introducción a la geología - pedro reyes

ESCUELA POLITCNICA NACIONAL

DEPARTAMENTO DE GEOLOGA

INTRODUCCIN A LA GEOLOGA

Autor: Ing. PEDRO REYES BENTEZ

CONTENIDO INTRODUCCIN1 ORIGEN Y EVOLUCIN DEL PLANETA TIERRA5 MINERALOGA.18 ROCAS SEDIMENTARIAS..29 ROCAS GNEAS..38 ROCAS METAMRFICAS...52 ESTRUCTURAS DE LAS ROCAS..54 TECTNICA DE PLACAS.66 SISMICIDAD....99 VOLCANISMO...111 METAMORFISMO.122 PROCESOS DE METEORIZACIN..135 PROCESOS GRAVITACIONALES..146 PROCESOS HIDROGEOLGICOS...154 PROCESOS DE LNEA DE COSTA..174 PROCESOS GLACIARES..183 PROCESOS ELICOS.194 TIEMPO GEOLGICO202 BIBLIOGRAFA.213

ESCUELA POLITCNICA NACIONAL INTRODUCCIN A LA GEOLOGA

GEOLOGA Geo = Tierra Logos = Tratado Estudia el planeta Tierra Identificacin, descripcin y clasificacin de los materiales que la conforman.

o Minerales o Rocas

Procesos que dieron origen a estos materiales y que actual-mente los modifican.

o Internos o Externos

Forma de la superficie terrestre y su variacin en el tiempo (Figura 1). Fuerzas fsicas que actan en la tierra (Ejemplo: movimientos continentales). La qumica de estos materiales. Las formas de vida pasadas en forma de vestigios fsiles. Historia y evolucin de la tierra o una parte de ella.

Figura 1. Diferentes formas de la superficie terrestre.

METODOLOGA Reconocimiento de materiales (minerales y rocas). Identificacin de la estructura y forma de los mismos. Cartografa de materiales y estructuras sobre la superficie (mapas). Estudios de los ambientes de formacin de rocas y minerales. Estudios de laboratorio. Determinacin de su edad (dataciones y evidencia fsil).

PEDRO REYES BENTEZ [email protected] 1


CIENCIAS DERIVADAS MINERALOGA: Formacin, ocurrencia, propiedades, composicin, clasificacin y aplicacin de los minerales.

PETROGRAFA: Composicin, caractersticas y clasificacin de las rocas. PETROLOGA: Origen, ocurrencia, estructura e historia de las rocas. SEDIMENTOLOGA: Procesos de formacin, clasificacin y origen de los sedimentos.

TECTNICA: Historia de la deformacin y estructuras en las rocas. Se relaciona con la Geologa Estructural, la cual enfatiza en la estructura interna y externa de la roca. CARTOGRAFA: Tcnicas de elaboracin e interpretacin de mapas (geolgicos, estructurales, geomorfolgicos, etc.). PALEONTOLOGA: Identifica-in, caracterizacin y clasificacin de la evidencia fsil y su ambiente de formacin. GEOHIDROLOGA: Bsqueda, evaluacin y aprovechamiento de las aguas subterrneas.

GEOQUMICA: Distribucin, circulacin, ciclicidad y cantidad de elementos qumicos e istopos en la naturaleza. GEOFSICA: Estudio cuantitativo de las propiedades fsicas de las rocas.

SISMOLOGA: Estudio de la sismicidad (terremotos) relacionada con la generacin de ondas ssmicas.

VULCANOLOGA: Origen, causas y naturaleza del fenmeno volcnico.

GEOMORFOLOGA: Estudio de la forma y configuracin de la superficie terrestre. FOTOINTERPRETACIN: Tcnicas de interpretacin de imgenes generadas por sensores remotos (fotografas areas, satlites, radar). METALOGENIA: Estudio de la gnesis de los depsitos minerales en la corteza.

GEOLOGA DE MINAS: Bsqueda, caracterizacin y evaluacin de los depsitos minerales y sus formas de explotacin.

GEOLOGA DEL PETRLEO: Origen, migracin y acumulacin de petrleo y gas relacionado con el descubrimiento de un depsito comercial. GEOLOGA AMBIENTAL: Aplicacin de los principios geolgicos a la solucin de los problemas creados por la accin del hombre sobre la naturaleza.



APLICACIONES INGENIERILES

Estudios Geolgicos aplicados a la construccin de obras civiles (carreteras, puentes, represas) (Figura 2).

Figura 2. Aplicaciones de la geologa en la construccin de represas.

Prospeccin, exploracin y explotacin de minerales metlicos y no metlicos

para la industria (Figura 3).

Figura 3. Aplicacin de la geologa en la bsqueda de minerales valiosos como piedras preciosas.

Prospeccin, exploracin y explotacin de materiales de construccin.

Prospeccin, exploracin y explotacin de hidrocarburos (Figura 4).

Figura 4. Explotacin de hidrocarburos.



Prospeccin, exploracin y explotacin de aguas subterrneas.

Prospeccin, exploracin y explotacin de energa geotrmica (Figura 5).

Figura 5. Fuentes manantiales calientes naturales.

Anlisis de vulnerabilidad frente a fenmenos naturales (ssmicos, volcnicos,

movimientos de terreno, erosin) (Figura 6).

Figura 6. Fenmenos naturales. (Izquierda) Volcanismo. (Derecha) Sismicidad.

Anlisis de problemas ambientales.


ESCUELA POLITCNICA NACIONAL INTRODUCCIN A LA GEOLOGA ORIGEN Y EVOLUCIN DEL PLANETA TIERRA

ORIGEN Y EVOLUCIN DEL PLANETA TIERRA El escenario hipottico planteado parte de la teora del Big Bang, que representa el modelo ms coherente y aceptado en la actualidad.

Figura 1. Formacin del sistema solar de acuerdo con la hiptesis de nebulosa primitiva (A) Nube de polvo y gases nebulosa empez a colapsarse gravitacionalmente (B) Nebulosa se contrae en forma de disco por conversin de energa gravitacional en energa trmica (C) Enfriamiento de la nebulosa provoc condensacin de los materiales (D) Colisiones permanentes generaron

agregacin de la materia (E) En pocos millones de aos se formaron los planetas.

Hace unos 15000 a 12000 millones de aos una inmensa explosin lanz hacia el

exterior toda la materia (exclusivamente H y He) del universo a gran velocidad. La condensacin posterior de los materiales permiti el nacimiento de galaxias y estrellas entre ellas la Va Lctea donde se desarrolla la tierra.

El origen de la tierra y el sistema solar estara ligado a la hiptesis de la nebulosa

primitiva, la cual sugiere que este sistema se form a partir de una enorme nube de rotacin llamada nebulosa solar (Figura 1). Por medio de fusin nuclear producida en las estrellas nacientes, el hidrgeno y el helio se transforman en los otros elementos.



Hace aproximadamente unos 5000 millones de aos esta inmensa nube de gases y partculas, la cual giraba en forma de espiral, empez a contraerse debido a las interacciones gravitacionales entre sus partculas.

Posteriormente adopt una forma de disco (observaciones similares en otras

estrellas) con una importante concentracin de material. La energa gravitacional se convirti en energa trmica aumentando la temperatura en el interior de la nebulosa (Figura 1).

La formacin del Sol (Figura 1) marc el fin del perodo de contraccin y

calentamiento gravitacional, por lo tanto, la temperatura empez a disminuir y los elementos comenzaron a unirse en forma de masas rocosas, las cuales por medio de colisiones repetidas formaron masas cada vez ms grandes, llamadas protoplanetas, que en unas pocas decenas de millones de aos crecieron hasta convertirse en los cuatro planetas interiores (Mercurio, Venus, Tierra y Marte).

A causa de las temperaturas relativamente altas (debido al impactos de restos de

nebulosa an no adheridos) y los campos gravitacionales dbiles en estos planetas, los elementos ligeros como H y He migraron hacia el exterior, donde se desarrollaban los planetas exteriores, los cuales debido a sus bajas temperaturas e importante gravedad superficial, acumularon materiales menos densos como hielos (agua, dixido de carbono, amonaco, metano) y elementos como H y He, lo cual explica su menor densidad y mayor volumen.

EL ORIGEN DE LA TIERRA A medida que se acumulaba material para formar la tierra, sumado al impacto a

gran velocidad de restos de la nebulosa, el aumento de la temperatura provoc la fusin del hierro y el nquel, los cuales empezaron a migrar hacia el interior, mientras los elementos menos densos (oxgeno, silicio, aluminio, etc.) y metales pesados solubles (oro, plomo, uranio, etc.) empezaron a migrar hacia el exterior.

Esta diferenciacin qumica permiti la salida de grandes cantidades de

compuestos gaseosos de baja densidad, los cuales formaron la atmsfera primitiva y permitieron el desarrollo de la vida.

