROCAS ÍGNEAS
Son las rocas formadas por la solidificación del magma.
Deben sus caracteres más significativos a la composición del
magma original, que determina la clase de minerales
constitutivos y también a las condiciones y velocidad de
enfriamiento de dicho magma.
Las rocas ígneas (ignis = fuego), como su nombre lo indica,
son aquellas que se han formado por el enfriamiento y
posterior solidificación de una masa de material rocoso, al
mismo tiempo caliente y fluida, conocida con el nombre de
magma rocoso.
Casi el 95% de la corteza terrestre consiste en
rocas ígneas y rocas ígneas metamorfizadas.
Aunque la mayoría de estas rocas ígneas están
cubiertas por una delgada capa de rocas
sedimentaria, las rocas ígneas son
sobresalientes porque forman montañas
espectaculares en muchas partes del mundo.
MAGMA es el material de roca fundida que se encuentra
bajo la superficie y LAVA es el magma que llega a la
superficie.
Como el magmaes menos denso como roca fundida, tiende
a subir a la superficie donde puede derramarse como flujos
de lava o ser arrojados con fuerza a la atmosfera en forma
de partículas conocidos como material Piroclástico.
Las rocas ígneas, se forman cuando el magma se enfría y
cristaliza o cuando la materia piroclástica, como las cenizas
volcánicas (partículas que miden menos de 2 mm), se
consolidan.
PROCESOS QUE FORMAN EL MAGMA
1. Incremento de temperatura
2. Disminución de presión.
3. Adición de agua.
1. Incremento de temperatura.
2. Disminución de presión
3. Adición de agua
Una roca húmeda generalmente se funde a una
temperatura menor que una roca idéntica pero seca.
Además, la adición de agua a una roca con la
temperatura cerca a la fusión puede fusionar la roca.
1. En las dorsales
oceánicas.
2. En zonas de subducción
CLASIFICACION DE LAS ROCAS IGNEAS
•ROCAS PLUTÓNICAS.- Llamadas también Intrusivas, son rocas que
se han formado por el enfriamiento y solidificación lento del magma y a
grandes profundidades. Ejemplos: Granito, granodiorita, monzonita,
tonalita, etc.
•ROCAS VOLCÁNICAS.- Llamadas también Efusivas o Extrusivas,
son rocas formadas por el enfriamiento y solidificación rápido del
magma y en la superficie de la Tierra. Ejemplos: Basalto, riolita,
Traquita, tufos, tobas, vidrios, etc.
•ROCAS HIPABISALES.- Llamadas también sub volcánicas, se
forman por la solidificación del magma cerca a la superficie terrestre y se
caracterizan por su textura porfirítica. Ejemplos: Andesita, dacita, cuarzo
latita, etc.
NOTA: Por ser sub volcánicas, a este tipo de rocas lo consideraremos
para nuestro caso dentro de las rocas volcánicas, sobre todo para el caso
de la descripción.
MINERALES PETROGRÁFICOS EN ROCAS ÍGNEAS
Se consideran a los que con mayor frecuencia y abundancia entran a
formar parte de las rocas.
1) Minerales esenciales, que no faltan nunca, y caracterizan la
especie litológica. Si faltase alguno de ellos, cambiaría esta por
ejemplo, en el granito, la ortosa, cuarzo y mica son minerales
esenciales, de modo que cuando falta el cuarzo, la roca resultante
es la sienita.
2) Minerales Accesorios, son menos abundantes en la formación de
las rocas, aunque se presenta con cierta regularidad, su frecuencia
o ausencia no genera otra especie, si no variedades de la misma
roca.
3) Minerales Secundarios, son aquellos que se presentan en las rocas
por las alteraciones de los minerales esenciales o accesorios, sin
importancia en la constitución de clases o variedades de la roca,
pero de suma trascendencia en el conocimiento de las alteraciones
que han sufrido las rocas por diferentes procesos.
TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
TEXTURA.- Consiste en la ordenación de los granos minerales o
fragmentos cristalinos en una muestra de mano. Entre las
texturas más comunes podemos tener: Granular, porfirítica,
perlítica, vesicular, fluidal, microlítica, etc.
ESTRUCTURA.- Es la forma de manifestación de un afloramiento
de roca in situ. Ejemplos: Batolito, dique, stock, sill, etc.
En general, para describir la textura y estructura de las rocas
ígneas, se consideran los siguientes factores:
GRADO DE CRISTALIZACIÓN:
HOLOCRISTALINA.- Compuesta totalmente por cristales (granitoides)
HOLOHIALINA.- Formados por vidrio en su totalidad (obsidiana, vidrio
volcánico)
MEROCRISTALINA.- Compuesta por una mezcla de cristales y vidrio.
TAMAÑO DE GRANO:
FANERÍTICA (Fanerocristalina).- Cristales visibles a simple vista o
con lupa
AFANÍTICA (Oscura).- Cristales no reconocibles
FORMA DE LOS CRISTALES:
EUHEDRALES.- Cristales terminado por caras propias.
ANHEDRALES.- Cristales que no poseen sus caras propias.
SUBHEDRALES.- Etapa intermedia entre los dos anteriores.
Cuando los líquidos silicatados formados en el manto o
corteza terrestres se solidifican por enfriamiento, forman
rocas ígneas.
La composición del magma y la velocidad de enfriamiento
determinan la naturaleza mineral y características texturales
de las rocas ígneas. Entre estas características están la
forma de los granos minerales y su tamaño
El color es esencialmente el resultado de la abundancia
relativa de los distintos minerales que conforman estas
rocas.
Dos grandes grupos: plutónicas y volcánicas.
Los magmas generados en profundidad asciende hacia niveles
superficiales como diapiros o siguiendo discontinuidades
mecánicas de la litosfera como fracturas.
Al ascender, el magma se enfría, aumentando su viscosidady
reduciendo por tanto su capacidad de fluir y ascender.
Eventualmente, detiene su ascenso y se emplaza a una
determinada profundidad, formando un pequeño cuerpo de
magma (cámara magmática). Sucesivas recargas de magma
profundo aumentan el tamaño de estas cámaras magmáticas.
El enfriamiento lento pero continuo de este magma
permite la cristalización de distintos minerales que
precipitan del líquido silicatado, formando cristales de
minerales en suspensión (que aumentan la viscosidad).
Cuando se alcanza temperaturas cercanas a 650 ºC la
mayor parte del líquido ya ha cristalizado, llegando
eventualmente a cristalizar totalmente y formando una
roca ígnea plutónica a temperaturas menores de 600 ºC.