Edades de las rocas terrestres ms antiguas oscilan entre 3700 a 4000 Ma

(encontradas al Noroeste de Canad), lo cual indica que la corteza primitiva se ha perdido a causa de la erosin y otros procesos geolgicos.

CARACTERSTICAS GEOMTRICAS DE LA TIERRA

Distancia media al sol: 149 x 106 km Perodo de revolucin: 365,256 das Perodo de rotacin: 23h, 56min, 4.1s Inclinacin axial: 23 27 Radio Ecuatorial: 6378 km



Radio Polar: 6357 km Masa: 5967 x 1027 gramos Volumen: 1083 x 1027 cm3 Superficie total: 510 x 106 km2 Superficie tierra emergida: 149 x 106 km2 Superficie bajo los ocanos: 360 x 106 km2 Altitud media tierra emergida: 840 m Profundidad media ocanos: 3900 m

Figura 2. Perfil comparativo de la superficie terrestre, desde las zonas ms profundas bajo los ocanos hasta las cumbres ms

altas en las cadenas montaosas.

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA La segregacin de materiales tuvo como resultado la formacin de tres capas definidas por su composicin qumica: la corteza, el manto y el ncleo. Las propiedades fsicas permiten clasificar las capas internas como: litosfera, astenosfera, mesosfera y ncleo. EVIDENCIAS DE LA ZONACIN INTERNA DE LA TIERRA Superficialmente se observa una zonacin general formada por materiales de

diferente densidad como la atmsfera, hidrosfera y litosfera. La atmsfera se encuentra formada por al menos cinco capas (Figura 3) de

diferentes densidades y composiciones (troposfera, estratosfera, ionosfera y exosfera).

La zonacin interna del planeta puede ser demostrada al comparar la densidad

media de la tierra 5.54 g/cm3 con el valor de la densidad media observada en la superficie terrestre 2.8 g/cm3.

Evidencia sismolgica dejada por ondas ssmicas al atravesar la parte interna de la

tierra (generada por terremotos). Extrusin reas volcnicas de materiales de diferentes densidades y composiciones

a superficie (gases, agua y rocas de diferentes densidades).



Figura 3. Divisin de la atmsfera en diferentes niveles.

FORMAS DE SONDEO DEL INTERIOR DE LA TIERRA El conocimiento del interior del planeta Tierra, procede del estudio de las ondas ssmicas P y S generadas tanto naturalmente (terremotos) como artificialmente (explosiones nucleares y otros).

Figura 4. La energa ssmica viaja en todas las direcciones desde el foco. Las ondas se transmiten en forma de frentes de onda en todas direcciones. Los rayos son perpendiculares a estos frentes.



Los terremotos son movimientos vibratorios de la tierra producidos por la liberacin sbita de una gran cantidad de energa acumulada en rocas sometidas a esfuerzos de tensin. La energa se manifiesta en forma de ondas ssmicas cuyos frentes de onda se propagan en forma concntrica (en todas las direcciones, Figura 4) respecto al foco de emisin o hipocentro.

Figura 5. Esquema indicativo del movimiento de la onda P (izquierda) y onda S (derecha).

Las principales ondas se llaman longitudinales o P. Estas ondas vibran hacia

atrs y hacia delante (Figura 5) con desplazamientos paralelos a la direccin de movimiento de la onda. Son capaces de propagarse a travs de slidos y lquidos de comportamiento elstico (recuperan su forma original).

Figura 6. Trayectoria de las indas P y S en el interior de la tierra. Cualquier punto situado a ms de 105 del epicentro del terremoto no recibir ondas S, debido a que el ncleo no las transmitir, aunque tampoco hay ondas P hasta los 140 (zona de

sombra).

Las ondas transversales S o de cizalla se propagan en forma perpendicular a la direccin de la onda (Figura 5) y son ms lentas que las P en todos los materiales. Estas ondas no se propagan en los materiales lquidos porque estos no se deforman, sino que nicamente fluyen.



La velocidad de las ondas ssmicas depende de la densidad y elasticidad de los materiales que atraviesan, viajando ms rpidamente en materiales ms rgidos y ms lentamente en materiales poco consolidados.

Cuando las ondas ssmicas pasan de un material a otro a travs de una

discontinuidad (lmite entre dos materiales diferentes), pueden reflejarse o refractarse dependiendo de las propiedades fsicas y qumicas de las capas.

El registro de las ondas ssmicas se realiza en instrumentos llamados sismgrafos

(Figura 6). Los datos sismolgicos recogidos han permitido detectar los cambios de velocidad entre las distintas ondas provenientes de un terremoto en diferentes estaciones ssmicas ubicadas a lo largo de la superficie terrestre.

DISCONTINUIDADES

CAPAS PROFUNDIDAD DENSIDAD DISCONTINUIDADES 0 2,8

CORTEZA CONRAD 37 km (5 70 km) 3,3

MOHOROVICIC MANTO

SUPERIOR 37 km (5 70 km) 4,3

660 km LMITE M. SUP M. INF

MANTO INFERIOR

2900 km 5,5

GUTENBERG 2900 km 10,0

NCLEO EXTERNO

5170 km 12,3

LEHMANN o WIECHERT 5170 km 13,3

NCLEO INTERNO

6386 km 13,6

Tabla 1. Indica las principales discontinuidades y la variacin de las densidades.

CONRAD: Se encuentra en la corteza continental y separa la corteza superior con densidad 2.8 g/cm3 de la corteza inferior con densidad de 3.3 g/cm3. MOHOROVICIC: Se ubica a profundidades de 5 10 km en el fondo marino y entre 35 70 km en los continentes, marcando el lmite corteza manto. Representa un cambio composicional. GUTENBERG: Se encuentra alrededor de los 2900 km de profundidad y marca el lmite manto ncleo.



LEHMANN o WIECHERT: Esta discontinuidad se encuentra unos 5170 km de profundidad y separa el ncleo interno del externo. LMITE LITOSFERA ASTENOSFERA: Se localiza alrededor de los 200 km de profundidad y marca el lmite entre una zona rgida (litosfera) y una algo plstica (astenosfera). LMITE MANTO SUPERIOR INFERIOR: Se ubica unos 660 km de profundidad. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA EN BASE A SU COMPOSICIN QUMICA

Figura 7. Estructura interna de la Tierra. Hacia el lado izquierdo del globo se observa la divisin del globo de acuerdo a la composicin qumica. En el lado derecho se presenta la subdivisin basada en las propiedades fsicas.



CORTEZA Constituye la capa ms externa y ms delgada de las divisiones terrestres, cuyo espesor oscila entre 5 (corteza ocenica) a 70 km (corteza continental). La corteza ocenica tiene un espesor que vara entre 5 a 15 km. Se encuentra formando parte del lecho de los ocanos (bajo unos 4 km de agua y varios centenares de metros de sedimentos). Las rocas de la corteza ocenica son generalmente ms jvenes (menos que 180 Ma) y ms densas (alrededor de unos 3 g/cm3) que las rocas de corteza continental. Est formada por rocas gneas de color oscuro denominadas basaltos con bajo contenido de Si K Na y se caracteriza por presentar una composicin qumica relativamente homognea. La corteza continental tiene un espesor que vara entre 35 a 70 km y se encuentra formando las masas continentales sobre el nivel marino. Las rocas de la corteza continental tienen una densidad media de 2.7 g/cm3 y algunas superan los 4000 Ma de antigedad. De acuerdo con la informacin ssmica se estima que la composicin media de la parte superior de la corteza continental es similar a la de las rocas gneas flsicas tipo granodiorita, rica en Na, K y Si. La parte inferior (bajo la discontinuidad de CONRAD) se aproxima a la de los basaltos, indicando una heterogeneidad muy importante. Rocas sedimentarias en conjunto con rocas gneas volcnicas, dominan la parte superficial, mientras que rocas gneas intrusivas y una importante cantidad de rocas metamrficas dominan las partes inferiores de la corteza continental.

COMPOSICIN MEDIA (%) COMPONENTE CORTEZA

CONTINENTAL ( GRANODIORITA)

GRANITOS BASALTOS

(C. OCENICA) ROCAS

ARCILLOSAS

SiO2 61.9 72.3 50.8 55.1 TiO2 0.8 0.3 2.0 0.1 Al2O3 15.6 14.0 14.1 16.3 Fe2O3 2.6 0.9 2.9 4.2 FeO 3.9 1.5 9.1 1.9 MnO 0.1 0.05 0.2 0.05 MgO 3.1 0.5 6.3 2.5 CaO 5.7 1.4 10.4 4.7 Na2O 3.1 3.1 2.2 0.7 K2O 2.9 5.1 0.8 3.0 P2O5 0.3 0.15 0.2 0.11 H2O - 0.6 0.9 5.2 CO2 - - - 4.0

Tabla 2. Indica la composicin qumica de ciertos materiales de la corteza.