La naturaleza de las asociaciones de minerales que
precipitan dependen de la composición del líquido magmático.
Cuando éste es rico en Si, Al, Na y K y pobre en Fe, Mg y Ca,
las asociaciones de minerales están dominadas por cuarzo,
plagioclasa sódica y feldespato alcalino (+/-micas, anfibol, y
minerales accesorios como ilmenita, circón etc), formándose
rocas ígneas ácidas, de color claro (como el granito).
Cuando el líquido es pobre en Si, Al, Na y K y rico en Fe, Mg y
Ca, las asociaciones minerales están dominadas por
plagioclasa cálcica, clinopiroxeno, ortopiroxenoy olivino, dando
lugar a rocas ígneas básicas de color oscuro (como el
gabro).
Eventualmente, los cristales en suspensión pueden
decantarse, si la viscosidad del magma es relativamente
baja y la densidad de los cristales relativamente alta,
formando acumulaciones horizontales (bandas) que
definen una "estratificación" de origen magmático. Estas
acumulaciones forman complejos ígneos bandeados.
Este proceso de decantamiento hace el líquido se separe
de los cristales, acumulándose en las partes superiores de
las cámaras magmáticas, lo que a su vez permite el inicio
del proceso de cristalización a partir de un líquido
distinto del original.
Dado que según precipitan minerales, el líquido residual
tiene una composición química distinta de la del líquido
original (i.e., el originado en zonas profundas y emplazado
en el cuerpo plutónico), las rocas que se forman por
cristalización de estos líquidos residuales son distintas de
las que se forman del líquido original.
Esto supone que los procesos que ocurren en el magma en
condiciones plutónicas dan lugar a distintas rocas, lo que se
conoce como diferenciación magmática.
Los procesos son muy variados, desde fraccionación
gravitacional, mezcla de magmas, asimilación de rocas del
entorno, etc.
A veces, los cristales adquieren un tamaño muy grande,
formando las denominadas pegmatitas. Estas rocas se
forman en los estadios finales de evolución
magmáticaprofunda, cuando el líquido silicatadoresidual es
escaso y está enriquecido en componentes volátiles (sobre
todo H2O). Si este líquido se segrega, forma bolsadas de
magma relativamente frio e hidratado que, al cristalizar
(temperaturas cercanas a 600 ºC), forma grandes cristales
como resultado del efecto positivo que tiene el H2O sobre el
movimiento (difusión) de los elementos y compuestos que se
agregan para formar los minerales. Los minerales (cuarzo,
feldespatos, micas, turmalina, etc) son muy vistosos,
desarrollando hábitos cristalinos (euhedrales).
Al cristalizar los últimos restos de líquidos residuales a
temperaturas de ca. 600 ºC, queda un último residuo muy
volátil y rico en H2O denominado fluido hidrotermal.
Este fluido acuoso (aunque desde el punto de vista físico no
es líquido -agua-ni gaseoso -vapor de agua-, sino un fluido
supercrítico que tiene propiedades físicas intermedias
entre ambos) migra con facilidad, particularmente siguiendo
fracturas en las rocas y forma rocas filonianas
hidrotermales (e.g., filones de cuarzo) comúnmente
mineralizadas con minerales de interés económico
(yacimientos minerales de origen hidrotermal).
El magma generado en profundidad, o el magma almacenado
o diferenciado en una cámara magmática plutónica, puede
ascender hasta la superficie de la Tierra, ya sea porque es
poco viscoso, porque es sometido a presión, o porque
encuentra caminos apropiados (fracturas del terreno).
Al salir al exterior, se forman coladas de lava que al solidificar
forman rocas volcánicas como el basalto.
El rápido enfriamiento de la lava condiciona el poco tiempo
que los minerales tienen para cristalizar de la lava, por lo que
los pocos granos minerales que pueden formase en estas
condiciones serán de tamaño muy fino.
El resto de la lava que no alcanza a cristalizar forma vidrio
volcánico amorfo. Cuando las rocas volcánicas están
formadas exclusivamente por vidrio se denominan
obsidiana(similar al vidrio de las ventanas, aunque no son
rocas incoloras).
Cuando se forman estas rocas volcánicas, se exsuelven los
componentes volátiles diluidos en el líquido silicatado,
formando características burbujas (vacuolas) que suelen
estar vacías, como en la piedra pómez. En ocasiones, las
vacuolas se rellenan por minerales secundarios formados
precipitación a partir de soluciones acuosas (generalmente
hidrotermales) que fluyen, eventualmente, por de estas rocas
con posterioridad la solidificación de la lava.
Cámaras magmáticas
Coladas de lava basáltica (Hawaii).
Disyunción columnar en basaltos.
Diques
Chimenea volcánica
Cuerpos plutónicos.
LA SERIE DE REACCIÓN DE
BOWEN
Series de reacción de Bowen. Permite explicar la diversidad de rocas
ígneas (diferenciación) por cristalización fraccionada.
LA SERIE DE REACCION DE BOWEN
Durante el principio del último siglo, N.L. Bowen hipotetizó que los
magmas máficos, intermedio y félsico podrían derivar de un
magma original máfico. El sabia que los minerales no cristalizan
simultáneamente del enfriamiento de un magma, pero en cambio
cristaliza en una secuencia predecible.
Basado en sus observaciones y experimentos de laboratorio,
Bowen propuso un mecanismo, ahora conocido como la serie de
reacción de Bowen, para mostrar la derivación de un magma
intermedio y félsico a partir de un magma máfico.
La serie de reacción de Bowen, consiste de dos SERIES:
Una serie Discontínua
Una serie Contínua.
1. Una serie Discontínua.
2. En la serie discontínua, la cual contiene solo silicatos
ferromagnesianos, un mineral cambia a otro sobre un rango de
temperaturas específicas. A medida que la temperatura
decrece, un rango de temperatura es alcanzado en el cual unos
minerales comienzan a cristalizar. Un mineral formado
previamente reacciona con el magma restante (fusionado) el
cual forma el proximo mineral en la secuencia.
3. Por ejemplo, el Olivino es el primer silicato ferromagnesiano a
cristalizar. A medida que el magma se enfría, este alcanza un
rango de temperatura donde el piroxeno es estable; ocurre una
reacción entre el olivino y el magma restante, para formar el
piroxeno.
Con el continuo enfriamiento, una reacción similar toma lugar
entre el piroxeno y el fundido, la estructura del piroxeno es
reacomodado para formar anfíbol. Más frio causa una reacción
entre el anfíbol y el fundido, y esta estructura es reacomodado
para formar la estructura planar de la mica biotita.