De acuerdo con la tabla 2 son pocos los elementos que conforman la mayor parte de la corteza. El oxgeno conforma alrededor del 50% en peso de las rocas y cerca del 90% del volumen de stas. El Si forma alrededor del 25% en peso y menos del 2% en volumen, mientras que otros elementos como el Al, Fe, Mg, etc. forman menos del 25% en peso y menos del 2% en volumen. La composicin media de la corteza



continental es menos silcea que el granito y ms que el basalto, pero muy similar a las rocas arcillosas. MANTO Constituye una capa gruesa de rocas de bajo contenido de Si que se extiende desde la base de la corteza (Moho) hasta el ncleo externo lquido, formando aproximadamente el 82% del volumen terrestre. La informacin acerca de la composicin del manto procede de datos experimentales y del material trado a la superficie por la actividad volcnica (mximo de hasta unos 200 km en profundidad). Se describe como una capa rocosa slida de comportamiento elstico, cuya porcin superior estara formada por rocas tipo peridotitas, que contienen Fe y silicatos ricos en Mg (olivino, piroxeno y menores cantidades de granate). Se divide en manto superior (equivalente a la Astenosfera) el cual se extiende desde la base de la corteza hasta una profundidad de 660 km y manto inferior (equivalente a la Mesosfera) hasta el lmite manto ncleo (discontinuidad de Gutenberg).

Figura 8. Variaciones de velocidad en las ondas P y S. Cambios bruscos se observan en la discontinuidad Mohorovicic, a 410 km

y a 660 km. Se observa un descenso de velocidad en el lmite manto ncleo y entre el ncleo externo e interno.

Aproximadamente a unos 410 km de profundidad (Figuras 8 y 9) se produce un cambio de fase (cambio en la estructura cristalina de un mineral por efectos de la presin y temperatura) a una forma cristalina ms densa (mineral olivino mineral espinela) que se manifiesta por el aumento de las velocidades ssmicas. A los 660 km se produce un fenmeno similar de cambio de fase (mineral espinela mineral perovskita, del cual se piensa es el ms abundante en el manto).



Figura 9. Comparacin entre estructuras cristalinas del olivino (menos compacta) y espinela (ms compacta).

Los ltimos 200 km cerca del contacto manto ncleo existe la capa D (Figura 8) donde las ondas ssmicas experimentan un notable descenso en las velocidades, debido posiblemente a zonas de roca parcialmente fundida. Esta zona permitira un efectivo flujo de calor desde el ncleo al manto y estara tentativamente relacionada con la actividad volcnica asociada con los puntos calientes. NCLEO Constituye la esfera central densa de la tierra con un radio de 3486 km y un volumen cercano a la sexta parte del volumen total del planeta y cerca de la tercera parte de la masa total. La densidad media del ncleo es aproximadamente 11 g/cm3 y la temperatura podra superar los 6700 C. De acuerdo con datos acerca de la composicin de los meteoritos y tomando en cuenta que la composicin media de la corteza manto presenta un porcentaje de hierro menor que los mismos, se cree que el interior de la tierra se encuentra enriquecido en este metal pesado, adems de un 10% de nquel y menores cantidades de elementos ligeros como oxgeno, azufre y carbono. La presencia del Fe en el interior provendra de la concentracin de metales pesados hacia el centro despus de la fusin de una homognea masa terrestre en sus inicios. Posteriormente se cree que todo el ncleo se encontraba en estado lquido. La formacin del ncleo interno cristalizado se debera por tanto a un enfriamiento gradual, mientras que el ncleo externo lquido pasara en un futuro a cristalizar de la misma manera.



ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA EN BASE A SUS PROPIEDADES FSICAS La Tierra puede dividirse en cinco capas principales segn sus propiedades fsicas (Figura 7 y 11): Litosfera: Forma una capa fra y slida con composiciones qumicas notablemente

diferentes y tiende a actuar como una unidad rgida que incluye la corteza y parte del manto superior. Presenta un espesor que oscila entre los 100 km y los 250 km en las partes ms antiguas de la corteza continental. Bajo los ocanos es ms delgada, alcanzando los 100 km de espesor en las zonas ms antiguas y fras.

Astenosfera: Se encuentra directamente bajo la litosfera (660 km) y presenta una

contextura dbil y plstica. Hacia la parte superior ciertas condiciones de P y T generan una zona de fusin parcial, la cual permite un movimiento independiente entre la litosfera y astenosfera.

Mesosfera (equivalente al manto inferior): Se encuentra a una profundidad entre

660 y 2900 km. Forma una capa ms rgida y resistente, aunque debido a las altas temperaturas, se espera un comportamiento plstico.

Ncleo externo e interno: El ncleo en general est compuesto por una aleacin

hierro nquel y se divide en dos regiones que exhiben comportamientos mecnicos diferentes. El ncleo externo es una capa lquida de 2270 km de espesor y se caracteriza por un flujo convectivo de hierro que genera el campo magntico. El ncleo interno tiene un radio de 1216 km y se comporta como un slido debido a las altas presiones.

El interior de la Tierra se caracteriza en general por un aumento gradual de la temperatura, presin y densidad en profundidad (Figura 10).



Figura 10. Variacin de las propiedades fsicas de la tierra hacia el interior. Observe los cambios de la velocidad ssmica, temperatura, gravedad, densidad y presin.



Figura 11. Grficos complementarios que indican las subdivisiones de la tierra de acuerdo a las propiedades fsicas y qumicas.


ESCUELA POLITCNICA NACIONAL INTRODUCCIN A LA GEOLOGA MINERALES

MINERALOGA Mineral = mineral; ologa = el estudio de Estudia los minerales: formacin, ocurrencia, propiedades, composicin y clasificacin. MINERAL Constituyen los componentes bsicos de las rocas. Para ser considerado como mineral un determinado material terrestre, debe presentar las siguientes caractersticas:

- Aparecer de forma natural - Cuerpo slido - Inorgnico - Composicin qumica definida (puede variar dentro de unos lmites) - Propiedades fsicas definidas - Poseer una estructura interna ordenada (tomos dispuestos segn un modelo

definido) Los componentes bsicos de los minerales constituyen los elementos (Figura 1).

Figura 1. Tabla peridica de elementos.



ELEMENTO Es representado por un gran cmulo de tomos elctricamente neutros, que tienen todos el mismo nmero atmico, es decir, poseen igual nmero de protones (en el ncleo) y electrones (en sus rbitas). Los elementos se combinan entre s para formar sustancias y cuando lo hacen en proporciones definidas forman compuestos y minerales. TOMO Es la partcula ms pequea de la materia que conserva las caractersticas de un elemento. Consta de una regin central llamada ncleo compuesta por protones (partculas con carga elctrica positiva) y neutrones (partculas con carga elctrica neutra) y una regin externa formada por electrones que viajan a grandes velocidades y tienen carga elctrica negativa (Figura 2).

Figura 2. Estructura del tomo. Representacin planar de los componentes del tomo (izquierda) y grfico tridimensional donde se observan las distintas esferas de energa (derecha).

ISTOPO

Son los tomos de un mismo elemento que presentan el mismo nmero de protones pero distinto nmero de neutrones, lo cual incrementa su peso atmico. Por ejemplo, el elemento Fe normalmente tiene un nmero atmico de 26 (26 electrones, 26 protones y 26 neutrones), mientras que sus istopos presentan 28, 30, 31 y 32 neutrones en su masa haciendo que el peso atmico medio de este elemento (considerando que los istopos se encuentran en porcentajes muy bajos) sea ligeramente superior a la suma de los protones y neutrones de un hierro normal (26 + 26 = 52; peso atmico del Fe = 55.85).

Figura 3. Representacin de los istopos de Carbono 12, 13 y 14 con sus respectivos neutrones y protones en el ncleo.



Los tomos e istopos de un mismo elemento suelen agruparse en conjunto y en las mismas proporciones dentro de un mineral. Al ser los ncleos de algunos istopos relativamente inestables con el tiempo, se produce el fenmeno de desintegracin radiactiva durante el cual los ncleos inestables de descomponen espontneamente a velocidades uniformes, emitiendo partculas subatmicas o energa electromagntica similar a los rayos X. Esta caracterstica permite medir la edad de formacin de un determinado mineral, por medio de la estimacin de la cantidad de istopos desintegrados a una velocidad conocida (Ej. C14 C12, Figura 3). ENLACE QUMICO Constituye la fuerza de atraccin que une los tomos. Enlace inico: Es la atraccin de iones con cargas elctricas opuestas entre s una

vez que se ha dado la transferencia de electrones de un tomo a otro, para alcanzar una configuracin estable en su capa electrnica ms externa.

ION

Es un tomo que presenta un desigual nmero de protones y electrones. Se denomina como catin a un tomo que pierde un electrn y adquiere una carga elctrica positiva y como anin a un tomo que capta un electrn extra y adquiere una carga elctrica negativa (Figura 4).

Figura 4. Formacin de iones por transferencia de electrones. Catin de sodio (Na) se forma al ceder un electrn solitario de su ltimo nivel de energa al cloro (Cl) que capta este electrn para completar su ltimo nivel de energa.

Enlace covalente: Constituye la unin entre dos tomos, lo cuales comparten

electrones entre s, con el fin de alcanzar una configuracin electrnica estable en el ltimo nivel (Figura 5).

Figura 5. Esquema grfico mostrando un enlace covalente formado a partir de dos tomos de cloro (Cl), los cuales comparten dos electrones para mantener estable su ltimo nivel de energa.



Enlace hbrido: Combinacin entre enlaces inicos y covalentes para formar un compuesto ms complejo.

Enlace metlico: Se encuentra en los elementos metlicos los cuales tienen la

capacidad de liberar electrones de un ion a otro para mantenerse unidos.

ESTADOS DE AGREGACIN DE LA MATERIA El estado en el cual se manifiesta la materia est determinado por varios factores entre los cuales la Temperatura y la Presin son los ms importantes. El estado de agregacin depende del grado de ordenamiento de los tomos: Slido: Forma una estructura rgida. El 96% de los elementos se encuentra en

estado slido.

Estructura cristalina arreglo regular tridimensional. Slidos amorfos arreglo catico.

Lquido: Partculas con movimiento entre aleatorio y catico. Empaquetamiento

cerrado. El 2% de los elementos se encuentra en estado lquido. Gas: Partculas en rpido movimiento rectilneo. Cambios de direccin por colisin.

El 11% de los elementos se encuentra en estado gaseoso. El agua alcanza los tres estados en un rango de 110 C. El punto triple es el punto en el cual las tres fases se encuentran en equilibrio. La Temperatura crtica (Tc) y la Presin crtica (Pc) se cruzan en el Punto Crtico que marca el fin de la lnea lquido vapor, ms all del cual las fases gaseosas y lquidas del agua no pueden ser distinguidas (Figura 6).

Figura 6. Diagrama mostrando los estados de agregacin del agua, controlados por la Presin y Temperatura. Se observa el punto triple, la temperatura crtica (Tc), la presin crtica (Pc) y el punto crtico.



ESTRUCTURA DE LOS MINERALES Un mineral est compuesto por un empaquetamiento ordenado de tomos para formar una estructura cristalina. La disposicin atmica tridimensional est controlada tanto por la carga elctrica de los iones como por su tamao (Figura 11 abajo). Cada ion de carga positiva se rodea por un nmero suficiente de iones de carga negativa que neutralicen su carga y que al mismo tiempo puedan acomodarse entre s sin repelerse (Figura 7 y 8 izquierda).

Figura 7. Empaquetamiento de los iones de Na y Cl para formar una estructura cristalina tridimensional de forma cbica.

Algunos conjuntos de elementos pueden agruparse de diferentes maneras, conservando su composicin qumica y dando una estructura cristalina diferente (Figura 8 derecha). A stos se los conoce como polimorfos (poli = muchos; morfo = forma). Estas variaciones generalmente ocurren cuando cambian las condiciones de P T y las estructuras minerales se acomodan a las nuevas condiciones.



Figura 8. Formas de empaquetamiento de los tomos e iones que dependen tanto del tamao de los tomos como de la cantidad de espacio disponible (izquierda). Polimorfos de diamante (A) con estructura ms compacta y (B) menos compacta para

el caso del grafito.

La disposicin geomtrica interna de los componentes de un mineral definir la estructura cristalina externa que adoptar un determinado cristal mineral. La estructura cristalina ha sido dividida en siete sistemas cristalinos caracterizados por su simetra interna (Figura 9).

Figura 9. Esquema resumido de los principales sistemas cristalinos y la relacin entre sus ejes principales.



PROPIEDADES FSICAS DE LOS MINERALES

PROPIEDAD DEFINICIN CLASES

COLOR

Es el resultado de la interaccin de la luz con el mineral. Reflexin y refraccin de diferentes longitudes de onda de la luz incidente en la estructura cristalina mas la presencia de impurezas influye en la coloracin.

Negro Rojizo Amarillento Verdoso Grisceo

BRILLO

Se relaciona con el aspecto y la calidad de la porcin de luz reflejada y dispersada por la superficie de un mineral.

Vtreo Metlico Mate Resinoso

FORMA CRISTALINA

Se refiere a la geometra externa del mineral, la cual esta relacionada con la cristalografa y simetra internas. El crecimiento cristalino puede ser interrumpido por la competicin por el espacio, impidiendo el desarrollo de cristales.

Euhdrico Subeuhdrico Anhedral

HBITO

Hace referencia al aspecto externo de un cristal o de un conjunto de cristales, lo cual le da una morfologa nica y reconocible con respecto a otros.

Isomtrico Prismtico Tabular Acicular

DUREZA Es la resistencia que ofrece la superficie lisa de un mineral a la abrasin o rayado (Figura 10, escala de dureza).

Talco = 1 Cuarzo = 7 Diamante = 10

RAYA Es el color que presenta una sustancia o un mineral despus de ser pulverizada o rayada. Oscura Blanca

EXFOLIACIN (CLIVAJE)

Es la caracterstica de los minerales a romperse por una superficie ordenada siguiendo uno o varios sistemas de exfoliacin o clivaje donde los enlaces son ms dbiles.

Planar Basal Prismtica Cbica

FRACTURA

Se produce cuando en una estructura cristalina la resistencia de los enlaces es aproximadamente la misma en todas direcciones.

Concoidal Fibrosa Astillosa Irregular

PESO ESPECFICO

Es equivalente a la densidad relativa y expresa el cociente entre el peso del mineral y el peso de un volumen similar de agua a 4C.

Cuarzo = 2.65 Olivino = 3.37

SOLUBILIDAD Expresa la capacidad de disolucin de un mineral frente a un medio acuoso o cido. Carbonatos Sales

ESTRIACIONES

Morfologas formadas por surcos rectos muy finos que se presentan en las caras o superficies de exfoliacin de algunos minerales.

Feldespatos Turmalina Pirita



Figura 10. Escala de dureza de Mohs, con algunos elementos prcticos para su estimacin.

PROCESOS DE FORMACIN Cristalizacin a partir de materiales fundidos: Los minerales puros presentan

puntos de fusin fijos, al disminuir la temperatura bajo el punto de fusin se produce la cristalizacin y solidificacin de los mismos. El enfriamiento puede ser lento (ambiente gneo intrusivo) o rpido (ambiente gneo extrusivo).

Cristales formados a partir de soluciones: Una solucin que presenta una

determinada composicin puede pasar al estado slido por medio de la evaporacin del solvente, lo cual genera una saturacin de cristales y finalmente la precipitacin. Por ejemplo, la precipitacin de agua saturada con sales en ambientes sedimentarios evaporticos. La precipitacin tambin puede darse en agua de manantiales en ambientes sedimentarios e hidrotermales por cambios de T, P, pH, etc.

Cristales formados a partir de vapores (sublimacin): Materiales voltiles que

reaccionan con el vapor de agua y que al condensarse comienzan a precipitar en pequeas cantidades. Ambiente volcnico extrusivo (fumarolas).



Cristalizacin a partir de slidos (recristalizacin en estado slido): Este proceso

tiene lugar cuando la presin y temperatura actan sobre un slido, cambiando sus propiedades qumicas y fsicas por medio de ciertas reacciones. Ambiente sedimentario (diagnesis) y ambiente metamrfico.

Remplazamiento (metasomatismo): Sustitucin de elementos o compuestos en un

material slido por reacciones o simple intercambio. Ambiente sedimentario y ambiente metamrfico.

Intervencin de organismos: Formacin de compuestos o elementos como

resultado del metabolismo de organismos. Ambiente sedimentario (diatomitas). CLASIFICACIN DE LOS MINERALES Existen alrededor de 4000 minerales, pero nicamente unos pocos son los ms abundantes en la naturaleza (Figura 12) y constituyen los minerales formadores de las rocas. Considerando al silicio (Si) y al oxgeno (O) como los elementos ms abundantes en la naturaleza (Figura 11 arriba), la combinacin de stos genera una estructura tridimensional bsica denominada tetraedro de slice que da origen a los silicatos. Otros minerales que aparecen en menor cantidad no utilizan esta estructura bsica y se los denomina no silicatos. Las sustancias sin estructura cristalina organizada se conocen como mineraloides o amorfos.

Figura 11. Porcentaje de abundancia de los principales elementos que conforman los minerales (arriba). Radio atmico relativo

de los elementos ms comunes (abajo).



CLASIFICACIN DE LOS SILICATOS

CLASE ESTRUCTURA EJEMPLOS

ORTOSILICATOS (NESOSILICATOS)

[SiO4]4-

Olivino Granate Estaurolita Silicatos Alumnicos

SOROSILICATOS

[Si2O7]6-[Si5O16]12-

Epidotas Lawsonita

CICLOSILICATOS

[Si3O9]6- [Si6O18]12- Turmalina Berilo Cordierita

INOSILICATOS

[SiO3]2- [Si4O11]6- Grupo Piroxenos Grupo Anfboles

FILOSILICATOS

[Si4O10]4- Muscovitas, Biotitas Cloritas Arcillas

TECTOSILICATOS

[Si2O4]0 [Al2Si3O8]1-

[Al2Si2O8]2- Cuarzo Feldespatos Feldespatoides Zeolitas



Figura 12. Grfico porcentual de los minerales ms comunes.