Las reacciones no siempre es completado, el olivino, por ejemplo,
podría tener un armazón de piroxeno, indicando una reacción
incompleta. Si el magma se enfría rápidamente, los minerales
previamente formados no tienen tiempo de reaccionar con el
fundido, así de esta manera todos los silicatos ferromagnesianos
en la serie discontínua podrían ser solo una roca. En cualquier
caso, para el tiempo que la biotita a cristalizado, todo el magnesio
y fierro presente en el magma original ya habrá sido consumido.
2. Serie Continua.
El feldespato plagioclasas, los cuales son silicatos no ferromagnesianos,
son los únicos minerales en la serie continua de Bowen. La plagioclasas
rica en calcio cristaliza primero. A medida que el magma continua
enfriándose, la plagioclasas, rica en calcio reacciona con el fundido, y
cristaliza plagioclasa conteniendo proporcionalmente mas sodio hasta
que todo el sodio y calcio es consumido.
En muchos casos, el enfriamiento es muy rápido para una completa
transformación de plagioclasa rica en calcio a rica en sodio. La
plagioclasa formada bajo estas condiciones es zoneada, lo que significa
que estas tienen un núcleo rico en calcio rodeado por zonas
progresivamente ricos en sodio.
Para clasificar una roca ígnea se utilizan diagramas ternarios
en los que se representan los contenidos de minerales
primarios. Se utilizan los siguientes parámetros:
Q: Polimorfos de SiO2 (típicamente cuarzo, aunque también tridimita y
cristobalita en algunas rocas ígneas cristalizadas a altas temperaturas).
A: Feldespato alcalino, incluyendo feldespato potásico (sanidina, ortosa y/o
microclina) y albita (término de la serie de las plagioclasas con porcentajes
molares de anortita entre 0 y 5 %).
P: Plagioclasa(todos los términos de la serie de las plagioclasas con
procentajes molares de anortita entre 95 y 100 %) y escapolita.
F: Feldespatoides (leucita, pseudoleucita, nefelina, analcima, sodalita, noseana,
kalsilita, haiiyna, cancrinita).
M: Minerales máficos(micas, anfíboles, piroxenos, olivino), minerales opacos en
luz transmitida (magnetita, ilmenita), epidota, allanita, granate, melilita,
monticellita, carbonatos primarios y accesorios (circón, apatito, titanita, etc).
Cuando M > 90, los minerales máficos son dominantes, las
rocas son muy ricas en MgOy FeOy pobres en SiO2, y
denominándose rocas ultramáficas.
Cuando M < 90, las rocas son máficas, intermedias o félsicas
(ricas en feldespatos) 1a cuarzolitao silexita
1b granitoidesricos en cuarzo
2 granito de feldespato alcalino;con bajo índice de color:
alaskita
3a sienogranito
3b monzogranito, adamellita
4 granodiorita
5 tonalita, cuarzodiorita; con bajo índice de color: trondjemita
6* cuarzo-sienita de feldespato alcalino
6 sienita de feldespato alcalino
6' sienita feldespatoidal de feldespato alcalino; pulaskita
7* cuarzosienita
7 sienita
7' sienita feldespatoidal; miaskita
8* cuarzo-monzonita
8 monzonita
8' monzonita feldespatoidal
9* cuarzo-monzodiorita, cuarzo-monzogabro
9 monzodiorita, monzogabro
9' monzodiorita o monzogabro feldespatoidal
10* cuarzodiorita, cuarzogabro
10 gabro (%An en plagioclasa > 50%)
diorita (%An en plagioclasa < 50%)
10' gabro o diorita feldespatoidal
11 sienita nefelínica, foyaita, lujavrita
12 plagifoyaita
13 essexita
14 theralita, teschenita si tiene analcima
15 foidolita
Cuando M < 90, las rocas son máficas, intermediaso
félsicas(ricas en feldespatos).
basalto, obsidiana,
riolita, piedra pómez
Para las rocas volcánicas lávicas se utiliza el diagramaQ-A-P-F
basalto, obsidiana,
riolita, piedra pómez
Para las rocas volcánicas lávicas se utiliza el diagrama TAS(Total
Alkalis vs Silica). Se utilizan términos químicos: rocas ultrabásicas,
básicas, intermedias, y ácidas, en función de la abundancia de SiO2
en porcentajes en peso
Las rocas volcánicas piroclásticas(explosivas) deben
contener fragmentos volcánicos no retrabajados(i.e.,
transportados por agentes externos como viento, agua,...) en
una proporción mayor de 75%.
INTEMPERISMO ó METEORIZACIÓN,
EROSIÒN Y SUELOS
INTEMPERISMO
Llamado también meteorización, es una serie de procesos o
fenómenos complejos que ocasionan cambios en las rocas y
sus minerales, dando como resultado una desintegración y
descomposición paulatina de estos; pero sin implicar transporte.
Estos procesos pueden ser: químicos, físicos y biológicos.
Generalmente estos procesos interactúan en forma simultánea
y la intensidad de los mismos, así como los productos
resultantes, varían según las diferentes localidades y sus
condiciones particulares, como son: clima, relieve, duración del
proceso, composición química de las rocas, etc.
TIPOS DE INTEMPERISMO
1. INTEMPERISMO FÌSICO
Desintegración, ya que actúa reduciendo a las rocas a fragmentos cada
vez más pequeños sin que ocurra cambios en la composición química.
Como factores determinantes de desintegración se tiene:
a) LOS CAMBIOS DE TEMPERATURA.- Los continuos cambios de
temperatura que dilatan y contraen a las rocas y los consecuentes
esfuerzos internos que ellas sufren debido a los diferentes coeficientes
de dilatación de sus minerales, rompen a las rocas en escamas o
lajas.
b) ACCIÒN DE LAS HELADAS.- Cuando el agua se filtra a
través de las grietas y poros de las rocas, y al descender la
temperatura se congela, aumenta de volumen (9%)
ejerciendo presiones y consecuentemente fragmentando
dichas rocas. Este fenómeno es conocido como “acción de
cuña de las heladas o gelifracción”.
c) SALES QUE CRISTALIZAN.- Es parecido al fenómeno anterior. El
agua cargada de sales infiltrada en las finas grietas de las rocas, fluye
a la superficie y se evapora al aumentar la temperatura dejando las
sales que al cristalizar ensanchan estas grietas y poros y terminan
fragmentando a la roca.
d) ACTIVIDAD ORGÀNICA.- Las plantas, los animales y el hombre,
también colaboran en la desintegración de las rocas. Por ejemplo, las
grietas de las rocas son aprovechadas por las raíces de las plantas
que al crecer ejercen altas presiones sobre ellas y las fragmentan.