CLASIFICACIN DE LOS NO SILICATOS

CARBONATOS [CO3]2-

Calcita, Aragonita, Siderita, Magnesita

SULFATOS [SO4]2-

Yeso, Anhidrita, Baritina

FOSFATOS [PO4]3-

Apatito

SULFUROS [S2]2-

Pirita, Calcopirita, Galena

TUNGSTATOS [WO4]2-

Wolframita

XIDOS [Ox]x-

Magnetita, Cromita, Hematina, Rutilo, Corindn

HIDRXIDOS [OH]1-

Goetita, Gibsita

HALOGENUROS [Cl]1-

Halita, Silvita FLORUROS [F]1-

ELEMENTOS NATIVOS Au, Ag Oro, Plata ALGUNOS MINERALOIDES Y AMORFOS Vidrio volcnico palo Carbn de piedra


ESCUELA POLITCNICA NACIONAL INTRODUCCIN A LA GEOLOGA ROCAS SEDIMENTARIAS

ROCA Masa slida formada por uno o varios minerales que se presenta de forma natural como parte de la Tierra. TIPOS DE ROCAS Rocas Sedimentarias

Rocas gneas Rocas gneas Intrusivas Rocas gneas Extrusivas

Rocas Metamrficas

ROCAS SEDIMENTARIAS Sedimentum = material slido que se deposita a partir de un fluido (agua o aire). El sedimento es un material no consolidado creado por la meteorizacin y erosin de las rocas, por precipitacin qumica de soluciones acuosas y por secreciones de organismos; el cual es transportado y depositado por el viento, agua, hielo o bajo la influencia de la fuerza de gravedad (in situ). Las rocas sedimentarias son rocas formadas a partir de la acumulacin y litificacin (o consolidacin) del sedimento (Figura 1).

Figura 1. Secuencia sedimentaria de rocas expuestas en el Gran Can, Arizona.



En la superficie terrestre las rocas sedimentarias afloran como una capa algo discontinua que ocupa alrededor del 75% de los afloramientos y representan nicamente el 5% (en volumen) de los 16 km ms externos de la Tierra.

La importancia de las rocas sedimentarias radica en que son capaces de preservar en su interior el registro del pasado geolgico como mecanismos de transporte, ambientes de depsito, evidencia fsil, tipos de rocas circundantes en el momento de su formacin, eventos de levantamiento y deformacin, tipos de climas y en general la historia erosiva de la Tierra. Adems su estudio involucra un inters econmico relacionado con el petrleo, carbn de piedra, gas natural, as como depsitos de hierro, aluminio, manganeso, ciertos fertilizantes y materiales de construccin.

ORIGEN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

Las rocas sedimentarias se forman por la interaccin entre el sistema hidrolgico, la atmsfera y la corteza terrestre. Esta interaccin involucra cuatro importantes procesos:

Meteorizacin (Intemperismo): Constituye la destruccin mecnica y qumica de la roca por accin de la atmsfera (vientos, humedad, temperatura, etc.), el sistema hidrolgico (hielo, soluciones acuosas, etc.) y agentes biolgicos (plantas, organismos, hombre, etc.), el cual provee de materiales sueltos que pueden ser fcilmente transportados.

Transporte: Este proceso se encarga del traslado de un sedimento desde su lugar de origen hacia el lugar de depsito por accin del agua (ros), el hielo (glaciares) y el viento entre otros. El agua corriente constituye el ms efectivo agente de movilizacin ya que la energa de transporte de los ros permite arrastrar y seleccionar de acuerdo al tamao de grano y densidad, grandes cantidades de sedimentos para llevarlos hacia las cuencas marinas.

Depsito: Se relaciona con las condiciones fsicas, qumicas y biolgicas que permiten la acumulacin de sedimentos. El ambiente de depsito proporciona caractersticas distintivas en la textura, composicin, estructura interna y evidencia fsil.

Diagnesis: Constituye el estado final en la formacin de una roca sedimentaria. Involucra todos los cambios fsicos, qumicos y biolgicos que tienen lugar despus de la deposicin de los sedimentos. Se produce en los primeros kilmetros de la corteza terrestre a temperaturas inferiores a los 150 C, donde las condiciones de enterramiento favorecen la litificacin y recristalizacin de los sedimentos.

o Litificacin: Se refiere a los procesos fsicos y qumicos mediante los cuales los sedimentos no consolidados se transforman en rocas slidas. Los procesos bsicos para que se de la litificacin constituyen: compactacin y cementacin.

Compactacin: Se da como resultado del enterramiento de los sedimentos a travs del tiempo, lo cual genera un aumento de presin sobre los sedimentos ms profundos debido al peso de los



materiales suprayacentes. Este proceso se manifiesta en la reduccin del espacio poroso y la salida del fluido contenido en el mismo. Los granos sedimentarios se reacomodan con el fin de ocupar menos espacio y volumen.

Cementacin: Implica un cambio qumico el cual se produce por la precipitacin de minerales entre los granos sedimentarios individuales. Los materiales cementantes son transportados en solucin por el agua que circula entre los sedimentos y con el pasar del tiempo la precipitacin de los mismos rellena los espacios soldando los clastos.

o Recristalizacin: Es un cambio diagentico muy comnmente relacionado con las acumulaciones de materiales precipitados de origen qumico. Se produce cuando los minerales menos estables cambian su estructura cristalina para transformarse en minerales ms estables frente a las nuevas condiciones de presin y temperatura que genera el enterramiento. Por ejemplo, pequeos cristales precipitados a partir de soluciones salinas se acumulan para formar masas que ms tarde solidifican en forma de minerales como yeso, halita, etc., otros como la aragonita que es el producto de las secreciones de organismos marinos para formar sus conchas y esqueletos (corales), tiende con el tiempo y las condiciones de P y T a recristalizar en calcita (CaCO3), un mineral ms estable que forma la roca caliza.

CLASIFICACIN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Considerando la fuente del sedimento tenemos: los de origen detrtico (detrito = clasto derivado de la meteorizacin mecnica y qumica de las rocas) y los de origen qumico y orgnico a partir de precipitacin qumica de soluciones saturadas y acumulaciones de restos de organismos, las rocas sedimentarias se clasifican en detrticas, qumicas y orgnicas (Figura 2). ROCAS SEDIMENTARIAS DETRTICAS Los principales minerales constituyentes de la mayora de rocas sedimentarias detrticas constituyen la arcilla y el cuarzo. La arcilla es el producto ms abundante de la meteorizacin qumica de los silicatos (principalmente los feldespatos), mientras que el cuarzo es abundante porque es extremadamente duradero y muy resistente a la meteorizacin qumica. Otros minerales comunes en las rocas detrticas son los feldespatos y las micas, los cuales son fcilmente meteorizables, por lo tanto su presencia en las rocas detrticas indicara que los procesos de erosin y deposicin fueron ms rpidos que su desintegracin. El tamao del clasto es el criterio ms importante para la clasificacin de las rocas sedimentarias detrticas (Figura 3), porque las corrientes de agua y aire seleccionan los clastos por su tamao dependiendo de la cantidad de energa que poseen durante el transporte.



Figura 2. Clasificacin de las rocas sedimentarias: (izquierda) rocas sedimentarias detrticas y (derecha) rocas sedimentarias qumicas y orgnicas.

Figura 3. Clasificacin de las rocas sedimentarias detrticas en funcin del tamao de clasto. Conglomerado: Est formado fundamentalmente por clastos redondeados de

tamao grava y una matriz que rellena los espacios entre clastos formada comnmente por arena y lodo (limo y arcilla). La presencia de lticos (pedazos de otras rocas) en los conglomerados, permite conocer el origen (la roca de la cual



provienen) y su tamao, refleja la cantidad de energa utilizada para su movilizacin.

Brecha: Se forma cuando los clastos presentes son angulosos, es decir que no

sufrieron suficiente abrasin para poder redondearse, lo cual indica que la fuente de origen es muy cercana al lugar de depsito o que fueron transportados por otro medio (glaciares).