2. INTEMPERISMO QUÌMICO
Llamado también descomposición. Este fenómeno
produce una modificación completa de las propiedades
físicas y químicas de las rocas (aumento de volumen).
Un factor imprescindible para que exista descomposición
es el agua, cuya acción depende de su PH. Por tal razón,
las aguas ácidas y básicas tienen mayor poder de
descomposición que las aguas puras.
Los factores o procesos que intervienen en el fenómeno de
descomposición son:
HIDRATACIÒN.- Adición del agua a las rocas que produce
óxidos y silicatos hidratados de sus minerales.
OXIDACIÒN.- Combinación del oxígeno con otros elementos.
Aumenta con presencia de humedad, produciendo cambios en
la coloración y liberando gran cantidad de ácidos (fierro).
CARBONATACIÒN.- El CO2 al entrar en contacto con el agua
produce ácido carbónico, que es el más efectivo que el agua
pura para atacar a los feldespatos calco sódicos y de potasio.
DISOLUCIÒN.- Descomposición de una sustancia por acción
del agua. La molécula dipolar del agua le permite disolver con
facilidad a las sales, cuyas moléculas están compuestas por
iones, esta facilidad está en función de su PH.
3. INTEMPERISMO DIFERENCIAL
Proceso mediante el cual porciones diferentes de una
misma masa rocosa son meteorizados con diferentes
velocidades que dependen de: composición química
diferenciada, intensidad del intemperismo variado.
4. INTEMPERISMO ESFEROIDAL.-
Separación en capas concéntricas de una roca atacada
por el intemperismo químico.
EROSIÒN
Conjunto de procesos por los cuales los productos de la meteorización u otros materiales de la
Tierra son arrastrados o transportados de un lugar a otro.
Son agentes de la erosión: Los ríos, mares, vientos, glaciares, los animales y el hombre.
METEORIZACIÒN EROSIÒN AGRADACIÒN SUELOS
Existe erosión Natural (Pluvial, Fluvial, Marina, Kárstica, Glacial,
Eólica) y Antrópica
DESERTIZACIÓN; se emplea para definir
el proceso natural de formación de
desiertos.
DESERTIFICACIÓN; se aplica a los
procesos de suelos provocados directa o
indirectamente por la acción humana.
EROSIÓN MARINA EROSIÓN GLACIAL EROSIÓN ALUVIAL EROSIÓN FLUVIAL
TIPOS DE EROSION EÓLICA
Las dos formas principales de erosión eólica:
1.-deflación.
2.-abrasión.
1.- DEFLACIÓN (derivado del latín "soplar"). Tiene lugar cuando las partículas sueltas que se hallan
sobre la superficie del suelo son barridas, arrastradas o levantadas por el aire. Este proceso actúa
donde la superficie del terreno está completamente seca y recubierta de pequeños granos de arena
sueltos procedentes de la meteorización de la roca o previamente depositadas por el agua en
movimiento, el hielo o las olas. Por lo tanto, los cursos de los ríos secos, las playas y las áreas
recientemente cubiertas por depósitos glaciares son muy susceptibles a la deflación; este proceso
eólico de deflación es selectivo.
Las partículas más finas, las que constituyen el barro, la arcilla y los limos, son levantadas muy
fácilmente y transportadas en suspensión. Los granos de arena se mueven únicamente si el viento
es fuerte y tienden a desplazarse a poca altura del suelo.
La grava y los cantos de 5 a 8 mm de diámetro suelen rodar por el suelo llano cuando el viento es
muy intenso, pero no recorren grandes distancias ya que es muy fácil que queden retenidos en
agujeros.
2.- ABRASION EÓLICA o CORROSION. Se produce cuando el viento arrastra arena y polvo contra
las rocas y el suelo. Se requiere del transporte de elementos cortantes por el viento.
EL SUELO
Se define como un conjunto de partículas con organización
definida y propiedades específicas. Es el depósito constituido
por rocas disgregadas y descompuestas (fragmentos de roca
– arena).
Su perfil se divide en:
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.
Los tipos de suelos pueden ser:
Suelos residuales o autóctonos (in situ)
Suelos transportados o alòctonos.
FORMACIÒN DE SUELOS
Se han reconocido 3 principales procesos formadores de
suelos:
LA PODSOLIZACIÒN.- Ocurre en los climas templados y
húmedos.
Con una cubierta de bosques
Concentración de fierro en el horizonte A
Concentración de aluminio en el horizonte B
Calcio, sodio y magnesio son deslavados
Sílice separado en forma coloidal
Producto de este proceso: minerales arcillosos caolìnicos.
A este tipo de suelo se llama PEDALFER.
LA CALCIFICACIÒN.- Ocurre en clima templado.
Vegetación. Arbustos o pastos.
Concentra carbonatos de calcio y magnesio en el horizonte B
Características: Zona blanquecina de caliche
Producto de este proceso: Mineral arcilloso la montmorillonita.
A este tipo de suelo se llama PEDOCAL
LA LATERIZACIÒN.- Proceso formado en los trópicos.
Concentra los óxidos de fierro o de aluminio.
Rápido intemperismo químico
Producto de este proceso: Los minerales arcillosos caolinicos
generalmente
En la descomposición de la arcilla se separa la sílice y el
aluminio permanece en forma de hidrato.
El suelo formado por este proceso se llama LATERITA.
LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Los materiales detríticos provenientes de los
continentes van a depositarse en última instancia como
sedimentos en los fondos marinos, debido a procesos
posteriores tales sedimentos se solidifican y se
consolidan (diagénesis) dando lugar a las rocas
sedimentarias.
Dado que los sedimentos se depositan en la superficie terrestre, las capas de roca que
finalmente se forman contienen evidencias de acontecimientos pasados que ocurrieron en
la superficie. por su propia naturaleza las rocas sedimentarias, contienen en su interior
indicaciones de los ambientes pasados en los cuales se depositaron sus partículas y, en
algunos casos, pistas de los mecanismos que intervinieron en su transporte. Además de
las rocas sedimentarias son las que contienen los fósiles, herramientas vitales para el
estudio del pasado geológico.
RASGOS CARACTERÍSTICOS DE LAS ROCAS
SEDIMENTARIAS:
ESTRATIFICACIÓN.- Disposición en capas o estratos.
SELECCIÓN O TRÍA.- Propiedad por la cual algunos
depósitos son bien seleccionados (arenas).