Arenisca: Est formada por la acumulacin de clastos tamao arena. Se forman en

diversos ambientes y contienen pistas significativas sobre su origen, por ejemplo el grado de seleccin del tamao grano indica el ambiente de depsito (fluvial, marino, elico, etc.) y la cantidad de transporte (poco transporte = mala seleccin = granos de distintos tamaos); la forma del grano (redondez / angulosidad) indica la distancia, el tiempo y el medio de transporte (granos redondeados = mayor distancia y tiempo de transporte); finalmente la composicin de los granos permite conocer la fuente y tambin la cantidad de transtporte, pues la presencia de feldespatos, micas, ferromagnesianos, etc., (minerales poco resistentes a la abrasin) indica menos transporte. Presenta ciertas variedades:

o Cuarzoarenita: Cuando est esencialmente formada por cuarzo (> 90%). o Arcosa: Cuando presenta importante cantidades de granos de feldespato y

algunas micas. o Grauvaca: Cuando presenta fragmentos rocosos y matriz arcillosa limosa

(hasta en un 15%) Limolita: Es una roca clstica de grano fino formada por clastos de tamao limo

(principalmente cuarzo) trasportados generalmente en suspensin y depositados en reas planas de baja energa.

Lutita: Es la roca sedimentarias ms abundante y est compuesta por partculas de

tamao limo muy fino a arcilla. Su presencia indica un ambiente de baja energa con corrientes tranquilas (lagos, llanuras, cuencas ocenicas profundas, etc.). Se acumulan en forma de capas delgadas (lminas), las cuales debido al enterramiento expulsan el agua y reducen su porosidad, comportndose como impermeables. Son rocas fcilmente erosionables debido a su poca cementacin.

ROCAS SEDIMENTARIAS QUMICAS Y ORGNICAS Estas rocas sedimentarias derivan del material que es transportado en solucin a los lagos y los mares, donde una parte precipita para formar el sedimento qumico. Esta precipitacin se produce por procesos inorgnicos como la evaporacin y la actividad qumica (por ejemplo estalactitas y estalagmitas) y procesos orgnicos por medio de microorganismos cuyos caparazones y conchas se acumulan en el fondo de lagos y mares.



Caliza: Es la roca qumica ms abundante y est compuesta fundamentalmente por calcita (CaCO3). Se forma por procesos inorgnicos y bioqumicos.

Calizas inorgnicas: Se forman cuando los cambios qumicos o las temperaturas elevadas del agua permiten el escape del CO2 disuelto, aumentando de esta manera la concentracin del carbonato clcico hasta el punto que este precipita. Variedades de este tipo constituyen el travertino y la caliza ooltica.

CO2(g) CO2,aq CO2(aq) + H2O(l) H2CO3(aq)

H2CO3(aq) HCO3-(aq) + H+(aq) HCO3-(aq) CO32-(aq) + H+(aq)

Precipitacin: Ca2+ + HCO3- --> CaCO3 + H+

Ca2+ + CO3= --> CaCO3Disolucin: CaCO3 + H2CO3 --> Ca2+ + 2HCO3-

Calizas bioqumicas: Son el resultado de la actividad de ciertas plantas, animales

invertebrados y microorganismos los cuales extraen el carbonato de calcio del agua para sus procesos de metabolismo o para construir partes duras (esqueletos, conchas, etc.). Por ejemplo, existen calizas formadas en los arrecifes de coral donde existen microorganismos sencillos que forman un esqueleto externo calcreo que se acumula en grandes cantidades junto con las secreciones calcreas de algas. Otras calizas como la coquina y creta se forman por la acumulacin de caparazones (incluyen fragmentos de conchas) poco cementados y partes duras de microorganismos (mezcladas con arcilla), respectivamente.

Dolomita: Est compuesta por el mineral dolomita que es un carbonato de calcio y magnesio, donde parte del Ca de la caliza es remplazado por el Mg del agua del mar.

Rocas silceas: Son rocas compuestas de slice (SiO2) microcristalino y se depositan en ambiente acuoso en forma de ndulos y capas. Un origen inorgnico proviene de la precipitacin directa del Si disuelto en el agua (en forma de ndulos aislados) y un origen orgnico proviene de microorganismos que captan slice para sus esqueletos (radiolarios, diatomeas, etc.). Ejemplos de estas rocas son el pedernal, chert, jaspe, diatomita entre otras.

Evaporitas: Se producen cuando la evaporacin es el mecanismo que desencadena la sedimentacin de precipitados qumicos. Cuando el agua salada se evapora, precipitan primero los minerales menos solubles y conforme aumenta la salinidad precipitan los ms solubles. Los ejemplos ms importantes constituyen el yeso que es un sulfato clcico hidratado (Ca SO4.2H2O) poco soluble y la halita formada por cloruro de sodio (NaCl) generalmente ms soluble.

Carbn: Es una roca formada por la acumulacin y enterramiento de grandes cantidades de materia orgnica vegetal durante millones de aos, en un ambiente pantanoso libre de oxgeno (anxico), en el cual las bacterias descomponen parte del material orgnico, liberando oxgeno e hidrgeno e incrementando el porcentaje de carbono. La evolucin del carbn se produce en etapas sucesivas empezando por la turba, el lignito, la hulla y finalmente la antracita (Figura 2).



Figura 4. Evolucin de la materia orgnica desde un primer estado de descomposicin turba, pasando por lignito y hulla, hasta llegar a antracita mediante procesos metamrficos.

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS Las estructuras sedimentarias primarias indican la manera como se ha depositado el sedimento y como aparece actualmente la roca. Se forman por una variedad de procesos relacionados con corrientes de fluidos (agua aire), flujos gravitacionales, actividad orgnica entre otros. Proveen de informacin acerca del ambiente en el cual se depositaron. Las ms importantes estructuras son:

Estratificacin: Las rocas sedimentarias se forman debido a la acumulacin capas sucesivas denominadas estratos (Figura 1), los cuales conservan caractersticas nicas ya sean composicionales o de tamao de grano que los diferencian de los dems. Separando a los estratos se encuentran los planos de estratificacin que son superficies generalmente horizontales a lo largo de las cuales las rocas tienden a separarse. Marcan el final de un episodio de sedimentacin y el inicio de otro.



Estratificacin cruzada: Se produce cuando los estratos se depositan de forma inclinada con respecto a la superficie horizontal (Figura 5) y se registran generalmente en zonas con cambios de pendiente (deltas, dunas, canales, etc.).

Figura 5. Estratificacin cruzada donde se observa que los estratos se han depositado formando un ngulo con la horizontal. Estratificacin gradada: Involucra un tipo especial de estratificacin en el cual las

partculas o clastos presentes en un determinado estrato cambian gradualmente de tamao de grano (de grueso a fino = granodecreciente, Figura 6, o de fino a grueso = granocreciente) desde la parte inferior a la superior. Ejemplos de esta estructura se dan en las turbiditas.

Figura 6. Estratificacin gradada donde se observa que el tamao de grano decrece hacia el tope.

Ripple Marks (Rizaduras): Constituyen pequeas ondulaciones de arena que se desarrollan en la superficie de una capa de sedimento por accin del agua o aire en movimiento (Figura 7).



Figura 7. Ripple Marks en roca sedimentaria indicando la direccin de llagada del agua. Grietas de desecacin: Son un conjunto de fracturas y grietas (Figura 8) formadas en

la superficie expuesta de un sedimento fino como consecuencia de la reduccin de espacio generada por la evaporacin del agua. Indican las variaciones en el grado de humedad de la superficie de los sedimentos y se encuentran preferencialmente en lagos y desiertos.

Figura 8. Grietas de desecacin formadas en los niveles finos ms superficiales por efectos de la evaporacin. Otras estructuras constituyen las huellas dejadas por la actividad de organismos vivos

(huecos, cuevas, etc.) que actualmente se encuentran en forma de fsiles.


ESCUELA POLITCNICA NACIONAL INTRODUCCIN A LA GEOLOGA ROCAS GNEAS

ROCAS GNEAS Ignis = Fuego Roca formada a partir del enfriamiento, solidificacin y cristalizacin del magma. Las rocas gneas forman la mayor parte de la corteza y en general del planeta Tierra. El conocimiento acerca de estas rocas es esencial para comprender la estructura, composicin y funcionamiento interno del planeta. ORIGEN DEL MAGMA Magma: Material completa o parcialmente fundido (roca fundida). Consta de tres partes: un componente lquido, un componente slido y una fase gaseosa. La parte lquida o fundido, est compuesta por iones mviles de elementos como el silicio, oxgeno y menores cantidades de aluminio, potasio, calcio, sodio, hierro y magnesio. Los componentes slidos corresponden a silicatos ya cristalizados, es decir, pequeos cristales flotantes que se encuentran en constante crecimiento. La fase gaseosa est formada principalmente por vapor de agua (H2O), dixido de carbono (CO2) y dixido de azufre (SO2). Estos gases o voltiles se encuentran disueltos dentro del magma debido a las altas presiones a las cuales se encuentran sometidos. CRISTALIZACIN FRACCIONADA DEL MAGMA Conforme disminuye la temperatura de un magma, los iones del fundido empiezan a disminuir su velocidad perdiendo movilidad, esto hace que comiencen a acercarse y disponerse en forma de estructuras cristalinas ordenadas (cristalizacin). Los tomos de silicio y oxgeno son los que primero se enlazan para formar tetraedros de silicio oxgeno que constituyen la estructura bsica de los silicatos. Continuando con el enfriamiento los tetraedros se unen entre si y con otros iones para formar estructuras ms complejas que crecen lentamente. Los primeros minerales que se forman tienen espacio para crecer y formar caras cristalinas, mientras que los ltimos rellenan el espacio restante. Finalmente el magma se transforma en una roca slida denominada roca gnea. Considerando la existencia de distintos tipos de rocas gneas provenientes de magmas qumicamente diferentes (por ejemplo un volcn determinado puede expulsar ms de un tipo de magma durante una misma erupcin) se ha desarrollado la serie de reaccin de Bowen con el fin de explicar los distintos tipos de magmas y la composicin de las rocas gneas. SERIE DE BOWEN: El cientfico Bowen demostr que conforme se enfra un magma basltico, los minerales tienden a cristalizar de una manera sistemtica en funcin de sus puntos de fusin. El primer mineral en cristalizar es el olivino (mineral ferromagnesiano, figura 8) perteneciente a la serie discontinua de cristalizacin, mientras que al disminuir gradualmente la temperatura empieza a cristalizar la serie continua de las plagioclasas empezando por la plagioclasa rica en calcio (Ca) como