REDONDEAMIENTO.- Característica de los elementos
constitutivos debido al transporte.
OTROS.- Presencia de fósiles, los riple marks, las huellas de
lluvia, los oolitos y las concreciones.
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Teniendo en cuenta el origen de los materiales que los forman, se clasifican en:
ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS O DETRÍTICAS.- Son rocas
que proceden de materiales transportados mecánicamente por el agua,
viento u otros agentes geológicos. Ejemplos: Areniscas, conglomerados,
brechas, limolitas, lutitas, etc.
ROCAS SEDIMENTARIAS DE PRECIPITACIÓN QUÍMICA.- Son
aquellas que se forman por la precipitación de minerales de las
sustancias disueltas en el agua. Ejemplos: Yeso, calizas, dolomías,
halita, etc.
ROCAS SEDIMENTARIAS DE ORIGEN ORGÁNICO.- Formadas por la
actividad de los seres vivos (animales y plantas). Ejemplo el carbón.
ROCAS SEDIMENTARIAS BIOCLÁSTICAS.- Muchas calizas están
compuestas de conchas fragmentadas. Los fragmentos son clásticos,
pero ellos fueron formados de materiales orgánicos. Como resultado, las
calizas formadas de este modo son llamadas Rocas Bioclásticas.
caliza
arenisca
Lutita y limolita
TEXTURA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
TEXTURA CLÁSTICA.- Llamado también textura detrítica
(clastos – detritos), compuesta generalmente de granos y
matriz, además del cemento.
Aquí se debe observar:
Tamaño y clasificación de los granos clásticos.
Forma y redondez de los granos clásticos.
Ejemplos: La textura de las rocas sedimentarias
clásticas: areniscas, conglomerados, etc.
TEXTURA NO CLÁSTICA.- Se forman por:
Cristalización directa o reacción inorgánica entre las sales disueltas.
Crecimiento de los cristales y agrandamiento dentro de un agregado.
Re emplazamiento (dolomitización y silicificación).
Las texturas más importantes son:
AMORFA.- Partículas del tamaño de arcilla o coloidal. Ejemplos. Lodo de
cal, caliza amorfa.
OOLÍTICA.- Compuesta de pequeños esferas o elipsoides (huevos de
peces – Oolita) de 0,25 a 2,00 mm de diámetro. Ejemplos: Caliza Oolítica.
PISOLÍTICA.- Semejante a la Oolítica, pero con partículas de dimensiones
mayores a 2,00 mm de diámetro. Ejemplos: Caliza pisolítica, pisolita
fosfática.
ESFEROLÍTICA.- Presenta esferas con estructura radiada interna. Ejemplo:
La esferolita de la calcedonia en los sedimentos calcáreas.
SACAROIDE.- Finas equigranular. Ejemplo: Caliza y dolomía sacaroidea.
PORFIROBLÁSTICA.- Cristales más grandes empotrados en una pasta de
grano fino. Ejemplo: Mantos de yeso.
ESTRUCTURA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Son aquellos caracteres distintivos comunes que se estudian mejor en el
campo que en los ejemplares de mano.
Las estructuras de las rocas sedimentarias, a excepción de los estilolitos
y de las estructuras orgánicas, son de origen físico. La característica por
el cual se reconocen inmediatamente en el campo una roca sedimentaria
es su disposición en capas o estratos. Por lo tanto, Estructura
estratificada.
Las estructuras químicas (estilolíticas), son como suturas sismográficas y
excesivamente irregulares.
Las estructuras orgánicas son los relacionados a los fósiles (elementos
más importantes para la interpretación de la edad de una formación de
una roca).
Rocas pre-existentes (ígneas, sedimentarias o metamórficas)
que se encuentran en contacto con la atmosfera, hidrosfera,
y biosfera son alteradas y disgregadas por los agentes
geodinámicos externos (lluvia, viento, sol, seres vivos, etc.
etc.), produciendo restos que son arrastrados por los ríos,
hielo y viento y depositados en regiones determinadas donde
forman sedimentos.
Dado que el proceso de transporte está controlado
esencialmente por la gravedad, estos sedimentos encuentran
estabilidad generalmente en zonas deprimidas.
Cuencas sedimentarias: Sector de la corteza terrestre que
durante un prolongado intervalo de tiempo ha estado
sometido a subsidencia y en el que la sedimentación ha
rellenado parcial o totalmente el hueco dejado por la propia
subsidencia.
En estas cuencas los sedimentos se acumulan y preservan,
formando rocas sedimentarias cuando se compactan y,
eventualmente, se transforman por diagénesis(Proceso en
virtud del cual un sedimento experimenta alteraciones, tanto
en su textura y estructura (compactación, recristalización)
como en su composición (cementación), y se transforma en
una roca sedimentaria).
La principal característica de las rocas sedimentarias es la
estratificación o disposición de las rocas sedimentarias en
sucesivas capas (Estrato: nivel de roca o sedimento que se
depositó en un intervalo de tiempo concreto y que queda
delimitado por superficies -denominadas superficies de
estratificación-originadas por cambios en la sedimentación,
por interrupciones sedimentarias o por ambos factores a la
vez).
Las cuencas sedimentarias pueden ser pequeñas(e.g.,
lagos) o enormes(márgenes continentales) y en función de
ello las acumulaciones de rocas sedimentarias serán
pequeños o enormes. Cuando una cuenca se colmata, deja
de generar rocas sedimentarias. Por tanto, la historia de las
cuencas también puede ser larga o pequeña.
En esta historia influye cuanto material se va acumulando,
pero también la dinámica de la litosfera. Esto último
significa que las cuencas sedimentarias (depresiones
terrestres) están controladas por el movimiento de la
litosfera. Si la litosfera tiende a hundirse(subsidencia), la
cuenca estará funcionando durante el tiempo que dure la
tendencia a hundirse.
Algunas cuencas, particularmente las grandes localizadas en
los márgenes continentales, tienden a pervivir decenas y
hasta centenas de millones de años. Los sedimentos allí
acumulados son enormes, en extensión lateral y en
profundidad (potencia; hasta decenas de km), y por tanto las
rocas sedimentarias allí formadas son muy variadas.
Esta variedad depende muchos factores, como la energía de
los agentes erosivos y elevación de las masas terrestres
adyacentes, la naturaleza de las rocas que son la fuente de
los sedimentos, la profundidad de la cuenca, y la acción de
los seres vivos que viven en las cuencas lacustres y marinas
ya que ellos pueden segregar concreciones minerales (e.g.,
conchas) que igualmente se depositan en las cuencas.