es la anortita. Como se observa en las figuras 1 y 2, la serie discontinua avanza con el enfriamiento progresivo formando piroxenos, anfboles y biotita y se intercepta con la serie continua, la cual empieza con anortita, bytownita, labradorita, andesina, oligoclasa y finalmente albita que es la plagioclasa rica en sodio Na (figura 8). Finalmente cristalizan los feldespatos de potasio, la muscovita y por ltimo el cuarzo.

Figura 1. Serie de reaccin de Bowen donde se observan las series continua y discontinua de cristalizacin.

Figura 2. Mineraloga de las rocas gneas comunes y asociaciones minerales en cada una de ellas.



Durante este proceso de cristalizacin organizada, la composicin del magma cambia constantemente. Por ejemplo, luego de la cristalizacin de los primeros minerales (olivino, anortita y piroxenos, figura 2), el magma restante habr consumido la mayor parte del hierro (Fe), magnesio (Mg) y calcio (Ca), al ser estos los principales elementos que conforman dichos minerales. La disminucin de estos elementos en el magma restante propiciar el enriquecimiento en elementos como el sodio (Na), potasio (K), aluminio (Al) y principalmente en slice (Si), puesto que minerales como el olivino solo utilizan en su estructura alrededor del 40% del slice (figura 2 y 8). Los minerales que se forman bajo similares temperaturas en la serie de Bowen se encuentran juntos en las rocas gneas. Por ejemplo el feldespato potsico (figura 1 y 2), la moscovita y el cuarzo se encuentran en la misma regin del diagrama y se forman bajo similares condiciones, por lo tanto se encontraran juntos en la roca llamada granito (figura 1, 2 y 9). DIFERENCIACIN MAGMTICA Es la formacin de uno o ms magmas secundarios a partir de un solo magma original. Este proceso ocurre durante la cristalizacin fraccionada cuando se da la separacin de los componentes slido (cristales con puntos de fusin altos) y lquido (magma restante empobrecido en ciertos elementos que ya fueron utilizados por los primeros minerales en cristalizar) de un magma original. Esta separacin se traduce en forma de una sedimentacin cristalina (figura 3), en la cual los minerales ms pesados y densos se separan de la porcin lquida y se hunden al fondo de la cmara magmtica. Cuando esta porcin lquida restante se solidifica se forma una roca cuya composicin qumica es diferente al magma original.

Figura 3. Formas de alteracin de la composicin de un cuerpo magmtico. Asimilacin de la roca encajante, sedimentacin cristalina e intrusin de un cuerpo magmtico en otro.



Cuando los cristales primeramente formados no se sedimentan y permanecen en contacto con el fundido restante tienden a reaccionar qumicamente y evolucionar al siguiente mineral de la serie de Bowen, alcanzando de esta manera un equilibrio. Generalmente los magmas restantes permanecen en estado lquido y adquieren una densidad inferior (debido a la prdida de los elementos ms pesados como Fe y Mg) que las rocas de su entorno, por lo tanto, ascienden a zonas ms superficiales de menor presin y menor densidad donde pueden volver a separarse en nuevos componentes slidos y lquidos, generando de esta manera diversos magmas y diferentes tipos de rocas gneas (figura 7). ASIMILACIN Y MEZCLA DE MAGMAS Las diferentes composiciones de las rocas gneas encontradas no pueden explicarse solo por la diferenciacin magmtica propuesta por Bowen, en realidad la composicin de los magmas puede variar por la incorporacin de bloques de cuerpos extraos (presentes en los alrededores de la cmara magmtica, figura 3) los cuales son arrancados, asimilados y fundidos por un magma ms caliente y de mayor profundidad. Cuando un magma se abre paso a travs de las rocas encajantes y stas solo se funden parcialmente o simplemente no se funden, se preserva un cuerpo extrao de diferente composicin del fundido, denominado xenolito (indicativo de la composicin de la roca encajante). Otra forma de alterar la composicin de un magma en ascenso se denomina la mezcla de magmas y se produce cuando un cuerpo magmtico es intruido por otro (figura 3) qumicamente distinto. Una vez combinados se forma una mezcla de composicin intermedia diferente a la composicin del magma original. FUSIN PARCIAL Los slidos cristalinos de una roca estn formados por iones dispuestos de forma regular que presentan un movimiento vibratorio restringido, el cual conforme aumenta la temperatura se vuelve ms rpido e induce a la utilizacin de ms espacio provocando la expansin del slido. Cuando esta velocidad de vibracin supera la fuerza de los enlaces se produce la fusin del slido en un lquido con iones desordenados. La fusin de una roca con una composicin qumica determinada se produce en un intervalo de temperaturas de al menos 200C. Los minerales con temperaturas de fusin ms bajas (figura 4) son los primeros en fundirse y conforme aumenta la temperatura comienzan a fundirse los minerales con puntos de fusin ms altos hasta que la masa lquida obtenida se aproxima a la composicin de la roca de la cual se deriv. Cuando la fusin de la roca original es incompleta se conoce como fusin parcial.



Figura 4. Rango de temperaturas para la fusin cristalizacin de los minerales de origen magmtico. Se ha propuesto tericamente que la mayor parte de los magmas se han formado a partir de la fusin de las rocas slidas presentes en la parte inferior de la corteza y el manto superior. Este proceso es controlado por la temperatura, presin y presencia de voltiles. Influencia de la temperatura: Para poder fundir una roca es necesario elevar la

temperatura por encima del punto de fusin de la roca. Con el incremento de la profundidad la temperatura va en aumento progresivo el cual se mide en C/km y se denomina como gradiente geotrmico (figura 5).

La temperatura presente en el lmite entre la litosfera y astenosfera, considerando un gradiente geotrmico entre 20 a 30C/km, fluctuara entre 1200 a 1400C, lo cual no es suficiente para fundir totalmente una roca de estos niveles. El calor adicional provendra de la friccin y movimiento relativo entre la litosfera y astenosfera. Otra fuente de calor adicional provendra del ascenso de materiales desde profundidad con temperaturas superiores, los cuales al entrar en contacto con las rocas circundantes generaran la fusin parcial de las mismas.

Influencia de la presin: El proceso de fusin es acompaado por un aumento de volumen y si la presin es lo suficientemente grande, la temperatura a la cual se produce la fusin de una roca (o punto de fusin, figura 4) pasa a ser una variable dependiente de la profundidad, ya que al aumentar sta, se incrementa progresivamente la presin de confinamiento (presin igual en todas las direcciones) que acta sobre una roca y por ende aumenta la temperatura de fusin de una roca.

Cuando una roca ha ascendido a zonas de menor presin en un nivel superior como consecuencia de una anomala trmica (la cual aumenta su plasticidad y movilidad en estado slido), se dispara el proceso de fusin por decompresin, debido a la disminucin brusca del punto de fusin en la roca.



Figura 5. Gradiente geotrmico calculado para la Tierra. Influencia de los voltiles: La presencia de voltiles afecta a la temperatura de

fusin de las rocas (figura 6), haciendo que las mismas se fundan a temperaturas inferiores a las que lo haran a una determinada profundidad de acuerdo al gradiente geotrmico. Estas sustancias voltiles (H2O, CO2, SO2, entre otras) provenientes de grandes profundidades y generalmente muy mviles (debido a sus bajas densidades y su estado gaseoso) son capaces de migrar hacia las zonas superiores del manto a gran velocidad, aumentado la solubilidad en los materiales circundantes y generando fusin parcial.

En sntesis, los magmas pueden generarse bajo tres condiciones: (1) aumento de temperatura por friccin (litosfera astenosfera) y ascenso de materiales calientes profundos, (2) disminucin de la presin (sin adicin de calor) por ascenso muy lento de materiales plsticos y (3) por introduccin o ascenso de voltiles que pueden reducir la temperatura de fusin de una roca.