Las rocas sedimentarias se forman en la superficie de la
tierra a partir de la erosión (mecánica, química y
biológica), transporte y sedimentación de detritus de
rocas previas, productos de precipitación química y
productos orgánicos.
Se clasifican en función del tipo de componente más
abundante en detriticas, químicasy orgánicas.
Detríticas: Se forman sedimentación de granos de minerales y
rocas (clastos) transportados desde aéreas fuentes elevadas
a cuencas de sedimentación mediante la acción de corrientes
de agua, hielo y aire (gravedad). Agua es el agente más
importante, y puede transportar desde clastos
pequeños(partículas en suspensión) hasta clastos enormes.
La energía de las corrientes de agua desciende
progresivamente desde las zonas con mayor a menor
pendiente. Los sedimentos más gruesos alcanzan poco
recorrido, depositándose en el curso continental del flujo
relativamente cerca de la cuenca o en la cuenca pero cerca
del continente. Se forman depósitos de rocas sedimentarias
conocidas como conglomerados.
Los clastos de tamaño medio avanzan algo más, formando
areniscas. Finalmente, las partículas más pequeñas
(minerales del grupo de las arcillas) alcanzan la mayor
distancia desde el área fuente, depositándose a gran
profundidad lejos de la costa, formando depósitos de
lutitas.
Los organismos que viven en el mar, al morir, caen a la
base de la cuenca sedimentaria, mezclándose con los
sedimentos y formando parte de las rocas sedimentarias
o formando rocas sedimentarias orgánicas. En general,
si la base de la cuenca es relativamente somera, sus
condiciones redox son oxidantes, por lo que la materia
orgánica se descompone. Sin embargo, si la base de la
cuenca es profunda, como allí donde suelen depositarse
lutitas, las condiciones redox son reducidas y la
materia orgánica no se descompone. Lo mismo ocurre si
la acumulación de materia orgánica es muy elevada,
incluso en zonas someras de cuencas o cuencas someras
como lagos.
Al continuar la sedimentación, las rocas ricas en materia orgánica
son progresivamente sometidas a mayores presiones y
temperaturas (<150/200 ºC), y la materia orgánica se
transforma en carbón(resultado de acumulación masiva de
material vegetal en cuencas someras, como lacustres) o
petróleo(se forma por transformación de plancton marino
depositado en cuencas profundas). El petróleo, al ser líquido,
migra hacia zonas más someras acumulándose en rocas
porosas. La roca sedimentaria lutítica donde se forma se
denomina roca madre, la roca porosa donde se acumula se
denomina roca almacén, y la estructura geológica que haga
posible que el filtrado de petróleo no continúe hasta la superficie
de la tierra se denomina trampa.
Las rocas sedimentarias químicas se forman por
precipitación de sustancias químicas disueltas en el agua
que proceden de la alteración química de las rocas de las
áreas fuente. Cuando estas aguas (soluciones iónicas)
llegan a la cuenca de sedimentación, se mezclan con el
agua de la misma (que, por tanto, es una solución salina
diluida; e.g., el agua del mar). Cuando se produce fuerte
evaporación en estas aguas, la salinidad aumenta, a veces
hasta superar la saturación en una especie salina dada
(sulfato de Ca hidratado (yeso) y cloruros de Na y K (halita y
silvina), formándose salmueras donde precipitan cristales
sales que caen al fondo por gravedad. Estas acumulaciones
de sales forman rocas sedimentarias evaporíticas.
Sal de roca (halita)
El ejemplo más común de precipitación es la de carbonato de
calcio (calcita y, en menor medida, aragonito), que tiene lugar
en una gran variedad de ambientes y forma una gran variedad
de rocas calizas.
Por ejemplo, en las surgencias de aguas subterráneas se
suelen formar travertinos por precipitación súbita de calcita a
partir de estas aguas cargadas en iones de bicarbonato y
calcio. La calcita precipitada se adhiere a la vegetación
desarrollada en la surgencia, formando concreciones a
alrededor de troncos, juncos, hojas etc. Al morir y
descomponerse la materia vegetal, dejan grandes poros, que
confieren a los travertinos su porosidad característica.
El carbonato de calcio disuelto en el agua, sin embargo, no
siempre se precipita por procesos puramente inorgánicos
como el anteriormente descrito.
En la mayor parte de los casos, la precipitación del
carbonato es el resultado del metabolismo de los seres
vivos. Éstos pueden incorporar el carbonato a sus partes
duras, conchas y caparazones, que al morir el ser vivo se
depositan en el fondo de las cuencas sedimentarias. El
ejemplo más evidente son las conchas de lamelibranquios,
gasterópodos, cefalópodos, equinodermos, etc, que
finalmente producen los atractivos las rocas sedimentarias.
Los fósiles se depositan sobre sedimentos que, en muchos
casos, están constituidos por un barro carbonatado formado
por cristales muy pequeños (micrómetros) de calcita
(micrita). Estos cristalitos pueden producirse por
precipitación química inorgánica de calcita a partir del agua
rica en carbonato disuelto, aunque también son el resultado
del metabolismo de microorganismos en un ambiente
acuoso rico en carbonato. Variaciones de temperatura,
salinidad y pH hacen que estos lodos se formen o no. En
cualquier caso, una vez formados se compactan por
acumulación de sucesivas capas de sedimentos formando
rocas carbonatadas.
Las rocas detríticas se clasifican en función del tamaño de
grano mayoritario
conglomerado brecha
arenisca Shale o lutita
Las rocas carbonatadas se clasifican en función del
componente mineral más abundante (calcita CO3Ca y
dolomita(CO3)2CaMg).
Los componentes de las rocas calizas son muy variados
Rocas intermedias
Arenisca calcárea
Las Rocas metamórficas
Presentadas dentro del ciclo de las rocas.
Llamadas también estrato cristalinas o cristalofílicas por la
particularidad de presentarse en bandas o capas de sus
minerales integrantes.
Son aquellos que siendo originalmente ígneas o
sedimentarias han sufrido notables transformaciones en su
composición y estructuras originales (metamorfismo).
Ej.: - El Gneis que deriva del granito o la diorita.
La cuarcita deriva de la arenisca cuarzosa.
El mármol deriva de la caliza, etc.
Roca metamórfica: Pizarra.
Se forman por transformación de rocas previas (ígneas,
sedimentarias o metamórficas) mediante el proceso
denominado metamorfismo(Conjunto de cambios texturales
y mineralógicos que experimenta una roca sometida a
condiciones de presión y temperatura diferentes a las de su
formación, excluyendo los procesos diagenéticos propios de
rocas sedimentarias).
Las nuevas condiciones de presión (P) y temperatura (T) a
que se someten las rocas producen cambios mineralógicos y
texturales que transforman totalmente la roca original. Estos
cambios dependen de P, T, y de la composición de la roca
original (protolito). Esto implica que existen una gran
variedad de rocas metamórficas.
lutita
pizarra
esquisto
CLASES DE METAMORFISMO Las rocas metamórficas se forman por diversos procesos, según
las cuales el metamorfismo tiene el nombre respectivo:
METAMORFISMO DINÁMICO.- Cuando son los cambios químicos las
que determinan la formación de nuevos cristales.
METAMORFISMO TERMICO.- Cuando la temperatura elevada es la
principal causa del metamorfismo.
METAMORFISMO DE CONTACTO.- Cuando las rocas originales en
contacto con intrusivos ígneos (metasomatismo) se transforman por la
acción del calor y los fluidos circulantes.
METAMORFISMO REGIONAL.- Cuando operan en forma conjunta
todos los agentes del metamorfismo en una extensa región.
TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS
A la textura y estructura de las rocas metamórficas se consideran
sinónimas de TRAMA. Estos pueden ser:
TRAMAS CATACLÀSTICAS.- Apariencia de hilillos o más o menos rayada.
Ej.: La milonita.
TRAMAS HORNFÈLSICAS.- Carácter manchado, entrecruzado. Ej.: La
hornfels.
TRAMAS GRANULOSAS.- Granos paralelos, bandeadas y rayadas. Ej.: El
Gneis.
TRAMAS PROFIROBLÀSTICAS.- Donde ocurren minerales metamórficas
relativamente grandes o porfiroblastos en una matriz de granos más
pequeños (varios).
TRAMAS ESQUISTOSAS O EXFOLIADAS.- Rocas con exfoliación
(paralelismo de minerales lamelares), apariencia de hojuelas y lineales. Ej. :
Pizarras, esquistos, filitas, etc.
Cuando una cuenca de sedimentación se encuentra en los
límites de una placa litosférica que subduce, se introducen
en la tierra hasta grandes profundidades (decenas de km).
Comparado con la superficie de la tierra, la temperatura y
presión (denominada litoestática) son más elevadas a
estas profundidades (hasta cientos de grados
centígrados y hasta decenas de kbar o miles de MPa,
respectivamente).
Esto impone unas condiciones fisico-químicas tales que
hace que los minerales (o, mejor dicho, las asociaciones de
minerales) que forman las rocas sedimentarias no sean
estables en estas nuevas condiciones y tiendan darse
reacciones químicas entre los minerales de las rocas
parentales que forman nuevas asociaciones de minerales
que reconstituyen la materia totalmente, o lo que es lo
mismo, la roca recristaliza. La roca así recristalizada es
una roca metamórfica.
El proceso de recristalización afecta no sólo a las rocas
de la pila sedimentaria que se introduce en el interior de
la Tierra. También afecta a las rocas de su basamento, o
sea, a las rocas preexistentes sobre las que se
depositaron las rocas sedimentarias y que también son
introducidas en el interior de la Tierra. Estas rocas son,
generalmente, ígneas y/o metamórficas y, dado que sus
asociaciones de minerales ígneos son igualmente
inestables bajo las nuevas condiciones a que son
sometidos, también recristalizan y forman otras rocas
metamórficas.
Por tanto, la naturaleza de las nuevas asociaciones de
minerales así formadas dependerá de la naturaleza
(composición mineral y química) de la roca parental
(también llamada protolito) y de las condiciones de
temperatura y presión (profundidad) alcanzadas durante la
recristalización.
Aunque las rocas metamórficas tienen asociaciones de
minerales distintas de las que caracterizan a las rocas
parentales (ígneas, sedimentarias o metamórficas), existen
algunas excepciones. Si las rocas parentales estaban
constituidas por un solo mineral (e.g., calcita -caliza-, cuarzo
-arenisca cuarzosa-), la nueva roca metamórfica estará
constituida por el mismo mineral (calcita -mármol-, cuarzo -
cuarcita-). Pero, en cualquier caso, habrán sufrido
recristalización, lo que significa que los granos minerales
individuales de cuarzo (o de calcita) no son los mismos que
los que existían en la roca parental.
Por otro lado, el proceso de introducción de pilas
sedimentarias en el interior de la tierra solo es posible si
existen fuerzasque lo lleven a cabo. Estas fuerzas
geodinámicas suponen la existencia de campos de
esfuerzos anisótropos (presiones dirigidas) que imprimen
a las rocas deformación.
La deformación se denota por estructuras(e.g., fracturas,
pliegues, foliaciones,...) y por la orientación preferencial
de los granos minerales crecidos antes o durante la
deformación de la roca que acompaña su recristalización.
Los granos minerales crecidos antes o durante la
deformación adquieren una forma no ecuante(no
esférica) y orientación tal que sus mayores dimensiones
se alinean perpendicularmente al esfuerzo principal
mayor, dando lugar a foliaciones (denotada por
superficies de exfoliación, como la pizarrosidad).
Por tanto, los tipos de rocas metamórficas dependen de
la composición mineralógica y química de la roca
parental(protolito), de las condiciones de presión y
temperatura alcanzadas durante la recristalización, y de
la deformación sufrida.
Aunque hay muchos tipos, las rocas metamórficas más
importantes se puede dividir en dos grandes grupos en
función del proceso que las forma (i.e., del tipo de
metamorfismo)
Rocas de metamorfismo regional, denominado así
porque afecta a grandes sectores de la litosfera que,
cuando se exhuman, conforman grandes terrenos
metamórficos. Así, cuando por ejemplo una lutita de la
placa litosférica que subduce es introducida en el interior
de la tierra, los minerales arcillosos reaccionan, se
destruyen y forman otros minerales. La textura también
cambia, ya que los nuevos minerales forman granos de
tamaño de grano mayor que los anteriores y se orientan
según superficies de aplastamiento orientadas según el
campo de esfuerzos a que es sometida la roca durante el
proceso de subducción (perpendicularmente al esfuerzo
principal mayor).
Estas transformaciones de una lutita producen nuevas rocas,
como la pizarra(a temperaturas bajas, 200-300 ºC), filita
(300-400 ºC) o el esquisto (400-600 ºC).
La superficie paralela a la cual se oriental los minerales se
denomina pizarrosidad o esquistosidad, aunque de forma
general se conoce como foliación. A favor de estas
superficies la roca muestra una debilidad mecánica que
permite que sea exfoliable en capas finas.