Figura 6. Curvas idealizadas de temperatura de fusin para el granito y el basalto. FORMACIN DE MAGMAS BASLTICOS La mayor parte de los magmas baslticos se originan probablemente a partir de la fusin parcial de la roca ultramfica llamada peridotita (posiblemente la principal constituyente del manto superior). Se denominan magmas primarios cuando se derivan directamente de las rocas del manto posiblemente debido a una reduccin de la presin de confinamiento (fusin por decompresin) y sin haber evolucionado an. La mayor parte de los magmas baslticos se forman entre los 50 a 250 km por debajo de la superficie terrestre (figura 7) y en muchos casos pueden migrar muy rpido a la superficie antes de cristalizar o diferenciarse. Esto se produce cuando la presin de confinamiento disminuye proporcionalmente con el ascenso del magma, reduciendo progresivamente la temperatura de fusin de los constituyentes del fundido y haciendo que este permanezca en estado lquido durante ms tiempo hasta llegar a superficie (ejemplo: dorsales mediocenicas).



Figura 7. Zonacin composicional en una cmara magmtica. FORMACIN DE MAGMAS ANDESTICOS Se forman durante la interaccin entre los magmas baslticos diferenciados del manto y los componentes ms ricos en slice de la corteza que han sido asimilados y disueltos por este magma ascendente. El resultado es un magma con una composicin intermedia entre basltico y grantico (figura 1, 2, 7 y 9). El proceso de diferenciacin magmtica de un magma basltico es capaz de generar un magma andestico una ves que ha cristalizado la mayor parte de minerales ferromagnesianos. FORMACIN DE MAGMAS GRANTICOS Los magmas granticos tienen un alto contenido en slice y por tanto son ms viscosos que los magmas baslticos que son capaces de fluir. Cuando alcanzan la superficie generan erupciones volcnicas explosivas muy peligrosas (figura 7). Al ser estas rocas muy abundantes, se cree que aparte de la diferenciacin magmtica es posible que provengan adicionalmente de la fusin parcial de las rocas continentales ricas en slice con el calor proveniente de los magmas baslticos. CLASIFICACIN DE LAS ROCAS GNEAS Las rocas gneas se clasifican en rocas volcnicas o extrusivas cuando el magma se solidifica en la superficie terrestre y como intrusivas cuando el magma pierde movilidad y cristaliza en el interior de la tierra. El magma que alcanza la superficie terrestre se denomina lava. Un magma est compuesto fundamentalmente de ocho elementos que constituyen aproximadamente el 98% en peso de todos los magmas entre los cuales destacan el slice y el oxgeno que son los que dan lugar a la formacin de los silicatos. Otros



elementos como el aluminio (Al), calcio (Ca), sodio (Na), potasio (K), magnesio (Mg) y hierro (Fe) aparecen en forma de iones y hacen posible el enlace entre tetraedros de slice. Conforme el magma se enfra estos elementos se combinan para formar dos grupos de silicatos: los silicatos oscuros, ferromagnesianos o mficos (olivino, piroxeno, anfbol y biotita, figura 8) y los silicatos claros o flsicos (cuarzo, feldespatos y moscovita, figura 8). En base a las proporciones de silicatos oscuros y claros es posible diferenciar las rocas granticas (< 10% de mficos) y las baslticas (> 50% de mficos). Las peridotitas son consideradas como ultramficas debido a que estn formadas casi en su totalidad por ferromagnesianos oscuros. La rocas intermedias o andesticas tienen proporciones de mficos y flsicos entre el basalto y el granito.

Figura 8. Frmulas generales de los distintos minerales involucrados en la serie de Bowen. El contenido de slice es en realidad el factor dominante en la clasificacin de las rocas gneas, encontrndose por debajo del 45% en rocas ultramficas como la peridotita hasta un 70% en rocas flsicas como el granito. La textura de una roca, es decir, el aspecto general de la roca en funcin del tamao, forma y ordenamiento de los cristales, permite conocer las distintas historias de enfriamiento, mientras que la composicin mineralgica de una roca es consecuencia del contenido qumico del magma del cual cristaliz. Considerando estos dos factores es posible tener rocas de similar composicin pero distinta textura lo cual hace que tengan nombres diferentes. ROCAS FLSICAS (GRANTICAS) Granito: Es una roca fanertica (textura fanertica = presencia de cristales de grano

grueso, figura 9) e intrusiva compuesta por alrededor del 25% de cuarzo y el 65% de feldespato (feldespato de potasio + plagioclasa) junto a menores cantidades de moscovita y silicatos oscuros como biotita y anfbol.

Riolita Constituye el equivalente extrusivo del granito de igual composicin, pero

con una textura afantica (textura afantica = presencia de cristales muy finos que :



no se distinguen a simple vista, figura 9) y la presencia de algunos fragmentos vtreos y vesculas (burbujas de gases).

Sienita: Es una roca gnea intrusiva compuesta de una importante cantidad de

feldespatos alcalinos (ortoclasa y plagioclasas) y cantidades pequeas de cuarzo, anfboles, micas y piroxenos. Las sienitas que poseen grandes cantidades de feldespatoides como la nefelina se conocen como sienitas nefelnicas.

Pegmatita: Es una roca que contiene cristales anormalmente grandes (>1 cm) de

cuarzo, feldespato y micas, aunque puede haber pegmatitas con composiciones diferentes a la grantica. Se forman en las ltimas etapas de cristalizacin cuando el slice, potasio, sodio y voltiles como el agua, cloro, azufre y flor forman un porcentaje inusualmente elevado en los fundidos restantes (aguas juveniles). No se forman por largo enfriamiento sino por abundancia de fluidos que aportan iones.

Obsidiana: Es una roca vtrea (textura vtrea = formada por enfriamiento rpido de

los tetraedros de slice que se agrupan en forma desordenada, figura 9) de color oscuro que normalmente se forma cuando la lava rica en slice se enfra rpidamente. No est compuesta esencialmente por minerales y su color oscuro se debe a la presencia de iones metlicos.

Pmez: Es una roca volcnica de textura vtrea y se forma cuando grandes

cantidades de gases escapan de la lava para formar una masa gris altamente porosa.

Figura 9. Clasificacin de los principales grupos de rocas gneas de acuerdo a su composicin y textura.



Otras rocas vtreas importantes constituyen las Ignimbritas (formadas cuando ha existido importante fluidez en la lava previo a la solidificacin) y las Perlitas (acumulaciones vtreas en forma de esferas). ROCAS INTERMEDIAS Andesita: Es una roca de color gris medio, de grano fino y origen volcnico

extrusivo. Su textura es generalmente porfirtica (textura porfirtica = formada cuando el magma presenta cristales grandes que al enfriarse en superficie se rodean de cristales muy finos y material vtreo como matriz, figura 9). Est formada por cristales grandes y claros de plagioclasa junto a cristales negros y alargados de anfboles en medio de una matriz finogranular.

Diorita La diorita es el equivalente intrusivo de la andesita y est formada por

cristales de grano grueso de plagioclasa rica en sodio y anfbol con cantidades menores de biotita.

:

ROCAS MFICAS (BASLTICAS) Basalto: El basalto es una roca volcnica de grano fino (afantica) de color gris

oscuro a negro compuesta fundamentalmente por piroxeno, plagioclasa rica en calcio y menores cantidades de olivino y anfbol. Es la roca gnea extrusiva ms comn, pudiendo alcanzar varios kilmetros de rea y espesor.

Gabro: El gabro es el equivalente intrusivo del basalto y est compuesto por

cristales bien desarrollados de plagioclasa rica en calcio y piroxeno. Es un constituyente muy comn de la corteza ocenica que una vez alimentaron las erupciones baslticas.

ROCA ULTRAMFICAS Peridotita: Es una roca intrusita negra de peso especfico alto compuesta casi

enteramente por dos minerales: olivino y piroxeno. No es una roca comn en la superficie terrestre y se piensa que forma casi la totalidad del manto superior. La Komatita se piensa que es el equivalente extrusivo de la peridotita pero es muy poco comn.

ROCAS PIROCLSTICAS Estn formadas por la acumulacin y consolidacin de fragmentos de roca expulsados durante una erupcin volcnica (textura piroclstica = formada por fragmentos de cenizas, gotas fundidas y bloques angulares, figura 9), los cuales se acumulan en forma de capas sucesivas que siguen en algunos casos el relieve del terreno sobre el cual se depositan. Una de las rocas piroclsticas ms comunes constituyen las Tobas formadas por fragmentos diminutos de tamao ceniza (fragmentos piroclsticos = bombas y bloques > 64 mm; lapilli entre 64 mm a 2 mm; y ceniza < 2 mm de dimetro) y las Brechas volcnicas formadas por fragmentos angulosos entre lapilli y ceniza.


ESCUELA POLITCNICA NACIONAL INTRODUCC

introducción a la geología - pedro reyes

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