Si la roca es un granito, se produce un gneiss.
Si la roca es un basalto, se producen esquistos verdes,
anfibolitas, granulitas, esquistos azules, y eclogitas.
Si la roca es una peridotita, se produce una serpentinita.
Las rocas de metamorfismo de contacto son de extensión
volumétrica limitada dado que se forman alrededor de
cuerpos magmáticos intrusivos (plutones) encajados en rocas
más superficiales y, por tanto, más frías que el magma del
cuerpo intrusivo.
El magma de estos cuerpos transfiere calor a las rocas de su
alrededor, mayoritariamente por conducción, lo que genera su
calentamiento alrededor del plutón. El calentamiento, a su vez,
dispara reacciones químicas entre los minerales de las rocas
preexistentes (ígneas, sedimentarias o metamórficas), lo cual
forma una aureola de rocas metamórficas alrededor del
plutón.
Dada la mala conductividad térmica de las rocas, se
produce un gradiente de temperatura de forma que la
temperatura cerca del contacto con el cuerpo ígneo es
mayor que la que caracteriza zonas alejadas del contacto.
Por ello, las asociaciones minerales formadas cerca del
plutónson distintas de las formadas lejos de él, y por
ello las rocas neoformadasson distintas. Por ejemplo, si
las rocas donde está encajado el plutón son lutitas, se
forman corneanas, que contienen asociaciones minerales
con andalucita y cordierita, estables bajo las nuevas
condiciones de temperatura. Aunque la distribución de
andalucita y cordierita será distinta a lo largo de la aureola
(cerca del contacto, cordierita+andalucita, a más distancia,
solo andalucita).
Pizarra y filita. Rocas pelíticas de grano muy fino a fino. Está compuestas esencialmente de filosilicatos (micas blancas, clorita,...) y cuarzo
(si es muy abundante puede denominarse entonces cuarzofilita); los feldespatos (albita y feldespato potásico) también suelen estar
presentes. Este tipo de roca presentan foliación por orientación preferente de los minerales planares(filosilicatos), y son fácilmente fisibles.
Esquisto. Roca pelítica de grano medio a grueso y con foliación marcada (en este caso de denomina esquistosidad). Los granos minerales
pueden distinguirse a simple vista (en contra de las filitas y pizarras). Los componentes más abundantes son moscovita, biotita, plagioclasas
sódicas, clorita, granates, polimorfos del silicato de aluminio (andalucita, silimanita, distena), etc. A veces pueden tener altas concentraciones
de grafito, por lo que toman un color oscuro (al igual que las pizarras y filitas).
Gneiss. Rocas cuarzo feldespática de grano grueso a medio, con foliación menos marcada que en los esquistos debido a la menor
proporción de filosilicatos (esencialmente moscovita y/o biotita). Para definir una roca como gneiss debe contener más de un 20 % de
feldespatos. Su origen es diverso, pudiendo derivar tanto de rocas ígneas (ortogneisses) como sedimentarias (paragneisses); algunos
gneisses se producen en condiciones de alto grado por fusión parcial de esquistos u otros gneises, denominándose gneises migmatíticos.
Anfibolita. Roca compuestas esencialmente por anfíboles (en general hornblenda) y plagioclasade composición variable. La esquistosidad
no suele estar muy desarrollada, aunque los prismas de anfíbol suelen estar orientados linealmente (lo cual genera lineación). Proceden en
su mayoría de rocas ígneas básicas (ortoanfibolitas) y margas (paraanfibolita).
Mármol. Roca de grano fino a grueso compuesta esencialmente por carbonatos (calcita y/o dolomita) metamórficos. Normalmente, los
mármoles no presentan foliación, debido a la ausencia o escasez de minerales planares. Su estructura es variada, aunque abundan la
masiva y bandeada, y su textura es típicamente granoblástica. Su color es muy variado, desde blanco, gris, rosa a verde. Resultan de la
recristalización de rocas calizas de cualquier tipo, por lo que no pueden observarse los componentes originales como bioclastos, oolitos, etc.
Los mármoles no deben confundirse con calizas esparíticassedimentarias, que sí presentan los componentes originales, aunque más o
menos modificados por los procesos diagenéticos. De hecho, gran parte de las rocas que comercialmente se conocen con el nombre de
mármol, son rocas carbonatadas sedimentarias.
Cuarcita. Roca de grano medio a fino, constituida esencialmente por cuarzo (más del 80 %) y algo de micas y/o feldespatos. Las cuarcitas
derivan de rocas sedimentarias detríticas ricas en cuarzo (areniscas cuarcíticas) con las que no deben confundirse. Son rocas masivas o
bandeadas, sin foliación marcada y textura granoblástica deformada o no.
Corneana. Roca no esquistosa desarrollada por metamorfismo de contacto sobre rocas originariamente pelíticas. La composición mineral es
muy similar a la de los esquistos, aunque presentan algunas diferencias mineralógicas, como cordierita y andalucita. La textura es
granoblástica, la estructura generalmente masiva masiva y la fábrica no orientada. Cuando una roca metamórfica es de contacto suele ser
adjetivada con el término “corneánico/a”, independientemente que su composición sea o no pelítica(e.g., mármoles corneánicos).
Serpentinita. Roca compuesta esencialmente por minerales del grupo de la serpentina (antigorita, crisoltilo, lizardita...), con proporciones
variadas de clorita, talco, y carbonatos (calcita, magnesita). Son rocas generalmente masivas, aunque pueden presentar ciertobandeado
composicional. Proceden de rocas ultrabásicas, constituidas esencialmente por olivino y piroxenos, hidratadas durante
Pizarras, esquistos, gneiss
Corneana, mármol, anfibolita, serpentinita
hornfels marmol
anfibolita serpentinita
Metamorfismo de Enterramiento
Metamorfismo Dinámico
Metamorfismo de Impacto
. EL CICLO DE LAS ROCAS
- Todas las rocas ígneas se han formado por la cristalización de un magma.
- Los procesos externos de la meteorización, denudación y erosión; atacan toda clase de
rocas, para formar a los sedimentos, los cuales por litificación pasan a constituir las rocas
sedimentarias.
- Tanto las rocas sedimentarias como las ígneas, por procesos de metamorfismo pueden
convertirse en rocas metamórficas.
- Los materiales rocosos pueden fundirse parcial o totalmente, para formar nuevos magmas,
completándose así el ciclo evolutivo de las rocas.
- ÌGNEAS SEDIMENTARIAS METAMÒRFICAS ÌGNEAS
Salida de
campo jóvenes
PRIMER CONTROL DEL CURSO
